BERZSENYI DÁNIEL FŐISKOLA
TERMÉSZETTUDOMÁNYI INTÉZET

TERMÉSZETFÖLDRAJZI TANSZÉK


S Z A K D O L G O Z A T

A NYAVALYÁS-TETŐI KARSZTTERÜLET MORFOGENETIKÁJA

Készítette:
Apró Zoltán
IV. évfolyam, földrajz szak
Konzulens:
dr. Veress Márton
tanszékvezető főiskolai tanár

Szombathely

2001.


Tartalomjegyzék

  1. Célkitűzés
  2. Bevezetés
    1. A kutatott terület általános jellemzői
    2. A terület kutatástörténete, szakirodalma
  3. Vizsgálatok
    1. Terepi adatfelvételek
    2. Az adatok feldolgozása
  4. Megfigyelések, elemzések
    1. Kőzetek, talajok
    2. Felszínformák
      1. A Balekina-makroformacsoport
      2. A Jáspis-makroformacsoport
      3. Bombatölcsér-makroformacsoport
    3. Barlangok
      1. A Balekina-barlang
      2. A Jáspis-barlang
    4. A Jáspis-barlang jellemzése a járatok és a kőzetréteg síkja által bezárt szögek alapján
  5. A karsztos fejlődést befolyásoló tényezők
    1. Tektonikai és litológiai preformációk
    2. Oldás
    3. Tömegmozgásos folyamatok
    4. Erózió
  6. A terület karsztfejlődési vázlata
  7. Egy újabb barlangjárat feltárásának lehetősége
  8. Összefoglalás


I. Célkitűzés

Célunk a Nyavalyás-tető területén egy a karsztfejlődést leíró modell elkészítése volt. Ezért felmértük, és ábrázoltuk a Nyavalyás-tető földtani viszonyait és a felszínformáit. Morfológiai megfigyeléseket végeztünk a felszínformákon és a barlangokban. Ábrázoltuk, és elemeztük a barlangjáratok és a kőzetrétegek dőlésirányai közötti statisztikai összefüggéseket. Vizsgáltuk a karsztos fejlődést befolyásoló tényezők szerepét.

A témaválasztást az indokolta, hogy a Nyavalyás-tetőről eddig még nem született komplex feldolgozás. Nem készült el a terület részletes földtani térképe. A felszínformák vizsgálatai is hiányosak. A barlangok egymáshoz való viszonyának, illetve a karsztos fejlődést befolyásoló tényezőknek az elemzése csak részben történt meg.

Ezek a vizsgálatok azért fontosak, mert a nyavalyás-tetői karszt a tektonikai preformáció, a fedett karszt, a réteglap mentén kialakult barlangtípus, az endogén karsztfejlődés iskolapéldája lehet. A terület megismerésével új barlangjáratok feltárására is lehetőség nyílhat.

II. Bevezetés

A. A kutatott terület általános jellemzői

A Bükk hegység fő tömegét a Központi-Bükk képezi (Tóth 1984a, 1984b), amelynek északkeleti, fennsík jellegű területre és tagolt felszínre elkülönülő egysége a Létrás-tető. A Létrás-tetőt a Szárdóka 270°-90° csapásirányú metavulkanit gerince egy északi és egy déli területre különíti el. A Szárdóka nem csak morfológiai, de hidrológiai és felszínfejlődési szempontból is határvonal az északi és a déli terület között.

Vizsgálatunk tárgya az északi terület: a Nyavalyás-tető (1. ábra). A Nyavalyás-tetőt nyugatról a Tekenős-völgy, északról a Garadna-völgy, keletről a Savós-völgy, délről a Szárdóka-gerinc határolja. A Nyavalyás-tető fennsíkperemi, allogén karsztterület. Vízgyűjtő területe a Szárdóka-gerinc (660 méter tszf.), erózióbázisa a Garadna-völgy (350 méter tszf.). A Nyavalyás-tető morfológiai jellegét a változatos kőzettani viszonyok, és a fennsíkperemi helyzete határozzák meg.

B. A terület kutatástörténete, szakirodalma

A Nyavalyás-tetőt - kizárólag földtani szempontból - már Balogh (1964) is vizsgálta, de csak érintőlegesen. A terület barlangtani kutatása az 1970-es évek közepén indult meg. A '70-es évek végén Lénárt László és kutatótársai megbontották az ún. Szilfás-nyelőt, azonban a munkálatok, a felmerülő nehézségek és a Balekina-nyelőben végzett feltárás miatt abbamaradtak.

A Balekina-barlangot 1979-ben a Miskolci Egyetem TDK Karszthidrológiai Szakcsoportja tárta fel. Simon (1980), a szakcsoport tagjai közül Gombor és Csernyák (1982) munkáikban feldolgozták a terület barlangtani viszonyait. Szabó (1984, 1988) dolgozataiban már átfogóbban, de csak érintőlegesen foglalkozott a Nyavalyás-tetővel. A Balekina-barlang bejárata a 80-as évek végére eltömődött, ezért a kutatások szüneteltek.

1990-ben a Marcel Loubens Barlangkutató Egyesület újrabontotta a bejáratot. Megszületett az első, részletes feldolgozás Kovács Zsolt (1994) tollából. Azonban ő is csak érintőlegesen foglalkozott a felszín karsztformáival. Botos Zsolt és Kovács Zsolt 1992-93-ban elkészítették a Balekina-barlang térképét, ami az első hazai, digitális barlangtérkép volt. Ez a tudományos kutatásokat is felgyorsította. Kovács Zsolt megrajzolta a terület vázlatos földtani térképét(1), de nem publikálta.

1993-ban Kovács Zsolt javaslata alapján a Marcel Loubens Barlangkutató Egyesület (Apró Zoltán, László Róbert, Liksay László és Lipták Roland) újra bontotta a Szilfás-nyelőt. Felfedezték a második üregrendszert, a Jáspis-barlangot. A további kutatásoknak ez újabb lökést adott. Rövid ismertetők születtek F. Nagy Zsuzsanna és Lipták Roland (1995a, 1995b), valamint Hojdák Péter (1994) részéről. Apró Zoltán (1995) OTDK dolgozatában elsőként foglalkozott komplex módon a Nyavalyás-tetővel, amelyben elsősorban a Jáspis-barlang feltárását ismertette.

III. Vizsgálatok

A. Terepi adatfelvételek

A terepi adatfelvételek felszínen és felszín alatt történtek. Elvégeztük a nyavalyás-tetői kőzettípusok mintavételét, megmértük a szálbanálló kőzetrétegek dőlésirányát, meghatároztuk a törések elhelyezkedését, behatároltuk az egyes törmelékfolyások és talajtípusok helyét, és részletesen felmértük a terület makroformacsoportjait.

A terepi mérésekhez kompaszt (silva system type 7nl), fokívet (metrax) és mérőszalagot használtunk (20 méteres fém mérőszalag). A makroformacsoportok felmérésénél háromszögelési pontokat használtunk viszonyítási alapként.

B. Az adatok feldolgozása

A kőzettípusokat részben a szakirodalom alapján határoztuk meg. A karbonátok esetében sósavas oldékonysági vizsgálatokat is végeztünk. Három karbonátmintán röntgendiffrakciós elemzést is elvégeztettünk a Magyar Állami Földtani Intézetben(2).

A mellékletekben szereplő térképek manuálisan készültek. Az áttekintő és földtani térkép alapjául a Geo-center Kft. Nyavalyás-hegyi dolomitbánya című térképe, valamint a Bükk-fennsík (Lillafüred) című 1:25000 méretarányú turistatérkép szolgáltak. A földtani térkép összevetésére a Csontos-féle A Bükk hegység földtani térképe című munkát használtuk fel. A makroformacsoportok térképeit saját méréseink alapján készítettük el.

A barlangokkal kapcsolatos számításokat és a metszetszerkesztéseket a Botos-Ferenczy-féle A Jáspis-barlang poligonadatsora(3) (1994) és a Botos-Kovács-féle A Balekina-barlang térképe(4) (1993) című munkák alapján végeztük el. Felhasználtuk a Kovács Zsolt által AutoCAD program segítségével szerkesztett térképsorozatot is. Ez a barlangok és a felszín térbeli viszonyát ábrázolja. A barlangtérképeket és a poligonadatsort jogvédelmi okok miatt nem közöltük.

A mellékletekben szereplő statisztikai számításokat (7. ábra) a Jáspis-barlang befoglaló kőzetrétegeinek átlagos dőlésiránya és a járatok poligonadatsora (irányszög polárkoordináta-rendszerben, dőlésszög) alapján végeztük el. A kőzetrétegek átlagos dőlésirányát Ferenczy (1999)(5) és saját megfigyeléseink alapján állapítottuk meg. A számítás első lépéseként meghatároztuk a főjárat és a legnagyobb mellékjárat minden egyes járatszakaszának a kőzetréteg síkjával bezárt szögét. A járatszakaszok hossza alapján számított súlyozott átlaggal kifejeztük a főjáratnak és a mellékjáratnak a kőzetréteg síkjával bezárt átlagos szögét.

Az egyes járatszakaszokhoz tartozó értékeket három osztályközbe soroltuk. Az osztályközök határértékei 35° és 10° szögértékek voltak, amelyeket a járatok tényleges morfológiai különbségeit figyelembe véve adtunk meg.

A statisztikai számítások alapján oszlopdiagramot szerkesztettünk (8. ábra). Az oszlopdiagram x tengelyén a járatszakaszok hosszát, y tengelyén az adott járatszakasznak a kőzetréteg síkjával bezárt szögét ábrázoltuk. Az y tengelyen a 60°-nál nagyobb értékeket számmal jelöltük, ábrázolási okok miatt. A diagramon oszlopcsoportokat különítettünk el, amelyeket a sráfozás irányával jelöltünk ki.

IV. Megfigyelések, elemzések

A. Kőzetek, talajok

A Nyavalyás-tető kőzettani felépítése igen változatos. Egyes szerzők (Balogh 1964, Juhász 1979) már elemezték a terület kőzeteit. A Nyavalyás-tető kis kiterjedése miatt (0,5 km²) a fent említett szerzők leírásai, földtani térképei vizsgálatainkhoz mégsem elég részletesek.

A terület morfológiájával foglalkozó kutatók (Szabó 1984, 1988) sem dolgozták fel részletesen a Nyavalyás-tető karsztos szempontból legfontosabb kőzettípusait. Egyes szerzők, például Szabó (1988) a Balekina-barlangot, a közeli Fekete-barlanggal együtt dolomitbarlangként említi, holott korábban már leírták (Simon 1980, Gombor és Csernyák 1982), hogy a két barlang befoglaló kőzete dolomitos mészkő. Az egyes kőzettípusok részletes leírása eddig csak a felszín alatt történt meg (Kovács 1994, 1999(6), Ferenczy 1999(5)). Ezek a tények és a litológiai preformációnak a karsztfejlődésben betöltött szerepe tették szükségessé azt, hogy a területről részletes földtani térképet készítsünk (1. ábra).

