Previous PageTable Of ContentsNext Page

4. A Száraz-völgy környékének szerkezetföldtani viszonyai

4.1 Az egyes kõzettípusokra jellemzõ makroszkopikus szerkezeti bélyegek

A kõzetek deformációja megnyilvánulhat törésekben, gyűrt formák kialakulásában és kristályszerkezeti elváltozásokban, mely utóbbi jelenségeket többen tanulmányozták. A rétegsorban olyan szöveti deformáció is fellép, mely már dinamotermális metamorfózisnak minõsíthetõ. Az észak-bükki antiklinális kõzetei Árkai P. (1983) szerint az anchizónának megfelelõ kristályszerkezeti jegyeket mutatnak. Az alsó-triász rétegsor minden tagjában jelen vannak karbonátos képzõdmények, melyek mikroszkópos vizsgálata útján szintén történt kísérlet az átalakulás fokának meghatározására. A Lillafüred környékérõl gyűjtött mészkövekben kialakult kalcitikrek vizsgálata alapján az anchimetamorf fokú átalakulás maximálisan 300º-350ºC hõmérsékleten, nagyobb mértékű eltemetõdés mellett ment végbe, és erõsebben jelentkezik a rétegtanilag alsó helyzetű részben; a Hámori Dolomit csekélyebb szöveti deformáltsága ugyanakkor a metamorfózist okozó esemény utáni átalakulásra utal. (Mádai F. 1995.) Területünk közelében, Szentlélek környékén viszont már közepes fokú metamorfózis is tapasztalható a Nagyvisnyói Mészkõ fekvõjében elhelyezkedõ Szentléleki formáció helyenként fillitszerűen kifényesedõ felületű homokkõpaláiban. (Fülöp J. 1994. pp 226-229.) A karbonátok átkristályosodásának mértéke Mádai F. (1995) szerint függ a mészkõréteg és a környezete agyagtartalmától: legerõsebb az agyagos-aleuritos szakaszok között jelentkezõ padokban, leggyengébb pedig a magas agyagtartalmú mészkövekben. Az elõbbi helyzet az Ablakoskõvölgyi Homokkõ Tagozat mészkõ-közbetelepüléseire jellemzõ, míg az utóbbi a Nagyvisnyói Mészkõre és a Savósvölgyi Márga sötét lemezes mészköveire, melyek õsmaradványokat is megtartottak.
A mikroszkopikus kristályszerkezeti jelenségeken túl számos deformációs bélyeg õrzõdött meg a kõzeteken, melyek formáit meghatározzák a kõzet mechanikai tulajdonságai, azaz hajlékonysága, képlékenysége, feltárásbeli észlelhetõsége pedig a kõzet állékonyságának és az utólagos felülbélyegzõ hatások intenzitásának a függvénye.

A Nagyvisnyói Mészkõ deformációjának során tanúsított képlékeny viselkedése jeleit megõrzött, kevéssé állékony kõzet, mely valamennyi feltárásában redõzöttnek mutatkozik a feltárás léptékében. Kompakciójára utal a benne található korallmaradványok és más makrofosszíliák lapítottsága. Redõzõdésének egyik stílusát jól jellemzik a legjobb feltárásokat nyújtó gerincként kiemelkedõ boltozatok, amelyek szárnyai egymással 90º-hoz közeli szöget zárnak be. A mészkõpadok a tengelyzónában vastagságukat megtartva, általában mintegy 0,5-1 m-es ívhosszúságú szakaszon hajlanak át. A padok eközben egymáson is elcsúsznak, különösen ott, ahol agyagközbetelepülés választotta el azokat. A húzóerõk hatására a padokban és a padok között kinyíló törések keletkeznek, a mészkõanyag felaprózódik.
Megfigyelhetõ ezen kívül másik stílusként diszharmonikus könyökredõk, valamint csaknem izoklinális redõk jelenléte is. Az áthajlás ívhossza e stílus esetében rövidebb lehet a pad vastagságánál. Az ilyen redõk tengelyzónájában azonban a töredezettség nem jelentkezik. Ezek a redõk az elsõ stílusba tartozóknál általában kevésbé világosan észlelhetõek az azokat átjáró, az eredeti elválást felülbélyegzõ hasadozottság miatt. Valószínűsíthetõ, hogy a kétféle stílus közül az utóbbi nagyobb mélységnek megfelelõ hõmérséklet-nyomás viszonyok között, a képlékenységi határon lévõ kõzettestben képzõdött, míg az elõbbi duktilis alakváltozás helyzete és geometriája miatt már a késõbbi feltolódással hozható összefüggésbe.
Egykor nagyobb igénybevételnek kitett zónákban, így a Száraz-völgy legalsó részén jelentkezik a kõzet töréses felületein mintegy fél m vastagságban az eredeti szövet teljes vagy részleges felõrlésével járó elváltozás is, amely tökéletesen hasonló a formáció fedõjébe települt lemezes átmeneti rétegcsoportban észlelhetõhöz; ennek leírását lásd a 25. oldalon.