A térképen az egyes kőzettípusok helyét római számokkal, a fontosabb mintavételi helyeket arab számokkal jelöltük. Ott, ahol az összletek talajjal, vagy törmelékkel való fedettsége miatt nem végezhettünk megfigyeléseket, a törmelékfolyások, talajtípusok alapján próbáltuk meghatározni a kőzethatárokat.

A kőzetek helyzetére jellemző, hogy a Garadna-völgytől (északi antiklinális) a fennsík felé (déli szinklinális) a rétegek fiatalodnak, közel függőleges illetve átbuktatott helyzetűek. Legöregebb a Garadna-patak magasságában a felső-perm, legfiatalabb a Szárdóka-gerinc magasságában a középső-triász rétegsor.

A kőzetek jellemzői az alábbiak:

  1. felső-permi fekete mészkő(I.): A dolomitbányától északnyugatra, lokálisan előforduló, bitumenes jellegű, tömött szövetű összlet. A karsztosodás szempontjából csak a Nyavalyás-tetőtől nyugatra elhelyezkedő Tekenős-völgyben van jelentősége. Ott is elsősorban a felszín alatt a Fekete-barlangban (Simon 1980).
  2. alsó-triász szürke mészkő és agyagpala(II.): A Garadna völgytalpán és a völgy oldalában fordul elő. Vékonylemezes összlet, az agyagpala és a mészkőrétegek egymással gyakran váltakoznak. Gyakori a dolomitos betelepülés. Rosszul karsztosodó kőzettömeg. A karsztforrások befoglaló kőzete.
  3. alsó-triász zöld pala(III.): A Szomorú-völgy oldalában lokális előfordulásban figyelhető meg (420 méter tszf.). Helyenként dolomitos és meszes rétegeket is tartalmaz. 160°/30° dőlésirány jellemzi (1. mintavételi hely). Jelentőségét az adja, hogy a kőzetben idős forrásszájak fordulnak elő.
    A következő, középső-triász formációk alapvető szerepet töltenek be a terület karsztosodásában, ezért elvégeztettük a kőzetminták röntgendiffrakciós vizsgálatát(2).
  4. alsó-anizuszi középszürke dolomit(IV.) (Hámori Dolomit Formáció Vadász-völgyi Dolomit Tagozat): A Nyavalyás-tető legnagyobb tömegű, 300 méter vastag összlete, a dolomitbányában (1. kép) és annak környékén. A vastag dolomitpadok között gyakoriak a limonitos, kovás erek. 40°/80° dőlésirány jellemzi (2. mintavételi hely). Közettömegén keresztül jut el a karsztvíz a Garadna-völgyi forrásokhoz. Ezt bizonyítja számos kisebb méretű üreg a bányafalban.
  5. alsó-anizuszi sötétszürke mészkő(V.) (Hámori Dolomit Formáció Nyavalyás-tetői Mészkő Tagozat): Felszíni kiterjedését tekintve mintegy 100 méteres szélességű sávot alkot. A dolomit fedőjében, illetve lokálisan alsóbb bányaudvarokban is fellelhető. Jellemző előfordulási helyei a Bombatölcsér-makroformától északra, a Jáspis-barlang bejáratánál és a Balekina-barlang bejárata feletti, nyugati völgyoldalban. Besorolása a legnehezebb. Juhász (1979) a dolomitösszlet altípusaként tárgyalja. Megjelenésében sötétszürke, tömeges, éles-kagylós törésű, kalciteres karbonát.
    Egyik altípusában (amely a Jáspis-barlang legfontosabb befoglaló kőzete) sárgás, limonitos dolomitrétegek váltakoznak a mészkőrétegekkel. Röntgendiffrakciós elemzések alapján bizonyított, hogy meszes, erősen átkristályosodott dolopátit. A minta dolomitkristály tartalma 66%-os. Sziderites, limonitos, opálos, kalciteres betelepülései a vulkanitfedő posztgenetikus hatására keletkeztek. A felszín alól ismert hidrokvarcittelért tartalmazó rétegsora is (Szakáll 1994(7)). Jellemző dőlésiránya 40°/75° (3. mintavételi hely). Fontos, mert jelentős tömegű, a karsztosodásban fontos szerepet játszó összlet. Savval gyengén pezsgő karbonát.
  6. alsó-anizuszi fekete mészkő(VI.) (Hámori Dolomit Formáció Nyavalyás-tetői Mészkő Tagozat): A felszínen csak lokálisan fordul elő. A Bombatölcsér-makroformától nyugatra, a Jáspis-barlang bejáratánál, illetve a Balekina-makroformacsoport vízmosásától délnyugatra található. Jellegében sötét, tömeges megjelenésű, átkristályosodott, kagylós-szálas törésű karbonát. A röntgendiffrakciós elemzések szerint 60%-ban karbonátszemcsékből álló algaakréciós aggregátumok alkotják. Szerkezetét tekintve limonitos mészhomokkő. Felszínen előbukkanó rétegeinek jellemző dőlésiránya 20°/60° (4., 4.b mintavételi helyek). Savval erősen pezsgő karbonát.
  7. középső-anizuszi világosbarna inhomogén szövetű mészkő(VII.) (Hámori Dolomit Formáció Sebesvízi Konglomerátum Tagozat): A Balekina-barlang feletti völgyben, a Szárdóka-oldal feküjében jellemző. Kevésbé dolomitos, 2-centiméteres, kagylós törésű mészkődarabok alkotják. A röntgendiffrakciós vizsgálatok szerint 80%-ban gömbölyded karbonát (kalcit, dolomit) halmazokból áll. Jelentős, 10%-os a Foraminifera tartalma. 30°/65° a jellemző dőlésiránya (5., 5.b mintavételi helyek). Valószínűleg inhomogén szerkezete miatt a kibukkanásai jól karrosodottak. Savval mérsékelten pezsgő karbonát.
  8. fehér-rózsaszín mészkő(VIII.): A legkisebb tömegű, lokálisan megjelenő típus. A Balekina- és Jáspis-barlangok bejáratai között, a hegyoldalban nyomozható. A fehér színű kőzet metabazalt hatású, rózsaszín elszíneződései bizonyítják, hogy kialakulása szorosan összefüggött a vulkanit jelenlétével (6. mintavételi hely). A karsztosodás szempontjából jelentősége csekély.
  9. felső-anizuszi metaandezit, metabazalt és metabazalttufák(IX.) (Szent-István-hegyi Metaandezit Formáció): A karbonát összlettől délre, a Szárdóka-oldalban és a Szárdóka-gerincen bukkan a felszínre. A Jáspis- és a Balekina-barlangok bejárata közötti lejtőn kiszélesedik, a Balekina-makroformacsoport feletti völgyben kivékonyodik. A terület nyugati részén elsősorban piroklasztikumok vannak. Ezek zöldessárga tufák, illetve tufás agglomerátumok (7. mintavételi hely). A terület keleti részén a vörösesbarna, nagyobb fajsúlyú lávakőzetek válnak típusossá (7.b mintavételi hely). Helyenként hidrokvarcit és jáspisfoltok előfordulnak az összletben.
  10. középső-triász fehér mészkő(X.): A Szárdóka-gerincen déli irányból átnyúló, a vulkanitgerincet két részre osztó összlet. A kőzet színe szürkésfehér. Rétegeinek 20°/60° a jellemző dőlésiránya (8. mintavételi hely). Jól karsztosodó kőzet. Részben ez a befoglaló összlete a Létrási-Vizes-barlangnak, amelynek végpontja délről benyúlik a gerinc alá. A metavulkanit közbetelepülése miatt a dél-létrás-tetői vízrendszerhez tartozik. Ezért jelen dolgozat szempontjából jelentősége csekély.

A Nyavalyás-tető talajait a kőzetek talajalakító hatása miatt Tóth (1984a) beosztása szerint csoportosítottuk. A karbonátterületeken 30-50 centiméter vastag szürkésbarna, közepes humusztartalmú talajtakaróval találkozhatunk. A meredekebb hegyoldalakon azonban a talaj kivékonyodik, néhol előbukkan a karrosodott mészkőfelszín. A vulkanitokon a talaj mindössze 10-20 centiméter vastag, világosszürke, humuszban szegény. Azonban a vulkanit törmeléke a völgyek mentén tömegmozgással a karbonátterületekre halmozódik át (Juhász 1979). Ez a kőzettörmelékes görgeteg kiváló vízvezető (Szabó 1988). A mészkőfekün a szénsavas oldás hatására ezek az eruptívumok bomlanak, ezért gyakoriak az egy méter vastagságot is elérő regolit rétegek. A terület felszíni karsztjelenségei a regolit és a mészkő határfelületén indultak fejlődésnek.

Összefoglalva elmondhatjuk, hogy a Nyavalyás-tető karbonátjai a dolomitfekü és a vulkanitfedő hatására átalakult, változatos felépítésű kőzetek. Legnagyobb tömegű a sötétszürke mészkő, amely a dolomitos és meszes rétegek váltakozása miatt alapvetően meghatározza a barlangok jellegét. A fekete mészkő és az inhomogén szövetű mészkő viszont könnyebben oldódnak, ezért szelvénynövelő tényezők a barlangokban.

B. Felszínformák

A nyavalyás-tetői mészkőfelszíneken a karros mikroformák ritkák. Kizárólag az inhomogén szövetű mészkő az, amely helyenként jól karrosodott. A terület azért szegény mikroformákban, mert a nagy lejtőszög miatt a vulkanittörmelék a jól karsztosodó kőzetösszleteket elfedi. A fedetlen karbonátfelszínek viszont a kevésbé karsztosodó dolomitos mészkőösszlet kibukkanásai.

A makroformák száma is kevés, mert a nagy lejtőszög miatt a lepusztulásnak, az áthalmozódás következtében pedig az akkumulálódásnak ezek is áldozatul esnek. A Garadna-völgy mélyülésével fokozottá vált lepusztulás azt is igazolja, hogy az itt kialakult felszínformák nem lehetnek idős, vulkanittörmelékkel csak utólag befedett képződmények. A fedett karsztos felszínfejlődés bizonyítéka az, hogy ezek az alakzatok a vulkanittörmelék és a mészkőösszlet határfelületén keletkeztek, a valódi kőzethatártól távol.

A felszínen több olyan alakzat valószínűsíthető, amelyek egykori karsztos mélyedés maradványai, de ez csak háromról mutatható ki egyértelműen. E hármat részletesen felmértük, térképeiket megrajzoltuk. Ezek a makroformacsoportok a fedett karsztos felszínfejlődés egy-egy fázisának az iskolapéldái. A fedett karsztos jelenségek, formák kevésbé ismertek. Az alábbiakban, mondandónk jobb érthetősége érdekében röviden bemutatjuk az általunk használt fogalmak jelentését:

1. A Balekina-makroformacsoport(A) (2. ábra): Ez a formacsoport a Garadna-völgy oldalvölgyének (Szomorú-völgy) felső szakaszán található. Egy kiemelt helyzetű töbörmaradványból, négy, teljesen akkumulálódott nyelőmaradványból (kürtők), egy a völgyoldalban elhelyezkedő, nagyméretű víznyelőstöbörből (2. kép), és a hozzákapcsolódó regressziós epigenetikus mederből, valamint a vízutánpótlást biztosító háttérterületből áll. A nagyméretű víznyelőstöbör oldalában található a Balekina-barlang bejárata.

A formacsoport nem a vulkanit és a karbonát összletek határán jött létre. Ugyanis a kőzethatár az alakzatcsoporttól délre, mintegy 80 méterre, a völgyfőben van. Viszont a vulkanit törmeléke lehúzódik a nagyméretű víznyelőstöbörig, és szinte teljes egészében fedi a mészkőösszletet. Az itt kialakult felszínformák tehát a vulkanittörmelék kivékonyodásainál, a rejtett kőzethatáron alakultak ki. A völgy alsóbb szakaszain is előfordul a vulkanittörmelék, de a Balekina-barlang kitöltésének is fontos alkotó eleme.

A völgy nyugati oldalában, kiemelt helyzetben (25 méterrel a völgytalp felett) egy töbörmaradvány figyelhető meg. Jelenlétét az bizonyítja, hogy a szintvonalak íves futásukkal gömbszeletet jelölnek ki a felszínen. A rekonstruálás alapján a töbör egykori, teljes átmérője kb. 30 méter lehetett. A négy nyelőmaradvány teljesen akkumulálódott, csak a felszín alól, kürtők formájában azonosíthatóak. A nagyméretű víznyelőstöbör aljzatát üledék fedi, ezért járata eltemetett, így töbörszerű. A formacsoport fő jellegzetessége, hogy a völgy felső szakasza nem alakult vakvölgyé, lejtésviszonyait az alakzatok keletkezése nem változtatta meg. A vakvölgy szerepét a kisméretű regressziós epigenetikus meder tölti be. Az alakzatcsoporthoz csak időszakos felszíni vízfolyás tartozik, amely a háttérterület vizét vezeti el. A víz részben a regressziós epigenetikus mederbe kerül, azonban nagy része a vulkanittörmeléken átszivárogva kerül a felszín alá. A vízfolyás mérete kicsi a formacsoport méretéhez képest.

A Balekina-makroformacsoport kialakulása tektonikailag kijelölt volt. A völgy, a formacsoport és a Balekina-barlang egy törési zónához kapcsolódik. Ezt bizonyítja az is, hogy a barlangjáratok egy síkban helyezkednek el (Kovács 1994). A törési sík dőlésiránya 290°/60°. A törés a vulkanitösszlettől délre is folytatódik, ezt műholdfelvételek igazolják. A vulkanitgerinc déli oldalán ez a törés jelöli ki a Létrási-Vizes-barlang járatainak a helyét és irányukat.

A kiemelt helyzetű töbörmaradvány a völgy mélyülésével együtt növekvő lejtőlepusztulás és akkumulálódás következtében nyerte el mai formáját. Kiemelt helyzete a völgytalp egykori helyét jelöli ki. Mérete és elhelyezkedése is azt igazolja, hogy jóval idősebb, mint a terület más karsztos felszínformái. Az ilyen nagy, függő helyzetű töbrök Hevesi (1978) és Tóth (1984b) szerint a pliocénban keletkeztek. A négy nyelőmaradvány környezetében igen kis lejtésű a völgyszakasz, az erózió feltétele ilyen esetekben már hiányzik. Veress (1999) szerint ez azt igazolja, hogy a völgy mélyülése, fejlődése hamar áthelyeződött a felszín alá. A négy, akkumulálódott nyelőmaradvány kialakulása a törmeléktakaró kivékonyodásával, vagyis a rejtett kőzethatár eltolódásával hozható összefüggésbe. Mindezek valószínűsítik, hogy ezek a nyelőmaradványok fedett karsztos víznyelők voltak. Azonban a völgyszakasz akkumulálódása miatt vakvölgy vagy regressziós meder nem azonosítható, így a nyelőmaradványok tényleges kialakulását jelenleg nem ismerjük.

A víznyelőstöbörnek nincsen vízgyűjtő-, csak háttérterülete, nincs vakvölgye csak regressziós epigenetikus medre. Ennek az az oka, hogy a víznyelőstöbör sohasem alakul át víznyelővé, legfeljebb aktivizálódva víznyelőszerű működést mutathat (Veress 1986). Ilyenkor a víznyelőstöbör hatására, utólag alakul ki a kisméretű vízmosás (regressziós meder), amely a háttérterület vizét szállítja a felszínformába.

2. A Jáspis-makroformacsoport(B) (3. ábra): Az előzőnél kevésbé fejlett, az alakzatcsoport kiterjedése 80 méternél kisebb. Két, teljesen akkumulálódott víznyelőstöbör-maradványból (kürtők), egy nagyméretű víznyelőstöbörből (Szilfás-nyelő) (3. kép), az ide vezető regressziós epigenetikus mederből (7. kép), és egy eltömődött víznyelőstöbörből (4. kép) áll. Ez utóbbi a legmagasabban fekvő alakzat. A Szilfás-nyelőben található a Jáspis-barlang bejárata (15. kép). A formacsoporthoz tartozó völgy itt már teljesen hiányzik. A kőzethatár az alakzatcsoporttól délre, annak közvetlen közelében, az eltömődött víznyelőstöbör peremén található. A vulkanittörmelék minden alakzatban jelen van, de csak kis mennyiségben. A mészkőfekü több helyen a felszínre bukkan.

A két, teljesen akkumulálódott víznyelőstöbör-maradvány csak közvetetten, nagy mélységben, kürtők formájában nyomozható (12. kép). A Szilfás-nyelő 8-10 méter átmérőjű, megnyúlt kör alaprajzú, tál alakú képződmény. Falai meredekek, omladékosak. Alján egy felszakadás található, amely a Jáspis-barlang bejárati nyílása (6. kép). A hozzátartozó regressziós epigenetikus meder miatt, a Szilfás-nyelő a víznyelőkhöz hasonlóan működik. A regressziós epigenetikus meder e nagyméretű víznyelőstöbör méretéhez viszonyítva kicsi. Igaz ugyan, hogy a Szilfás-nyelő csak kismértékben töltődött fel üledékkel, azonban az alakzat feltöltődőben van, vagyis jelenleg inaktivizálódik. Ezt a kitöltés is bizonyítja (lefelé növekvő szemcseméret). Veress (1982, 1987) szerint az ilyen feltöltődő aljzaton másodlagos fiókmélyedések jönnek létre. Ezek a Szilfás-nyelőben is megfigyelhetők. A Szilfás-nyelőben jellemzőek a fiatal talajmozgások, az utánrogyásos folyamatok is (5. kép).

Az eltömődött víznyelőstöbör a Balekina-makroformacsoport nagyméretű víznyelőstöbréhez hasonlóan töbörszerűvé alakult. Valószínű, hogy ez az alakzat a felszín alól is nyomozható. Az ide, a felszín irányába tartó kürtő a Jáspis-barlang egyik bizonyítottan fiatal mellékjáratához tartozik.

A Jáspis-makroformacsoport vezeti el a vizét a Szárdóka-oldali rétegforrásnak. Ez a Nyavalyás-tetővel határos vulkanitösszlet egyetlen, a szakirodalmakban is megemlített forrása. Az év nagy részében inaktív forrás az őszi esőzések idején, illetve a tavaszi hóolvadáskor éri el vízhozama maximumát. Szabó (1988) szerint mindössze 4 liter/perc a legnagyobb vízhozama. Tapasztalataink szerint azonban kb. 20 liter/perc a forrás maximális hozama. A rétegforrás vize nagy esőzésekkor az eltömődött víznyelőstöbörbe folyik. Az alakzat belsejében időszakos tó is kialakulhat. Túlfolyás esetén a víz a regressziós epigenetikus mederben folytatja útját, és a Szilfás-nyelő kitöltésén át kerül a Jáspis-barlangba. A felszíni erózió csekély mértékű. A Szárdóka-oldali rétegforrás mellett más, időszakos források is vannak a vulkanitgerincen, és a laza vulkanittörmelékben mozgó víz is jelentős mennyiségű. Ezt bizonyítja az is, hogy a Jáspis-barlang mellékjárataiból összességében 100 liter/perc maximális hozamú vízfolyások is bekerülhetnek a főjáratba.

A kőzethatárt metsző völgy, amely a víznyelősorok elhelyezkedését általában meghatározza a Jáspis-makroformacsoport esetében nem létezik. Vagyis ezek az alakzatok nem víznyelők, helyüket a felszín alatti tektonikai vagy kőzettani viszonyok határozták meg. Az alakzatcsoport és a Jáspis-barlang kialakulásában valószínűleg kisebb törés, vagy törések is szerepet játszhattak. Azonban létrejöttük legfontosabb oka a sötétszürke mészkő dolomitos és meszes rétegeinek a váltakozása volt. A vulkanittörmelék kivékonyodásának kiterjedése miatt víznyelőstöbrök jöttek létre. A legidősebb víznyelőstöbrök (két kürtő) mára teljesen akkumulálódtak, más formák átalakultak (Szilfás-nyelő), a legdélebbi, képződmény (eltömődött víznyelőstöbör) jelenleg is a vulkanittörmeléken található.

A Szilfás-nyelő eredeti morfológiai jellegét a Jáspis-barlang felszínre nyílása változtatta meg. Ezt a felszínfejlődést igazolja az, hogy az oldásos zóna felett omlásos zóna jött létre. A Jáspis-barlang felszínre nyílását követően kialakult a Szilfás-nyelőbe vezető regressziós epigenetikus meder. Ez nem völgyben jött létre, nem vakvölgy, kialakulása utólagos. A meder, és az általa szállított víz mennyisége egyébként is túl kicsi a Szilfás-nyelő méretéhez képest. A folyamat azonban kétirányú volt. A regressziós meder kialakulásával megtörtént a Szilfás-nyelő fedett karsztos mélységi lefejeződése. Ennek a mélységi lefejeződésnek a következtében a víznyelőstöbör (Szilfás-nyelő) vastag vulkanitkitöltése a mélybe szállítódott. A vulkanittörmelék kivékonyodása, a víznyelőstöbör morfológiai jellegének átalakulása részben ennek a felszín alá szállítódásnak is a következménye. Mivel a tektonikai meghatározottság ennél a formacsoportnál nem annyira jelentős (nincs völgy), a vulkanittörmelék kivékonyodása kevésbé kiterjedt (kisebb területen helyezkednek el a formák), a Szilfás-nyelő már részben átöröklődött a mészkő feküre, de még nem akummulálódott, ezért a Jáspis-makroformacsoport valószínűleg fiatalabb a Balekina-makroformacsoportnál.

3. Bombatölcsér-makroformacsoport(C) (4. ábra): Egy 7-8 méter átmérőjű víznyelőstöbörből áll (8. kép). Völgy, vakvölgy, vagy időszakos vízmosás nem tartozik hozzá. Az alakzatban megfigyelhetőek a jelenkori talajmozgások, az utánrogyásos folyamatok. A víznyelőstöbör szabályos, homoktölcsérhez hasonló alakú. Ilyen akkor fordul elő, ha a felszín alatt magányos kürtő helyezkedik el (Veress 1999). Trudgill (1985), és Jennings (1985) szerint az ilyen laza fedőüledékes, utánrogyásos képződmények alatt barlangjáratok is lehetnek.