8. kép: Meredekre állított könyökredõ a régi Lillafüred-Dédestapolcsány országút bevágásában (64). A redõ tengelyfelülete a piros vonallal jelölt nyírási felületnél elvégzõdik, ettõl D-re (a kép bal oldalán) cm-es vastagságú, függõlegeshez közeli állású mészkõrétegek találhatóak. (Nagyvisnyói Mészkõ Formáció)


2. ábra: A bitumenes mészkõ gerincének elvégzõdése a Meteor-forrás fölötti erdészeti út bevágásában (48). A redõ helyzete hasonló a 64. észlelési pontnál láthatóhoz.
(Nagyvisnyói Mészkõ Formáció)

A perm-triász határ lemezes rétegcsoportja a legintenzívebben redõzött képzõdmény a területen. A gyűrõdések tanulmányozására különösen jó lehetõséget nyújt a Vörös-kõ D-i oldalán NY irányban a Száraz-völgybe lefutó fal, illetve a Vörös-kõ K-i és É-i oldala. A rétegcsoportban kink band stílusú, diszharmonikus redõk képzõdése a jellemzõ. Ezt a stílust egy egymáshoz képest ellentétes állású, S alakban fekvõ redõpár alkotja. E könyökredõk rövid, köztes szárnyának hosszúsága rendszerint 1 m alatt marad, jellemzõen 20-50 cm közötti. A redõtengely-felületek szintén legfeljebb néhány m hosszon követhetõek, és gyakorta meghajlanak. A tengelyzóna kihegyesedõ, a kõzetlemezek általában meg is törnek. Szélsõséges esetben a tengelyfelület mentén a kõzet el is nyíródik.

3. ábra: Kialakulatlan kink band a Vörös-kõ É-i falában (164). A kép bal oldalán már egy tipikus helyzetű kink band felsõ része látható (perm-triász átmeneti rétegcsoport)


4. ábra: Kink band-sorozat részlete a Száraz-völgy alsó tisztása alatti talpszakaszától a Vörös-kõ D-i oldaláig húzódó sziklafalon, mely végig a perm-triász átmeneti rétegcsoportot tárja fel (137). A bal oldalon egy boudin körül kialakult diszharmonikus redõ látható.

E kink band-eket azok több kifejlõdési stádiumában is meg lehet figyelni. Ritkán vannak kialakulásuk elején megrekedt, több, sugarasan széttartó tengelyfelülettel rendelkezõ boltozatok (3. ábra). Ilyenkor a könyök még nem alakul ki, a redõ kis, aszimmetrikus, a környezõ könyökredõkkel megegyezõ vergenciájú antiklinálisnak látszik. A leggyakrabban teljesen kifejlõdött kink band-ek sorozatai figyelhetõek meg. A hosszabb, kevésbé meredek dõlésű -fekvõ - szárnyak 1-2 m után ismét redõbe hajlanak. A szomszédos redõk szárnyainak dõlése egymáshoz hasonló, de a redõtengely-felületek egymással 0-10º szöget zárhatnak be, így a redõk a metszésvonalnál összeolvadhatnak (4. ábra). A harmadik kifejlõdési változatban a kink-sorozatokban a meredek redõszárnyak válnak uralkodó szerepűvé, melyek maguk is meghajlanak domború oldalukkal fölfelé. Az ilyen zónákban a rétegcsoport kivastagszik, a feltárás fala pedig magasabbá válik.