A metabazalttufa regolitjában kialakult felszínformához közel mészkőrétegek bukkannak a felszínre. Ezért feltételezhető, hogy a víznyelőstöbör a vulkanittörmelék kivékonyodásánál, rejtett kőzethatáron jött létre. A folyamat előfeltétele, hogy a fedőüledék legalább részben vízáteresztő legyen (Révész 1947). A víznyelőstöbör fejletlensége, a regressziós epigenetikus meder és az ismert felszín alatti formák hiánya miatt a három makroformacsoport közül ez a legfiatalabb.

C. Barlangok

1. A Balekina-barlang (5. ábra): bejárata a nagyméretű víznyelőstöbörben, 540 méter tengerszint feletti magasságban található. A barlang felmért hossza 512 méter, relatív mélysége -89 méter. Az üregrendszer három mészkőtípusban jött létre. A sötétszürke mészkő és a fekete mészkő összletek mellett jelentős az inhomogén szövetű mészkő barlangbefoglaló szerepe.

A járatrendszer hasadék jellegű. Kovács (1994) digitális barlangtérkép segítségével megállapította, hogy egy 290°/60° dőlésirányú törési sík mentén alakult ki. Ez alól kivétel a Pálma-terem fölötti hasadék, mert ez a sötétszürke mészkő dolomitlemezes típusában a kőzetrétegekkel párhuzamosan jött létre.

A tektonikai és litológiai prefomáció következményei a tömegmozgásos folyamatok, mert a törés alapvetően gyengeségi zóna, a meszes és dolomitos rétegek oldékonysága közti különbség pedig a dolomitos rétegek leszakadását eredményezheti. A tömegmozgásos folyamatok eredményeként omladékok, hatalmas kőtömbök uralják a barlang járatait. A barlang oldalfalain gyakoriak a kavicsos, és finomabb szemcseméretű üledékfoszlányok is. Jellegzetesek az újra áthalmozott karbonát- illetve vulkanithordalékok.

A barlang többszörösen elágazó, nagyméretű járatokból áll, sok a felszín felé tartó kürtő. A kürtők egy egykori, magasabb járatszintbe torkolnak (34-es terem). Ezen a felsőbb járatszinten jól megfigyelhető a régi patakmeder, amely részlegesen összenyílt az alsóbb járatszinttel. Az üregrendszer alsó szakaszát rövid, kis lejtésű patakos ág alkotja, amelynek vize a végponti szifon törmelékében tűnik el.

A barlang általában cseppkőképződményekben szegény, mégis bizonyos járatszakaszokon nagy tömegben fordulnak elő kiválások. A Pálma-terem hatalmas cseppkőoszlopa, a patakos ág heliktites terme bükki viszonylatban egyedülállóak. A járatrendszerben gyakoriak a "főtekarros formák", amelyek az oldás járatalakító hatására utalnak. A barlang legjellegzetesebb formaelemei a csorgák, és az evorziós üstök.

A Balekina-barlang igen nagy háttérterülettel rendelkezik. A felszínről érkező vizek a meredek járatfutás és kis járatsűrűségű miatt koncentráltan és gyorsan érkeznek a mélybe. Sásdi (1995)(8) víznyomjelzése szerint a barlang vize a Garadna-völgyi Wekerle-forrásban (325 méter tszf.) (16. kép) került a felszínre, a festés után négy nappal, lényegében hígulást nem mutatva. A középső-triász és alsó-triász képződmények határán nyíló Wekerle-forrás időszakos jellegű, maximális vízhozama valószínűleg 1000 liter/perc alatt van. A víznyomjelzés alapján kijelenthetjük, hogy a törési zóna irányából adódóan a Balekina-barlang vize nem a Margit-forrásban (347 méter tszf.) lát napvilágot. A távolsághoz viszonyítottan (500 méter) hosszú átfutási idő és a csekély hígulás azt bizonyítják, hogy a barlang végpontján szűk dolomithasadékok, vagy kis lejtésű, feltöltődött járatrendszerek húzódnak.

A Balekina-barlang kialakulásának elsődleges oka a Nyavalyás-tető tektonikai preformáltsága volt. Ezt bizonyítja az, hogy a barlangjáratok egy sík mentén alakultak ki, továbbá ugyanezen a síkon jött létre a Balekina-makroformacsoportot hordozó Szomorú-völgy és a Létrási-Vizes-barlang is. A törési zóna jelenléte műhold felvételről is azonosítható. Ez a törési zóna jól illeszkedik a létrás-tetői karsztot jellemző északkelet-délnyugati irányú haránttörések sorozatába.

A törési sík mentén először a mészkő oldódása indult meg. Ennek tanúi a mennyezeten megfigyelhető "főtekarros" formák. A területen található mészkőtípusok jelentős dolomittartalma miatt az oldás szerepe mégis másodlagos. Igazán jelentős szelvénynövelő tényezővé az oldás csak a tömegmozgásos folyamatokkal együtt válhatott. A Bükk hegységben egyedülálló méretű és tömegű omladékok úgy keletkezhettek, hogy az oldás hatására kitágult repedések mentén a rosszul oldódó szálkő darabok leváltak, leszakadtak. A barlangfejlődés kezdeti szakaszában a jelentéktelen barlangméretek ezeket a folyamatokat korlátozták. Az oldásos-omlásos folyamatok a szelvénynövekedéssel együtt váltak jelentőssé, ekkor a barlang fejlődése felgyorsult.

Azonban a Balekina-barlang jelenlegi morfológiai képét elsősorban az erózió határozta meg. Ezt bizonyítja a rengeteg csorga, evorziós üst és az újra áthalmozott változatos karbonát- és vulkanithordalékok. Az üregrendszer teljes felszínre nyílásával a víznyelőstöbrök víznyelő funkciót is kaphattak, ekkor lett a járatalakításban döntő szerepe az eróziónak. A Balekina-barlang esetében az sem kizárt, hogy valódi víznyelők is tartoztak a járatrendszerhez. Az erózió jelentőségét tovább növelte, hogy a barlang jelentős háttérterülettel rendelkezett, és a mélybe futó vizek a meredek járatfutás és kis járatsűrűség miatt gyorsan és koncentráltan érkeztek a barlangba. Ez jelentősen megnövelte a víz eróziós munkavégző képességét.

Azonban a Balekina-barlang oldalfalain (34-es-terem) gyakoriak a kavicsos, és a finomabb szemcseméretű üledékfoszlányok. Ezek a feltöltődési periódusok bizonyítékai. Ilyen feltöltődési periódusok akkor válhattak jellemzővé, amikor a Garadna-völgy, vagyis az erózióbázis süllyedése szünetelt, de a felszínformák újabb és újabb eltömődése is az okok között szerepelhet. Az üregrendszerben az erózióbázis szakaszos süllyedését igazolják a különböző korú járatszintek is.

  1. szint: A 34-es terem környéke 35-55 méteres mélységben. Az alsóbb járatszintekkel részlegesen egybenyíló, idős patakmeder maradvány. Az idősebb felszínformák (négy akkumulálódott nyelőmaradvány) közvetlenül ebbe a járatrészbe csatlakoznak kürtők formájában.
  2. szint: A jelenlegi végpont környéke 80-89 méteres mélységben. Aktív, kevésbé idős patakos ág, a végponti szifonban eltömődéssel. Ennek vagy az előző járatszintnek a hajdani erózióbázisa a Szomorú-völgyben található (425 méter tszf.), inaktív forrásszájak formájában.
  3. szint: Feltételezhető egy harmadik fiatalabb járatszint is, amely a víznyomjelzések alapján kis lejtésű, szűk vagy erősen feltöltődött járatszakaszokból áll. Ez jelöli ki a karsztvízszint jelenlegi helyzetét körülbelül a Wekerle-forrás (325 méter tszf.) magasságában. Megjegyzendő, hogy az 1700-as évek végétől a hámori Őskohó fújtatóját a Wekerle-forrásnál magasabban fakadó, ma már inaktív forrás vízével üzemeltették! (A harmadik szint létezésének további bizonyítékait későbbi fejezetekben tárgyaljuk.)

2. Jáspis-barlang (6. ábra): bejárata a Szilfás-nyelőben található (15. kép), 585 méter tszf. magasságban. Felmért hossza 626 méter, relatív mélysége -190 méter. A barlang a sötétszürke mészkő dolomitlemezes típusában jött létre. A kemény, sárga (limonitos) dolomitos rétegek rosszul oldódnak, szemben a jól oldódó mészkőrétegekkel (13. kép). Az oldás ezért alapvetően meghatározta a barlangjáratok helyét. A barlang járatai a réteglapok mentén alakultak ki. A bejárat közelében, a felszínen megfigyelhető a fekete színű mészkőtípus is, az egyik mellékágnak, az ún. HBM-teremnek a befoglaló kőzete pedig inhomogén szövetű mészkő.

A főjárat, de a mellékjáratok is jelentős szélességűek (3-50 méter), és jelentős magasságúak (6-30 méter). Ez alól csak az elszűkülő és ellaposodó alsó patakos ág kivétel. A legnagyobb járatátmérő a Gambik-atyja-termet jellemzi (10. kép). Ezt a járatrészt 5-20 méter átmérőjű kőtömbök térhálós rendszere tölti ki.

A tömegmozgásos folyamatok az álfenékképződéssel kiegészülve itt különösen jelentősek. Jellegzetesek a ház nagyságú kőtömbök, amelyek a meszes rétegek kioldása után váltak, szakadtak le a szálkőzetről. Az ilyen méretekben lezajló tömegmozgásos folyamatok azonban már nagyobb járatok meglétét feltételezik. Gyakori kitöltéstípus a dolomitliszt, de nagyméretű hidrokvarcit ("jáspis") darabok (Szakáll 1994(7)) is előfordulnak az üregrendszerben. A vulkanittörmelék százalékaránya kisebb, mint a Balekina-barlang kitöltésében. Egyes járatszakaszokon gyakoriak a folyóvizek által lerakott hordalékok (Szép-ág) (Ferenczy 1999 (5)).

A barlang egy, a felszínre omladékon át felnyíló, hatalmas teremmel kezdődik (Ében-terem) (14. kép). Ez a járatrész kiválásos képződményekkel nem rendelkezik. Néhány álfenékkel tagolt akna után a barlang kanyonszerű, 20-30 méter magasságú járatban folytatódik. Az üregrendszerbe itt csatlakoznak be a főjárattal párhuzamos, és a főjárattól független irányú, meredek mellékjáratok. Ilyen barlangjárat a Fa-ág (12. kép), amely nevét arról a leszakadt, földre dőlt cseppkőoszlopról kapta, amelynek az átmérője meghaladja a 0,8 métert.