9. kép: Hajladozó tengelyfelületű kink band-ek (137) (perm-triász átmeneti rétegcsoport)

10. kép: Kink band 40 cm hosszú részlete közelrõl (137) (perm-triász átmeneti rétegcsoport)

A redõzõdés sehol sem adódik át a fedõben elhelyezkedõ pados ooidos mészkõrétegekbe, mindig a lemezes rétegcsoportra korlátozódik. Ha azon belül egy-egy vastagabb pad fordul elõ, az nem mindig vesz részt képlékenyen a kink-band kialakításában; az S alsó szárának végénél megtörik, és a rövid szárnyon nem folytatódik. Az alatta fekvõ lemezes rétegek mintegy felcsavarodnak rá, a rövid szárnyon maguk és a pad feletti rétegek közé zárva az elnyírt pad roncsait; a pad végül a második áthajlás után a felsõ hosszú szárnyon folytatódik (5. ábra).

5. ábra: A lemezes rétegcsoportba települt vastagabb mészkõpad viselkedésének elvi ábrája a kink band-en belül. A sraffozással jelölt merevebb pad feldarabolódik, a hajlékonyabb lemezek mintegy felcsavarodnak rá.

11. kép: Kink band felsõ rész tengelyzónájának 30 cm hosszúságú részlete (137). A vastagabb mészkõpad anyagából képzõdött redõmag-rész elõtt a tengelyfelület elhajlik, és a vékonyabb lemezekbõl képzõdött rész kissé feltolódik.

Az egyes rétegek azonosítását, 2-3 m-nél nagyobb távolságra való nyomonkövetését lehetetlenné teszi, hogy a rétegcsoportban sehol sincsen a többitõl valamely tulajdonságában határozottan elkülönülõ réteg vagy rétegköteg. A kõzetet ezzel szemben számos, a redõknél fiatalabb törés járja át, sõt magukban az elnyírt redõtengelyekben is lehetséges elmozdulás. A törések mentén a kõzetanyag breccsásodik, milonitosodik, ami a szövet minden foliációját eltörli. Maguk a rétegek gyakran, néhány dm-es léptékben boudinage-szerűen kiékelõdnek, egyes boudinok kis, 10-20 cm átmérõjű parazitaredõk magjaiul szolgálhatnak. Így csak az esetek kisebb részében ítélhetõ meg az elmozdulások iránya és mértéke.

6. ábra: Nyírásos elmozdulási felület a Száraz-völgy alsó része fölötti falon (137), mely átmetsz egy sötétebb, a falból kipreparálódott anyagú, kink band redõbe gyűrt réteget. Az elmozdulás mértéke ennek alapján kb. 0,5 m (perm-triász átmeneti rétegcsoport)

A kõzetszövet megváltozása egyes elmozdulási felületek melletti 0-1 m-es zónára terjedhet ki. Az üledékes rétegzést megõrzõ zónákat lemezes elválású, sötétszürke, néhol sárgás-barnás, 1-2 mm-es sárga, agyagos lemezeket tartalmazó mészkõ alkotja, melyet helyenként mm-es kalciterek járnak át. Található ezen kívül erõsebben összepréselt, redõkbe rendezõdõ sűrű felületseregekkel tagolt, tömeges megjelenésű, világosszürke, kissé barnás mészkõ is. A zúzott zónákban ezzel szemben sárga, tömött mészkõ jelenik meg, melyben szürke és pirosasra színezett foltok, valamint mm-es, sötétbarna erecskék vannak. Szürke foltjai az eredeti szövet megõrzött részleteinek tűnnek, mivel a szürke szín intenzitásával arányosan erõsödõ szöveti irányítottság, lemezesség is jelentkezik. A repedéseket sárga pátit tölti ki néhány mm-es nagyságot is elérõ kalcitkristályokkal. Ez a sárga, finomszemcsés vagy nagykristályos anyag gyakran 2-8 cm átmérõjű, durvaszemcsés, irányított szövetű, egyes esetekben mállott felszínű, sötétszürke szemcséket cementál; ez a kõzet tektonikus breccsának minõsíthetõ.
A töréseknek is több típusa lehetséges a feltárásokban. Amelyek mentén nagy nyomás alatti oldalirányú elmozdulás ment végbe, azok esetében sima, elnyírt mozgási felületek jöttek létre, vagy a repedést felõrölt szövetű, breccsás anyag tölti ki, vagy mindkét jelenség észlelhetõ. A kisebb litoklázisokban pátitos erek képzõdtek. Vannak azonban olyan, rendre függõlegeshez közeli állású, egyenetlen felületű dm-es kõzetrések is, amelyek kitöltése törmelék, vagy nincsenek kitöltve, így néhány dm átmérõjű üregeket képeznek. Ezek kinyílása valószínűleg újabb keletű folyamat, mely a kiemelt helyzetű sziklák lejtõirányú tömegmozgásaira vezethetõ vissza.