130 méteres mélységben, a Gambik-atyja-teremben a barlangjárat kitágul, átmérője eléri az 50 métert. A termet kitöltő kőtömbökön 0,5-1 méter magas, egyenes állócseppkövek tanúskodnak arról, hogy a tömegmozgásos folyamatok itt már nem jellemzőek. A terem alatt található a HBM-terem nevű, rövid mellékjárat (9. kép), amely bükki viszonylatban egyedülálló képződményekkel rendelkezik. 6 méteres hófehér cseppkőoszlopa, kis barlangi tava és nagy mennyiségű heliktitje teszi különlegessé (11. kép). A Miskolci Egyetem Ásvány- és Kőzettani Tanszékén röntgendiffrakciós elemzés segítségével megállapították, hogy a heliktitek anyaga főleg aragonit (Ferenczy 1999(5)). Az aragonit hideg vizes képződése katalizátoranyaghoz, általában stronciumhoz kapcsolódik. Ebben az esetben valószínű, hogy a stroncium jelenléte a vulkanitfedőnek köszönhető.

A főjárat további szakasza cseppkőlefolyásokban, különleges, pálcikaszerű heliktitekben bővelkedik. Legszebb képződménye a törmeléken kissé megdőlt, 3 méter magas Pisai-ferdetorony-cseppkő. Ez az ún. alsó patakos ág morfológiai jellegét tekintve hasonlít a Balekina-barlang azonos elnevezésű járatrészére. A főjárat a végponthoz közeledve ellaposodik, a végponti szifonnál törmelékébe temetkezik. A végponti, 190 méteres relatív mélységével a Jáspis hazánk 4. legmélyebb barlangja.

Ebben a barlangban is jellemzőek a "főtekarros" formák, illetve a mennyezeti csatornák. A csorgák, evorziós üstök jelen vannak a Jáspis-barlangban is, de kisebb mennyiségben, mint a Balekinában. Az erózió járatalakító hatása tehát kevésbé jelentős.

A Jáspis-barlangra szintén a meredek járatjelleg és a kis járatsűrűség jellemző. Ezért a mélybe futó vizek gyorsan és koncentráltan haladnak át a barlangjáratokon. A barlangi patak az időszakos vízfolyásokkal rendelkező mellékjáratok becsatlakozása után elérheti a 300 liter/perces vízhozamot. A végponti szifonban eltűnő víz valószínűleg a Balekina-barlang vizéhez hasonlóan a Wekerle-forrásban (325 méter tszf.) lát napvilágot. A közeli Margit-forrás a Jáspis-barlang mélységéhez viszonyítva magasan, 347 méter tszf. fakad. Ebben a forrásban egy másik karsztterület barlangjainak a vizei kerülnek a felszínre.

Az üregrendszer 40°/75° dőlésirányú mészkőrétegek mentén keletkezett, ún. réteglap mentén kialakult barlangtípusba sorolható. Kialakulását elsősorban kőzetszerkezeti okok segítették elő. A dolomitlemezes szürke mészkő meszes rétegei jól, dolomitos rétegei rosszul oldódnak. Kezdetben a meszes rétegek kioldódása volt a legfontosabb barlangalakító tényező. A járatok fokozódó szelvénynövekedése az épen maradt dolomitos rétegek omlásával hozható összefüggésbe, mert ezek az oldás hatására leválnak, a réteglapok mentén leszakadoznak. Ezek az omlások azért válhattak jelentős járatformáló hatásokká, mert több párhuzamos réteglap mentén is lejátszódhattak ezek a tömegmozgásos folyamatok. Ezzel szemben a Balekina-barlangban az ilyen típusú folyamatok csak egyetlen síkon, a törési síkon mehettek végbe. A tömegmozgásos folyamat jellege a járat futását is meghatározta, így a barlang nem egy rétegsíkon, hanem réteglapok és rétegfejek sorozatán alakult ki. Ez a morfológiai jelleg álfenékképződéssel jár együtt, hiszen ezek a réteglépcsők részben megakadályozhatják az omladék további mozgását.

Az erózió szerepe bár fontos, de nem olyan jelentős, mint a Balekina-barlang esetében. Ezt bizonyítja az, hogy a vulkanithordalék, az evorziós üstök, csorgák kisebb számban fordulnak elő a Jáspis-, mint a Balekina-barlangban. A barlang egyes szakaszain az erózió a járatok arculatát jelentősen átformálta. Egyrészt azért, mert az idősebb felszínformák irányából becsatlakozó mellékjáratokban az eróziós hatás korábban is jelen volt, másrészt a koncentráltan és gyorsan lefutó vizek járatalakító szerepe igen nagy.

Az erózió mégsem a legfontosabb tényező a barlang formálásában. Ennek az az oka, hogy a barlanghoz kapcsolódó felszínformák nagy része fiatal, a barlangbejárat felszínre nyílása viszonylag új keletű esemény. A fiatal felszínre nyílást bizonyítja, hogy a bejárati omladékos zóna alatt hatalmas, oldásos járatrész van, vagyis az erózió szerepe másodlagos. Ez elsősorban az Ében-teremre igaz, ami Ferenczy (1999)(5) állításával ellentétben elsősorban nem eróziós eredetű, a benne található nagyobb méretű törmelék, és finomabb dolomitliszt az oldásos-omlásos folyamatok eredménye. A barlangrész zsombolyszerű morfológiai jellege is ezt támasztja alá.

A másik fiatal járatrész a Szép-ág, amely a Jáspis-barlang leghosszabb mellékága. Ez a barlangfolyosó szintén oldásos eredetű. A felszínhez közelebb lévő szakaszai osztályozott hordalékkal töltődtek fel. Ez a hordalék a fiatal, eltömődött víznyelőstöbör vulkanittörmelékének részleges mélybe szállítódását támasztja alá. (Az Ében-terem és a Szép-ág oldásos eredetét a következő fejezetben statisztikailag igazoljuk.)

Ebben az üregrendszerben is igazolható az erózióbázis szakaszos süllyedése. Ezek a szintek a Jáspis-barlangban nem különülnek el olyan markánsan, de a statisztikai számítások, és a morfológiai megfigyelések összevetésével behatárolhatók.

  1. szint: Ez az idős járatszint 30-50 méteres relatív mélységben található. Nehezen azonosítható, a Balekina-barlang 1. szintjéhez képest fejletlen. Az Ében-terem sorolható ide. Fejlődése az oldásos-omlásos folyamatokra korlátozódva lelassult, majd a felszínre nyílással itt is megjelent az eróziós hatás.
  2. szint: A bejárattól számítva 70-110 méteres mélységben található kevésbé idős járatszint. Morfológiai jellemzői alapján jól elkülöníthető. Ez a kanyonszerű járatrész már eróziós hatásról is tanúskodik. A barlangi patak erőteljes bevágódását valószínűleg egy gyors erózióbázis süllyedés idézte elő.
  3. szint: A 130-190 méteres mélységű járatok, elsősorban az alsó patakos ág tartozik ide. Fiatal, fejletlen járatszint, amely az erózióbázis (Garadna-völgy) holocén feltöltődése miatt hordalékkal részben maga is kitöltődött (Ferenczy 1999(5)).

D. A barlang jellemzése a járatok és a kőzetréteg síkja által bezárt szögek alapján

Vizsgáltuk a barlangjáratok eloszlási gyakoriságát a befoglaló kőzet dőlésirányához képest. Hasonló vizsgálatokat már Lénárt (1976) is végzett a Létrási-Vizes-barlangban, de a nyavalyás-tetői üregrendszerek nagymértékű tektonikai és litológiai meghatározottsága miatt ezek a számítások jelen esetben különösen fontosak.

A Balekina-barlang esetében ezeket a statisztikai számításokat azért nem készítettük el, mert Kovács (1994) már bizonyította, hogy egy törési sík mentén kialakult barlangról van szó. Az ilyen barlangokban a barlangjáratok a törés síkjától nem térhetnek el, ezért esetükben a statisztikai feldolgozás nem tartalmazna új információkat.

A Jáspis-barlang járateloszlása (7. ábra, 8. ábra) összetettebb képet mutat. A számítások alapján jól látható, hogy egészét tekintve az üregrendszer a kőzetréteg síkjához igazodik. A főjáratnak a kőzetréteg síkjával bezárt átlagos szöge 7,96°-os, a legnagyobb mellékjáratnak a kőzetréteg síkjával bezárt átlagos szöge -8,88°-os (ezek az adatok a járatszakaszok hossza alapján számított súlyozott átlagok). Ez a kismértékű eltérés a rétegsíkok görbületéből is adódhat, hiszen a felszínen is megfigyelhető az azonos kőzettípushoz tartozó rétegek dőlésirányának változása.

A részleteket tekintve már nem ennyire egyértelmű a helyzet. A törés mentén létrejött Balekina-barlanggal szemben a Jáspis-barlang járatai különböző réteglapok mentén is kialakulhattak (13. kép). Ha az adott járatszakasz az egyik réteglap síkjából egy másik, párhuzamos réteglap síkjába tart, és ez rövid szakaszon belül oda-vissza változik, akkor a barlang réteglapok és rétegfejek mentén fejlődik ki. Az egyes járatszakaszok irányának a kőzetréteg síkjával bezárt szögértéke ebben az esetben igen nagy és változatos.

Próbaszámításaink szerint az ilyen jelentős és változatos szögértékeket nem törések okozzák. Nem sikerült kimutatnunk olyan törési síkokat, amelyek a barlangjáratok irányát meghatározzák, mert az egyes járatszakaszok dőlésirányai rövid távon is jelentős eltérést mutatnak. Ezért az ilyen változatos lefutású járatokat az erózió formálta át, amelyet morfológiai jegyeik is alátámasztanak. Ezzel szemben azok a járatrészek, amelyek a kőzetrétegek síkjához legjobban közelítenek oldásos eredetűek, mert a sajátos kőzetszerkezet miatt az oldás csak a meszes kőzetrétegek mentén, a vízszivárgási irányokba mehet végbe.

Tapasztalataink szerint a 35°-os érték az a határ, amelynél nagyobb szögérték esetén elsősorban az erózió határozta meg az adott járatszakasz jelenlegi arculatát. Ilyenkor az erózió hatására a járat metszheti a réteglapokat, vagyis rétegfejek mentén alakul ki. Az ilyen jellegű járatok százalékaránya a főjárat esetében 26,74%, a legnagyobb mellékjárat esetében 26,31%.

A tapasztalataink szerint a 35° és 10° közötti értékek esetében az adott járat kialakításában az oldás és az erózió kiegyenlítetten vett részt. Az ilyen jellegű barlangszakaszok százalékaránya a főjárat esetében 53,66%, a legnagyobb mellékjárat esetében 32,64%.

Azok a járatrészek, amelyeket 10°-nál kisebb szögértékkel jellemezhetőek, szigorúan a réteglap mentén, oldódás hatására alakultak ki. Az oldódás révén keletkező barlangjáratok sosem futnak rétegfejek mentén, át a dolomitos kőzetlemezeken. Az ilyen jellegű járatok százalékaránya a főjárat esetében 19,60%, a legnagyobb mellékjárat esetében 41,06%.