A Gerennavári Mészkõ pados és tömeges kifejlõdésű részei az elõbbieknél jóval merevebb viselkedés jegyeit õrzik, viszont mindig tartalmaznak nagyobb agyagtartalmú, márgás közbetelepüléseket. Ezekben a rétegtagokban hajlítások is megfigyelhetõek, míg a merevebbeket csak törésrendszerek járják át. A hajlítás 20-30º irányváltozást jelenthet 2-3 m ívhosszon. Ha a meghajló rétegköteg kompetensebb tagot is tartalmaz, boudinage kialakulása is megfigyelhetõ (7. ábra). Az alsó, lemezes rétegcsoporthoz hasonló diszharmonikus redõzõdés kialakulására ezek a közbetelepülések túl vékonyak.

7. ábra: Meghajló, boudinokat is tartalmazó lemezes rétegcsoport a Gúla gerincét két részre osztó törés DNY-i oldalán (34). A bal alsó részen ábrázolt breccsásodás egy a fallal közel párhuzamos törési sík mentén képzõdött. (Gerennavári Mészkõ Formáció)

12. kép: Hajladozó rétegfelületű, a törések mentén lerakódott kiválásokkal utólagosan elszínezett felületű rétegek a Száraz-völgy alsó tisztása fölötti sziklafalon (54)
(Gerennavári Mészkõ Formáció)

A törésrendszer ezzel szemben hasonló típusokból áll: itt is megjelennek a nyírt, egymáson elcsúszott és a szétnyíló felületek, helyenként breccsásodás kíséretében, mely azonban itt egy-egy foltban legfeljebb 10-20 cm vastagságban mutatkozik. Sokkal nagyobb szerepet játszanak azok a kõzetrésrajok, melyek cm-es vagy dm-es sűrűséggel tagolják a kõzetet, általában a feltárások egy-egy foltján vagy sávján csoportosulnak, és ha ezek mentén a kõzet el is válik, részben vagy egészen kalcit töltheti ki réseiket. Mindezek, és az elsõdleges rétegzés jelenléte esetén rendszerint 4-5 különféle jellemzõ kõzetszerkezeti irány mérhetõ egy-egy feltáráson. A rétegzés mentén a kõzet gyakran nem is hasadozott, annak helyzete ilyenkor a dúsan vagy kevésbé dúsan ooidos szakaszok váltakozása alapján azonosítható.
A pados mészkõ hajlamos a réteglapok menti elválásra. Ha a rétegzõdés egyenlejtes a hegyoldallal, illetve annál kissé meredekebb, akkor ez természetes sziklafalak oldalában és útbevágásokban gravitációs erõ hatására végbemenõ, a tektonikus jelenségekhez hasonló elmozdulásokat okoz. Ennek példája látható a Száraz-völgy alsó tisztása alatti szakasz egyes padok, illetve padcsoportok réteglap menti kicsúszásával létrejött, a kõzettestbe nyelv- vagy ékszerűen benyúló üregein. Az ezeket tartalmazó falak szerkezeti vonal menti elmozdulás eredményeképpen emelkedtek ki.