Egy korábbi fejezetben a makroformacsoportok kapcsán említettük, hogy a Jáspis-barlang legnagyobb mellékága, a Szép-ág, a fiatal barlangszakaszok közé tartozik. Ezt a számadatok is bizonyítják, hiszen amíg a főjáratban a teljesen oldásos eredetű járatok aránya mindössze 19,60%, addig a Szép-ágban ez 41,06%. Az oldás pedig elsősorban a járatfejlődés kezdeti stádiumában dominál.

Az oszlopdiagramon az is megfigyelhető, hogy az Ében-terem (14. kép) szinte teljes egészében párhuzamosan fut a kőzetréteg síkjával. Még a legnagyobb mellékjárat szögértékeinél is kisebbek a hozzátartozó szögértékek. Kb. 85%-ban 10° alatti, és 30%-ban 0°-os értékeket számítottunk. Ezek az adatok bizonyítják, hogy az Ében-terem annak ellenére, hogy a felszínhez közel van és kb. 30 méteres az átmérője, oldódás hatására keletkezett. A felszínre nyílása tehát csak később történt meg, s az erózió hatása még másodlagos. A felszakadás megtörténtét az is alátámasztja, hogy a bejárati barlangszakasz szögértékei rapszodikusan, rövid távon belül változnak, vagyis a járatrész omlással keletkezett.

Az oszlopdiagramon elkülöníthetőek olyan hosszú járategyüttesek, amelyeknek a szögértékei hasonló nagyságúak. A kőzetréteg síkjával pozitív szöget bezáró járatokat szinte átmenet nélkül váltják fel a kőzetréteg síkjával negatív szöget bezáró járategyüttesek. A pozitív szögértékű, hosszú barlangjáratokat ezért "szinteknek", a negatív szögértékű járatokat "aknáknak" neveztük el. Ezt azért tettük, mert az adatcsoportok valódi, morfológiai értelemben is különböző barlangszakaszokat takarnak.

A jelenség nem hozható összefüggésbe a törések jelenlétével. Ha a karsztvíz közel függőlegesen a réteglapok mentén mozog, vagy azokat keresztezve alászáll, akkor egy törési sík hatására sem fogja a rétegeket pozitív szögben metszeni.

A dolomitos rétegek pozitív szögértékű keresztezése ugyanis nagyobb energia igényű, mintha a víz továbbra is a réteglapok mentén áramolna lefelé. A jelenség valódi oka az, hogy az egykori karsztvízfelületen a leszálló vizek mintegy kényszerültek arra, hogy áramlásuk során a kőzetrétegeket pozitív szögben keresztezzék.

Ezért feltételezéseink szerint ezek a járatszintek az erózióbázis (a Garadna-völgy) szakaszos süllyedését igazolják. Az erózióbázis süllyedését a barlangjárat bevágódása követte, ilyenkor jöttek létre az "aknák". Amikor az erózióbázis nyugalomban volt, akkor keletkeztek a "szintek".

Az oszlopdiagram alapján négy járatszintet sikerült elkülönítenünk. A főjáratban hármat, és még egy továbbit egy mellékjáratban. Ez utóbbi nem jelentős, lokális okok miatt jött létre. Valószínűleg az ún. HBM-terem mésztufaképződményének átszakadása, vagyis két járatszint egybenyílása hozta létre ezt az "akna-szint" kettőst. A főjárat járatszintjei a Balekina-barlangban is megtalálhatóak, ott morfológiai jellemzőik alapján sikerült elkülönítenünk őket. A két barlang járatszintjei egymásnak megfeleltethetőek.

  1. szint: A Jáspis-barlangban 555-535 méter tszf. (az Ében-terem és környéke), a Balekinában 505-485 méter tszf. (a 34-es terem és környéke).
  2. szint: A Jáspis-barlangban 515-475 méter tszf. (a kanyonszerű járatszakasz), a Balekinában 460-451 méter tszf. (a végponti patakos ág).
  3. szint: A Jáspis-barlangban 455-395 méter tszf. (az alsó patakos ág), a Balekinában ez a szint ismeretlen. A Wekerle-forrás (16. kép), mint erózióbázis alapján 325 méter tszf. magasság felett.

A két barlang járatszintjeit összekapcsolva elkészíthető a jelenlegi és az egykori barlangszintek térképe. Megfigyelhető, hogy a jelenlegi járatszint laposabb futású. Ez egyrészt a Garadna-völgyi erózióbázis jelenkori nyugalmi periódusának, esetleg a völgy feltöltődésének az eredménye. Azt sem szabad elfelejtenünk, hogy a fejlett barlangjáratok depressziókat hoznak létre a jelenkori karsztvízfelületen.

V. A karsztos fejlődést befolyásoló tényezők

A. Tektonikai és litológiai preformációk

A Nyavalyás-tető tektonikailag erősen preformált a fennsíkperem erős töredezettségének köszönhetően. A töréseknek elsődleges szerepe van a felszínformák és a barlangok kialakulásában is. Mivel a tektonikai preformáltság a karsztosodás alapfeltétele, ezért elmondhatjuk, hogy a legnagyobb törések mentén indulnak el először az üregképződési folyamatok. Ez is alátámasztja, hogy a törési síkon létrejött Balekina-barlang idősebb, vagy esetleg gyorsabban fejlődik a réteglapok mentén futó Jáspis-barlangnál. A járatok tágulása kezdetben a mészkő oldódásával történik, amely kizárólag felületeken, jelen esetben a törési síkon mehet végbe. A felszínen a Balekina-makroformacsoport (2. ábra) felszínformái a barlang irányából a törési sík mentén jöttek létre.

A tektonikai behatásokkal szemben a litológiai preformáció csak másodlagos szerepet tölt be a karsztos fejlődést befolyásoló tényezők között. Azért, mert a mészkőösszlet önmagában még nem biztosít felületet a kezdeti fejlődési stádium oldási folyamatainak. Tehát a litológiai preformáció esetében csak bizonyos mértékű tektonikai preformáltság esetén indul meg a karsztosodás. A kezdeti üregképződés után a litológiai preformáltság hamar döntő tényezővé válhat. Ennek az az oka, hogy ezek a karsztos folyamatok több, párhuzamos réteglapsíkon is végbemehetnek, amíg a csak tektonikailag preformált üregek fejlődése a törés síkjára korlátozódik.

A litológiai preformáltság következtében létrejött képződmények tehát törések, repedések jelenlétét feltételezik. Ezek a törések azonban egészen kicsik is lehetnek. Például a Jáspis-makroformacsoport (3. ábra) nem kapcsolható egyértelműen tektonikailag meghatározott völgyszakaszhoz. Azonban a Szilfás-nyelőtől északnyugatra, kb. 130 méteres távolságra már nyomozható a Garadna-völgy mellékvölgyének völgyfője. Lehetséges, hogy a mellékvölgy és a makroformacsoport ugyanahhoz a vizsonylag kisebb méretű töréshez kapcsolódik. A Jáspis-barlang és a felszínformák helye litológiailag meghatározott, összenyílásuk egyértelműen bizonyított.

A Bombatölcsér-makroformacsoport (4. ábra) esetében a tektonikai vagy litológiai preformáltság nem bizonyított. A felszín egységes képet mutat. A Bombatölcsér víznyelőstöbre a rejtett kőzethatáron lezajló üregesedés következtében alakult ki. Ha a rejtett kőzethatár feltételezett felületnagyságát összevetjük a felszínformák számával, bizonyítottá válik, hogy további feltétele is van a karsztos folyamatok megindulásának. A Nyavalyás-tető egyetlen, északnyugati makroformája tehát szintén tektonikai, esetleg litológiai preformálás következtében jött létre. Ezt támasztja alá az is, hogy Veress (1999) szerint az ilyen víznyelőstöbrök alatt jól fejlett, oldásos eredetű kürtők vannak.

A felszínformák kialakulását befolyásoló litológiai tényezők közül a mészkőösszleteket fedő vulkanittörmelék elhelyezkedését is meg kell vizsgálnunk. A rejtett kőzethatárhoz kötött fedett karsztos felszínfejlődést ugyanis alapvetően meghatározza a vulkanittörmelék helyzete és annak változása. Megállapíthatjuk, hogy a Balekina-makroformacsoport a valódi kőzethatártól távol, az eredeti vulkanit felszíntől messze eltávolodott vulkanittörmeléken alakult ki. A Jáspis-makroformacsoport a valódi kőzethatár közvetlen közelében, az attól kissé eltávolodott vulkanittörmeléken jött létre. A Bombatölcsér esetében a vulkanitszálkőzet és a vulkanittörmelék nem különíthető el egyértelműen. A fennsík kiemelkedésével párhuzamosan lepusztuló vulkanittérszínt feltételezve kijelenthetjük, hogy a Balekina-makroformacsoport a legidősebb, és a Bombatölcsér-makroformacsoport a legfiatalabb.

B. Oldás

Az oldás szerepe minden üregesedési folyamatban jelentős, legalább a barlangfejlődés kezdeti stádiumában. Az oldás biztosítja azt a minimális teret a kőzettestben, amiben az eróziós és a tömegmozgásos folyamatok lejátszódhatnak. Az oldás folyamata lehet a beszivárgó és még telítetlen víz oldóhatása, vagy a keveredési korrózió. A felületi oldáshoz soroljuk a rejtett kőzethatáron, azaz a vulkanitfedő és a karbonátfekü határfelületén, vagy a törések mentén végbemenő üregesedést. A vulkanittörmelék lepusztulásával sok esetben karrmező kerül a felszínre. Bárány és Jakucs (1984) a vulkaniton létrejött, de az oldás következtében kialakult felszínformákat nem tekintik karsztalakzatoknak, mert szerintük a vulkanit és a vulkaniton létrejött felszínforma nem hat vissza a karsztosodásra.

Azonban a lillafüredi Ypszilon-táróban végzett megfigyelések szerint(9) a mészkőösszletről érkező és a vulkanitösszleten átszivárgó vízből nagyobb mennyiségű karbonát képes kicsapódni. A folyamat feltehetően a vulkáni kőzetből kioldott ásványi összetevőknek köszönhető. A barlangokban az ilyen összleteken átszivárgó víz igen gyors cseppkőképződést idéz elő. Az Ypszilon-táró falán 70 év alatt egyes sztalagtitok 6 centimétert is növekedtek. Ugyanez a folyamat figyelhető meg a Jáspis- és Balekina-barlangokban is, amelyek járataiban a cseppkőoszlopok magassága 3 és 6 méter között van, az átmérőjük eléri az 1 métert (9. kép). A karsztvízben oldott, a vulkáni kőzetből származó katalizáló anyagok jelenlétét az is bizonyítja, hogy a heliktitek nagyrészt aragonitból épülnek fel (11. kép). Az aragonit hideg vizes üregképződés esetén kizárólag nehézfémek, elsősorban stroncium jelenlétében jöhet létre. A vulkanitösszlet tehát visszahat a barlangi formakincs fejlődésére.

A keveredési korrózió folyamata üregesedési horizontokhoz kapcsolódik. A karsztvízfelület szakaszos süllyedésével különböző járatszintek keletkeztek, amelyek egykor a keveredési korrózió színterei voltak. A jelentős erózióbázis süllyedés miatt a karsztvízszint gyorsan alászállt, ezért az egyes szinteken nem volt idő arra, hogy a keveredési korrózió jelentős oldásos formákat hozzon létre.

A Jáspis- és Balekina-barlangokban csupán az eróziós hatások által megkímélt járatrészeken gyakoriak a kezdeti karsztfejlődési stádiumból megmaradt oldásos formák. Elsősorban a "főtekarrok", különböző mennyezeti félcsatornák jellegzetesek. Az oldásos formák hiánya kőzettani okokkal is magyarázható, hiszen a rosszul oldódó dolomitos mészkövekben az oldás folyamata csak előkészítő szerephez jut. A járatok tágításában elsősorban a tömegmozgásos folyamatok és az erózió vesz részt. Ezért a járatok arculatát a tömegmozgásos folyamatok és az erózió szinte teljesen átdolgozták, az oldásos formák így ritkák.

C. Tömegmozgásos folyamatok

A tömegmozgásos folyamatok a felszín alatt azért jelentősek, mert a nyavalyás-tetői barlangokban az oldás csak a tömegmozgásos folyamatokkal együtt válhat jelentős szelvénynövelő tényezővé, mert a terület mészkőösszleteinek jelentős a dolomittartalmuk, vagy egyéb, rosszul karsztosodó összetevőt tartalmaznak.

A Balekina-barlangban a tömegmozgásos folyamatoknak korlátot szab az, hogy ez az üregrendszer csak a törési sík mentén képes kifejlődni. Így a barlangjáratok nagy átmérője csak az erózió jelentőssé válása után alakulhatott ki. Az eróziós hatás ezzel egy időben a tömegmozgásos folyamatok szerepét is megnövelte. A Balekina-barlanggal ellentétben a Jáspis-barlangban a tömegmozgásos folyamatoknak nem szab gátat az egyetlenegy törési sík, vagy törési zóna, mert a Jáspis-barlang járatai több, párhuzamos rétegsík mentén is fejlődhetnek.

Omlások: A mészkőtest meszes rétegeinek oldódása után a dolomitos réteg, vagy rétegsorozat leválik, leszakadozik a szálkőzetről. Tehát a Jáspis-barlangnak a rétegsíkra merőleges tágulása elvileg korlátlan. Ezért azokon a barlangszakaszokon, ahol a tömegmozgásos folyamatok dominálnak a járatátmérő elérheti az 50 métert is (pl. Gambik-atyja-terem) (10. kép), és gyakoriak a 5-20 méter átmérőjű kőtömbök, amelyek egykor a járat mennyezetéből szakadtak le. A szelvénynövekedésnek ez a módja azt is megmagyarázza, hogy a Jáspis-barlang fiatalabb kora ellenére miért rendelkezik a Balekina-barlanghoz hasonló járatátmérőkkel.

Más karsztterületek barlangjaiban a tömegmozgásos folyamatok szintén jelen vannak, de a Jáspis- és Balekina-barlangokban sokkal jelentősebbek. Ez azért van így, mert ezekben az üregrendszerekben a befoglaló kőzetek jól karsztosodnak, így az oldás szerepe is nagyobb. Az oldási maradékként fennmaradó kőzetdarabok ebből adódóan nagyon kicsik, a tömegmozgásos folyamatok alanyai jelentéktelenek.

Álfenékképződés: A tömegmozgásos folyamatok másik típusa szintén elsősorban a Jáspis-barlangra jellemző. A meszes rétegek részleges kioldása esetén a kőtömbök nem tudnak teljesen leválni a szálkőzetről, így maguk is akadályokká válhatnak a tömegmozgásos folyamatok számára. Más, leszakadt kőzetrészletek viszont dolomitos jellegük miatt a hideg vizes oldás hatására porlanak, aprózódnak (Jakucs 1971a, 1971b, 1994). Ezek a kisméretű, mozgó törmelékdarabok a félig levált kőtömbökön fennakadnak, így álfenék jöhet létre.

A felszín tömegmozgásos folyamatai: Ezek a rejtett kőzethatáron zajló üregesedés, vagy nagyobb üregek felszínre nyílása esetén lehetnek jelentősek. A nyavalyás-tetői makroformacsoportok felszínformái gyakran szabályosak, homoktölcsérhez hasonló alakúak (pl.: Bombatölcsér-víznyelőstöbör). Jól megfigyelhetjük bennük a jelenkori talajcsúszások és utánrogyásos folyamatok nyomait is (5. kép). A barlang felszakadásával keletkezett makroformák viszont egyenetlen, omladékos felszínűek (pl.: Szilfás-nyelő) (6. kép).

D. Erózió

Az erózió a barlangokban és a felszínen egyaránt jelentős tényező. Ennek az az oka, hogy a mészkőösszletek dolomitos jellege miatt a térfogategységre jutó barlangjáratok száma kevés. Ezért a felszín alatti vizek koncentrálódnak, munkavégző képességük megnő. A Balekina-barlang töréséhez kapcsolódó centripetális repedéshálózat még jobban koncentrálja a vízfolyásokat.

Az erózió jelentőségét az is növeli, hogy az erózióbázis helyzetéből adódóan jelentős a vertikalitás. A Szomorú-völgy lejtési viszonyaiból adódóan is segíti az eróziós tevékenységet a felszín alatt. A völgy középső szakasza (a Balekina-makroformacsoport környékén) majdnem sík. Ez azt igazolja, hogy az eróziós folyamatok a felszín alá helyeződtek át. Ezzel szemben a völgyszakasz kis lejtése következtében akkumulálódik, így a Balekina-barlangban is jelentős mennyiségűvé válhat a vulkanittörmelék, amely tovább növeli a barlangi vizek eróziós munkavégző képességét.

Ezt igazolja a Balekina-barlangnak a Jáspis-barlangénál jóval összetettebb felépítése: a csorga, az evorziós üst, a hordalék áthalmozódás gyakorisága. Mégis az erózió - a kőzettani okok és a lejtési viszonyok miatt - a Jáspis-barlangban is fontos szerepet játszik a barlang formálásban. Ezt a korábbi fejezetek statisztikai számításai igazolták. Mindkét barlangról elmondhatjuk tehát, hogy esőzések idején heves lefutású árvizek formálják a járatok arculatát, időszakos vízfolyások szinte minden mellékjáratban találhatók.

Ha a Jáspis- és Balekina-barlangok járatrendszerét összefüggő, felszín alatti völgyhálózatnak tekintjük, akkor három fejlődési fázist különíthetünk el. A két üregrendszer korrelált járatszintjeinek helyzete alapján kijelenthetjük, hogy az alsóbb járatszintek, illetve az erózióbázishoz közelebb kialakult barlangjáratok kis lejtésszögűek, alsószakasz jellegűek. Ezért feltételezzük, hogy a Balekina-barlang ma még ismeretlen, harmadik járatszintje közel vízszintes, így a barlangi vízfolyások eróziós munkavégző képessége minimális, a járatok szűkek, vagy hordalékkal teljesen kitöltöttek.

VI. A terület karsztfejlődési vázlata

A nyavalyás-tetői karszt fejlődése elsőként a jelentősebb törések mentén indult meg (9. ábra). A legjelentősebb töréshez kötötten alakult ki a Szomorú-völgy, a Balekina-barlang és a Balekina-makroformacsoport. Ezért ezek a legidősebb karsztos formaegyüttesek. Közülük is a legrégebbi, feltehetően még a pliocénban keletkezett töbrökhöz sorolható (Hevesi 1978, Tóth 1984b) a kiemelt helyzetben lévő töbörmaradvány a Balekina-makroformacsoport peremén. Ez az alakzat azért maradt fenn ilyen formában, mert a fedőüledékeknél magasabb térrészleteken lévő karsztformák lecsonkolódhatnak, vagy feltöltődhetnek (Veress 1999).

Mivel a Balekina-makroformacsoport vízgyűjtő területtel nem rendelkező fedett karsztos képződményekből áll, kezdetben a felszín és a Balekina-barlang között nem lehetett kapcsolat. Ebből következik, hogy a Balekina kezdeti üregesedése a törési sík mentén lejátszódó oldásos-omlásos folyamatokra vezethető vissza.

Az alakzatok elhelyezkedése alapján valószínűsíthető, hogy a vulkanittörmelék lepusztulása, kivékonyodása miatt ezek a felszínformák víznyelőstöbör sorozatot alkotva alakultak ki. Emiatt és az akkumulációjuk mértéke, valamint az idősebb barlangjáratokkal való kapcsolatuk alapján az alacsonyabb térszínen található felszínformák (a négy teljesen akkumulálódott nyelőmaradvány) keletkezhettek a legrégebben. Azonban azt sem lehet kizárni, hogy ezek valódi víznyelők voltak (bár a vakvölgy hiánya ezt cáfolja!), ugyanis a terület jelentős akkumulálódása miatt nem egyértelmű, hogy ezek a felszínformák a törés mentén rendeződtek egy sorba, vagy a völgyfő irányába hátrálva alakultak ki. Ez utóbbi esetben Jakucs (1971a) leírása alapján tudjuk, hogy víznyelősorról van szó.

A nagyméretű víznyelőstöbörhöz csatlakozó regressziós epigenetikus meder kialakulásából arra következtethetünk, hogy a felszíni formák a barlangkürtők felszínre nyílásával keletkeztek, és később a víznyelőkhöz hasonló funkciót kaptak. A felszíni és felszín alatti formák tehát egyazon törésen alakultak ki. A folyamat feltételezi, hogy a barlangüregek a főte omlása-oldása következtében a felszín irányába is képesek növekedni. Ez a Jáspis-barlang példáján vált bizonyítottá.

A felszínre nyílás következtében a Balekina eróziós barlanggá vált, amit a morfológiai jellemzői is alátámasztanak (csorgák, evorziós üstök stb.). Az eróziós formák gyakorisága azt is bizonyítja, hogy a Balekina-barlang a Jáspis-barlangnál hamarabb nyílt a felszínre. Az eróziós hatás jelentőségét tovább növelte a kőzettani okok miatt kicsi járatsűrűség, az erózióbázis helyzete miatt a jelentős vertikalitás, valamint a fedett karsztos felszínformákból származó jelentős mennyiségű vulkanithordalék. A jelentős vulkanithordalék, és a fedett karsztos felszínformák periodikus inaktivizálódása következtében a Balekina-barlang fejlődését feltöltődési periódusok is megszakították (lásd: üledékfoszlányok a járatfalakon). A felszínformák periodikus inaktivizálódását segítette elő az is, hogy miután az erózió a felszín alá tevődött át, a Szomorú-völgy középső szakaszának fejlődése lelassult.

A fő törési síkok mentén történő üregesedést követően a réteglapok mentén is elindult az üregesedés, így keletkezett a Jáspis-barlang és a Jáspis-makroformacsoport. Ezek a képződmények az előbbieknél kevésbé idősek. A réteglap mentén kialakult üregrendszer a réteglap síkokra merőlegesen is képes volt növekedni, ezért a fiatalabb Jáspis-barlang járatméretei hasonlóak a Balekina-barlang járatméreteihez. Ehhez az alakzategyütteshez nem csak vízgyűjtő terület, de még völgy sem kapcsolható, ezért biztos, hogy víznyelők hiányában kezdetben a Jáspis sem lehetett eróziós barlang.