Az Ablakoskõvölgyi Homokkõ tagozat csillámos palái a legkevésbé állékony kõzetek a területen, feltárásainak kõzetanyaga gyorsan elmállik. A kibúvások rendszerint 1-2 m szélességűre korlátozódnak, ilyen léptékben felismerhetõ redõket nem tartalmaznak, de a réteglapok felülete sohasem sima; különösen a vékony mészkõrétegeken megfigyelhetõ a hajladozása. Ahol mészkõlaminák nem merevítik a kõzettestet, kaotikus, cm-es léptékű gyüredezettség is elõfordul. Megfigyelhetõ továbbá útbevágásokban a talajszinttel meredek rétegdõléssel érintkezõ agyag- és aleurolitpalák rétegfejeinek fekvõ redõt alkotó elhajlása, mely a talajréteg megcsúszása által keltett nyírás jelének tartható.

A merevebb Lillafüredi Mészkõ két jellemzõen képlékeny deformációra hajlamos tagozat között viszonylag kis vastagságban helyezkedik el, ez határozza meg a viselkedését. Vastagsága szélsõséges változásainak is ez lehet az oka: míg környezete az erõhatásokra képlékenyen reagált, addig a mészkõsáv boudinage-szerűen feldarabolódott, egyes szakaszokon folytonossága megszakadt, míg máshol nagyobb tömegben feltorlódott. Ennek megfelelõen számos törés járja át. Az agyagos, márgás köztes mészkõ azonban csak környezetéhez képest számít merevnek, adottak benne a kis léptékű redõk kialakulásának feltételei (lásd 6. kép), csakhogy - ha voltak is ilyenek benne - a késõbbi hatások nyomán kialakuló törésrendszerek ezek nyomait többnyire elfedik.
A mészkõanyag, mely számos helyen hasadozott, a szabálytalan felületű törések mellett képes volt megõrizni egy kalcit-kiválásos vetõtükröt töréses lépcsõkkel, melyek az elmozdulás függõleges irányára utalnak. A terület mészkövei közül ebben a legerõsebb az észak-bükki antiklinális felgyűrõdésekor kialakult harántpalásság, ami szintén a köztes helyzetével függhet össze; ennek a vetõtükör felületére kifutó nyomvonalai karcokhoz hasonló rajzolatot adnak.
Hogy a Lillafüredi Mészkõ szövete nagymértékben átalakult, arra a Bem apó-szikla hegyének kõzettömege nyújt bizonyítékokat. Itt a több, egyaránt sűrű tagoló felületsereg és nagyszámú nyílt törés jelenléte mellett az üledékes rétegzés helyzete nem állapítható meg biztonsággal. A törmelékben, mállott felületeken ezzel szemben esetenként hajlított sávozottság, breccsás szövet figyelhetõ meg, azonban teljesen átkristályosodva, mindössze az elemek eltérõ színárnyalata teszi azokat felismerhetõvé. Ahol sztilolitok járják át, szintén feltűnõ a fehéres elszínezõdés. Elõfordulnak a Gerennavári Mészkõ Formáció anyagához hasonló ooidos rétegek, valamint szabad szemmel is felismerhetõ õsmaradványok.
Maga a Bem apó-szikla mind alakjában, mind helyzetében emlékeztet a Vörös-kõre, bár annál jóval kisebb méretű, és felépítõ mészkõanyagának szerkezete nem gyűrt, hanem töredezett. Mindazonáltal elképzelhetõ, hogy míg a m-es léptékben a szerkezeti elemek kialakulásakor az anyagi különbségek, az eltérõ merevségű rétegcsoportok mechanikai tulajdonságai játszottak fõszerepet, addig a 100 m-es léptékű formák létrejöttében a két nagyobb vastagságú kõzettest egymáshoz hasonlóan viselkedett.