A bizonyítottan a barlang felszínre nyílásával létrejött Szilfás-nyelő a völgyi vízfolyás hiánya ellenére regressziós meder kialakulását idézte elő. Ezért a Szilfás-nyelő víznyelőszerű funkciót kapott. Ekkortól a Jáspis-barlangot már az erózió is formálja. Az eróziós folyamatok a Balekina ürgerendszerében tapasztaltakhoz képest fiatalok, a csorgák, evorziós üstök nem olyan gyakoriak. A kőzettani okok és a járatok lejtésviszonyai miatt hatása mégis meghatározó.

A Jáspis karsztalakzatainak legfiatalabb tagja az eltömődött víznyelőstöbör. Ezt az bizonyítja, hogy ez a forma a legmagasabban, a kőzethatár közelében található, a hozzácsatlakozó barlangág pedig oldásos jelleget mutat, bizonyítva, hogy nem régen keletkezett.

A nyavalyás-tetői karszt fejlődésének utolsó fázisában jött létre a Bombatölcsér-makroformacsoport. Ez a felszínforma a legfiatalabb. Ezt az bizonyítja, hogy jelenleg is a vulkanittörmeléken helyezkedik el, és nem csak völgyhöz nem köthető, de még a regressziós epigenetikus medre sem alakult ki.

A barlangok általános fejlődése alapján kijelenthetjük, hogy a fennsíkperemi helyzetű nyavalyás-tetői karszt fejlődését a Garadna-völgyi erózióbázis elhelyezkedése határozta meg. Juhász (1975) szerint az ilyen irányban, vagyis északnyugati-délkeleti törésen kialakult létrás-tetői barlangokra a lépcsőzetes járatok, és meredek üregrendszerek a jellemzőek. A fenti állítást igazoló, a Jáspis- és a Balekina-barlangokban kimutatott három járatszint azt bizonyítja, hogy a fennsíkperem szakaszosan megemelkedett, illetve a Garadna-völgy szakaszosan bevágódott. Ezt az is alátámasztja, hogy a felsőbb járatszintekhez tartozó forrásszájakat sikerült azonosítanunk. A jelenlegi járatszint jobban ellaposodik, mint a korábbiak. Ebből következik, hogy a Garadna-völgy mélyülése megállt. Sőt, a Jáspis-barlang 3. járatszintjének visszatöltődöttsége alátámasztja Ferenczy (1999)(5) azon állítását, hogy a Garadna-völgy feltöltődőben van, az erózióbázis emelkedik. Az ilyen, vízzel feltöltött járatszintek ellipszis keresztmetszettel jellemezhetőek, szemben a felsőbb járatszintekkel, melynek kanyonszerű jellege (legalábbis a Jáspis-barlangban) gyors folyású patakot feltételez.

VII. Egy újabb barlangjárat feltárásának lehetősége

Újabb barlangjárat feltárásának az esélye annak ellenére csekély, hogy a Balekina-barlang jelenlegi mélységéből további üregekre következtethetünk. A Balekina-barlang 3. járatszintjének ugyanis jelentősen alacsonyabban kell lennie, mint a Jáspis-barlang jelenlegi végpontjának. Ebben az esetben viszont feltöltött, az erózióbázis (Garadna-völgy) jelenlegi helyzete miatt. Ha a Balekina-barlang 3. járatszintje a Jáspis-barlang végpontjával közel azonos szinten található, akkor pedig ellaposodó járatjellege miatt feltételezhetjük a feltöltöttségét.

A Balekina-barlang, mint idősebb és alacsonyabban nyíló üregrendszer egyébként is feltöltöttebb, s a régmúltból is őrzi nyomait ilyen feltöltődéssel járó fejlődési periódusoknak. A jelentős járatrészek meglétét cáfolja a korábbi végponti feltárások sikertelensége (Gombor és Csernyák 1982), és a víznyomjelzés eredménye(8) is.

A két barlang egymáshoz viszonyított elhelyezkedése azonban viszonylag jól meghatározható, hiszen a járatok helyét a törési sík, illetve a réteglapok síkja kijelöli. A Jáspis- és a Balekina-barlangok végpontjai között vertikálisan majdnem 60 méter a távolság. A két barlang feltételezett horizontális távolsága a Jáspis-barlang végponti szintjén kb. 30 méter. A nagy járatátmérők ellenére ez mégsem jelenti a két üregrendszer egybenyílását, mert a járatsűrűség kicsi, a járatok iránya szigorúan meghatározott. Viszont a barlangok vízfolyásai valószínűleg ugyanabban a forrásban (Wekerle-forrás) (16. kép) látnak napvilágot.

VIII. Összefoglalás

Vizsgálataink során feltérképeztük a Nyavalyás-tető kőzetösszleteinek az elhelyezkedését, és a fedett karsztos felszínformákat. Ezekről és a barlangokról részletes leírásokat készítettünk. Statisztikai módszerekkel és egy oszlopdiagram segítségével igazoltuk, hogy a Jáspis-barlang réteglap mentén kialakult üregrendszer.

Ugyanezzel a módszerrel a Jáspis-barlangban sikerült azonosítanunk fiatalabb (oldásos formakincsű) és idősebb (eróziós formakincsű) járatszakaszokat. Szintén bizonyítottuk a Jáspis-barlang bejárati szakaszának felszínre nyílását, s ezzel a felszíni és felszín alatti jelenségek összefüggését. Az oszlopdiagram alapján azonosítottunk 3 járatszintet. A három járatszintet megfeleltettük a Balekina-barlang járatszintjeivel, s ennek segítségével felvázoltuk a Nyavalyás-tető karsztfejlődési modelljét a Garadna-völgy fejlődésével összefüggésben.

A dolgozat legfontosabb eredménye, hogy a réteglap mentén kialakult barlangok morfológiai sajátosságait részletekbe menően sikerült tisztázni, illetve a fedett karsztos felszín és a barlangok szoros kölcsönhatása bizonyította, hogy a fedett karsztos képződmények valódi karsztos felszínformáknak tekinthetők.

További vizsgálatok tárgyát képezhetik a regressziós epigenetikus medrek, hiszen vakvölgyeket, mint kontrolcsoportokat használva összehasonlító statisztikai számítások végezhetők, melyek véglegesen bizonyítanák e képződmények endogén kifejlődését. A ma még ismeretlen barlangjáratokkal kapcsolatos állítások igazolása szintén a közeljövő feladata.


Jegyzetek

Utalások

(1): Kovács Zsolt szóbeli információja a nyavalyás-tetői földtani térképe elkészítéséről.
(2): A Magyar Állami Földtani Intézetben, dr. Kalmár János által végzett röntgendiffrakciós elemzések nyavalyás-tetői mészkő mintákon.
(3): Kovács Attila által rendelkezésünkre bocsátott poligonadatsor a Jáspis-barlangról.
(4): Magyarország első digitálisan készített barlangtérképe, Balekina-barlang.
(5): Ferenczy Gergely: A Jáspis-barlang ismertetése. A Marcel Loubens Barlangkutató Egyesület Évkönyve, 1999., Internetes változat.
(6): Kovács Zsolt: A Balekina-barlang ismertetése. A Marcel Loubens Barlangkutató Egyesület Évkönyve, 1999., Internetes változat.
(7): Kovács Zsolt szóbeli információja, mely szerint Szakáll Sándor 1994. évi vizsgálatai szerint a barlangokban talált "jáspis" darabok hidrokvarcit ásványok.
(8): Sásdi László szóbeli információja, mely szerint az általa 1995. tavaszán végzett víznyomjelzés során a Balekina-barlang végpontjából 4 nap alatt, lényegi hígulást nem mutatva jutott el a fluoreszceines víz a Wekerle-forrásba.
(9): Kovács Attila szóbeli információja az Ypszilon-táró cseppköveinek növekedéséről.

(I.-X.): Az adott kőzetösszlet jele a földtani térképen.

(A): A Balekina-makroformacsoport jele a térképeken.
(B): A Jáspis-makroformacsoport jele a térképeken.
(C): a Bombatölcsér-makroformacsoport jele a térképeken.

A mellékletekként közölt fotók közül a 3., az 5., a 13. és a 14. kép Kovács Attilával közösen készült, két eredeti példányban, a többi a szakdolgozat készítőjének a felvétele.

Köszönetnyilvánítás

A szakdolgozat elkészítéséért köszönettel tartozom konzulensemnek, dr. Veress Márton tanszékvezető főiskolai tanárnak, mert a fedett karsztos felszínfejlődés hazai szakértőjeként segített felismerni a téma jelentőségét, és kritikai észrevételeivel nagyban hozzájárult munkám sikeréhez.

Köszönettel tartozom a Marcel Loubens Barlangkutató Egyesület alábbi tagjainak is:

További köszönettel tartozom dr. Kovács Pálffy Péter és dr. Kalmár János uraknak a Magyar Állami Földtani Intézet munkatársainak, valamint Sásdi Lászlónak a rendelkezésemre bocsátott információkért.

Irodalomjegyzék


Mellékletek

Képek

1. kép A dolomitbánya
2. kép A Balekina-barlang nagyméretű víznyelőstöbre
3. kép A Szilfás-nyelő a Jáspis-barlang bejáratával
4. kép A Jáspis-makroformacsoport eltömődött dolinája
5. kép Tömegmozgásos folyamatok a Szilfás-nyelőben
6. kép A Jáspis-barlang felszínre nyílása
7. kép A Szilfás-nyelő regressziós medre
8. kép A Bombatölcsér-makroformacsoport
9. kép A HBM-terem a Jáspis-barlangban
10. kép Tömegmozgásos folyamatok eredménye a Gambis-teremben (Jáspis-barlang)
11. kép Heliktitek aragonitból (Jáspis-barlang)
12. kép A Fa-ág mellékjárat (Jáspis-barlang)
13. kép A meszes és dolomitos réteglapok váltakozása a Jáspis-barlangban
14. kép Az oldásos-omlásos eredetű Ében-terem (Jáspis-barlang)
15. kép A Jáspis-barlang bejárata
16. kép A lezárt Wekerle-forrás

Ábrák

1. ábra A Nyavalyás-tető áttekintő földtani térképe
2. ábra A Balekina-makroformacsoport (A)
3. ábra A Jáspis-makroformacsoport (B)
4. ábra A Bombatölcsér-makroformacsoport (C)
5. ábra A Nyavalyás-tető metszete, a barlangok helyzete (110°-290°)
6. ábra A Nyavalyás-tető metszete, a barlangok helyzete (40°-220°)
7. ábra A Jáspis-barlang futása és a kőzetrétegek viszonya (statisztikai feldolgozás)
8. ábra A Jáspis-barlang futása és a kőzetrétegek viszonya (oszlopdiagram)
9. ábra Komplex karsztfejlődési modell (egyszerűsített vázlat)