13. kép: Tagolófelület-rendszerek a Bem apó-sziklánál (81) (Lillafüredi Mészkõ Tagozat)

14. kép: Sávozott szövetű mészkõ a Bem apó-szikla fölötti irtás D-i oldalán, törmelékben (87) (Lillafüredi Mészkõ Tagozat)

A Savósvölgyi Márga képlékeny, rendszerint hajladozó rétegfelületű lencsékbõl felépülõ összlet. A többi agyag-mészkõ lemezek váltakozásából felépülõ rétegcsoporttal analóg módon itt is jelentkezõ stílus a cikkcakk redõk kialakulása, azonban ezek felismerését nehezíti a rétegzéssel hegyes szöget bezáró, erõteljesen fellépõ harántpalásság menti hasadozottság jelenléte, a tagozatra jellemzõ a pencil cleavage megjelenése. A feltárás mállott felszíne ilyenkor néhány cm hosszú, kb. 0,5 cm átmérõjű rudakra esik szét. A felismerhetõ redõk egy-egy kisebb elmozdulással járó nyírási felülethez köthetõk, és gyakran teljesen el sem nyíródott hullámokat alkotnak.

8. ábra: Kismértékű elmozdulás mentén részint elnyíródó, részint nyírási szalagba hajló lemezes rétegek (102). A sárga vonalakkal jelölt palásság a nyírás zónájában nem észlelhetõ (Savósvölgyi Márga Formáció)

Az Újmassai Mészkõ egyetlen falbeli feltárásában nem mutat redõzõdést, ez azonban nem jelenti, hogy máshol ez nem alakulhat ki benne. Rendszerint réteglapjai mentén válik el. A Lillafüredi Mészkõhöz hasonlóan palásság és többféle foliáció is mutatkozhat benne, esetenként kalcittal kitöltött repedések, sztilolitok kíséretében.

A Hámori Dolomit a területet ért erõhatásokra legridegebben reagáló kõzet. Szerkezetét kizárólagosan a töréses, hajlítás nélküli formák uralják, egy-egy feltárásban általában három-négy különféle jellemzõ kõzetrésirány mérhetõ. Jellemzõek rá az 1-5 cm-enkénti sűrűséggel tagoló, valószínűleg egyenként néhány cm-nyi elmozdulást reprezentáló sík felületek, melyek réseit esetenként akár 5-10 mm-re is kivastagodó nagykristályos kalcit töltheti ki. Ezek a felületseregek rendre 0,5-1 m átmérõjű sávokban csoportosulnak, amely az elmozdulás zónáját képviseli, míg néhány m-rel távolabb egy másik irány válik uralkodóvá. Vannak ezen kívül rendszerint lapos dõlésű, durvább, hajladozó felületű, szétnyíló repedések, melyek szintén elmozdulásokat reprezentálnak.

Nagy léptékű feltárásokban, amilyenek a Nyavalyás-hegyi dolomitbánya udvarai, ahol a dolomit rétegzõdése is tisztán azonosítható, a dolomit is gyűrtnek mutatkozik, csakhogy a legfelsõ alatti szint falán látható szinklinális görbületi sugara 100 m-es nagyságrendbe tartozik.

Nagy elmozdulások zónájában elõfordul a dolomit szövetének felõrlõdése, tektonikus breccsává alakulása. Ennek egyik típusa az Angyal-völgyi sötétszürke, durvakristályos, 1-2 cm-es szögletes, lyukacsosra málló felületű darabokra szétváló dolomit a köztes mészkõvel való érintkezés 5-10 m széles sávjában. E típusnál nagyobb mennyiségben található meg egyes foltokban a Száraz-völgy D-i oldalán a felsõ tisztás fölött a dolomit összecementált breccsája. A szürke, mállott felszínű, mm-estõl 5 cm-es átmérõjűig terjedõ dolomitszemcséket fehér, uralkodóan kalcitból álló pátit köti meg, melyben fennõtt, 1 cm-es nagyságú kristályegyedek figyelhetõek meg. A breccsa általában meredeken álló, gyakran nyílt és a felszínrõl származó agyaggal kitöltött repedések környezetében jelenik meg, akár több m vastagságú sávban.

Formáció

Kõzetanyag

Jellemzõ struktúrák

Nagyvisnyói Mészkõ

Pados bitumenes mészkõ

Ősmaradványok deformációja
Redõboltozat
Könyökredõ
Szövet felõrlõdése

Gerennavári Mészkõ

Lemezes agyagos mészkõ

Kink band-redõsorozatok, boudinage
Szövet felõrlõdése, breccsásodás
Többirányú törésrendszer

 

Pados ooidos mészkõ

Többirányú törésrendszer
Hajlítás, boudinage

Ablakoskõvölgyi

Lemezes csillámos aleurolitpala

Harántpalásság
Rétegfej-elnyírás a felszínen

 

Pados szürke mészkõ

Harántpalásság
Többirányú törésrendszer, vetõtükrök
Szöveti reliktumok

 

Lemezes sárga márga

Harántpalásság, pencil cleavage
Nyírásos hullámredõk

Hámori Dolomit

Tömeges szürke dolomit

Többirányú törésrendszer
Breccsásodás

2. táblázat: Az egyes kõzettípusok legjellemzõbb makroszkóposan észlelhetõ szerkezeti elemei

4.2 A terület jellemzõ kõzetszerkezeti irányai

A területet felépítõ kõzetek gyűrt formakincse a kõzetanyag minõségének függvényében más és más lehet, a feltárás léptékében teljes mértékben hiányozhat is. A törésekben, nyírási felületek kialakulásábban megnyilvánuló deformáció ezzel szemben valamennyi kõzettípusban megfigyelhetõ. Típusfüggõ a törések megjelenési formája: a lemezes, palás kõzetekben a rétegzés és a palásság mentén kialakult hasadozottság rendszerint erõsebb az egyéb jelenségeknél, és rendszerint nem állapítható meg, hogy ezek mentén történt-e elmozdulás. A dolomitban ezzel ellenkezõ a helyzet, mivel abban legtöbbször nem észlelhetõ az eredeti rétegzõdés, így az nem állapítható meg, hogy egy kõzetrés- vagy nyírási felületsereg rétegzés mentén alakult-e ki vagy sem. Számolni kell azzal is, hogy a mészkõfeltárások jelentõs része maga is törésfelület, amely kialakulása óta ki van téve az eróziónak.
A vizsgálat során háromféle tagolófelület-típust célszerű elkülöníteni. Az elsõ eset az elsõdleges rétegzés. Ennek dõlésirány-mérése a rétegsor helyzetének beazonosítására alkalmas, de az e mentén esetlegesen kialakult hasadozottság a tektonikus erõhatásoktól független. A második eset a palásság. Ennek kialakulása az egész rétegsorbeli megjelenése és geometriai helyzete alapján feltehetõen az észak-bükki antiklinális felgyűrõdésével függ össze, és a rétegzéshez viszonyított helyzete egy feltárásban a kõzettestnek az antiklinális-szárnyban elfoglalt egykori állásának meredekségére utal; általában a rétegzéssel kis szöget zár be. Végül a harmadik eset az elõbbi két foliációt felülbélyegzõ kõzetrésrendszerek - elnyírt lapok vagy kinyíló törések - megjelenése. Ezek azok, amelyekben a nagyléptékű antiklinális kialakulása utáni erõhatások nyomait lehet tanulmányozni.
A 9-10. ábrán látható sztereogramok ezúttal nem egy feltárásban mért nagyszámú kõzetrésirányt, hanem az egész területre vonatkozó jellemzõ kõzetszerkezeti irányokat tartalmaznak. Egy-egy irányt egy feltáráson belül sok - enyhén ingadozó dõlésű - felületen be lehet mérni. Hogy az ábrát ne torzítsa ezeknek a feltárástól függõ eltérõ mennyisége, vagyis hogy mindegyik feltárás felületseregei egyenlõ súllyal szerepeljenek, egy jellemzõ irány feltárásonként csak egy átlagos értékkel szerepel az adatok között. A sztereogram pontjainak - melyek a síknormálisok döféspontjai - színe a földtani térkép színkulcsának megfelelõen a sztratigráfiai egységre utal, míg alakjuk a bemért felületsereg fajtájára: a négyzet a rétegzési, a káró a palássági, a lefelé mutató háromszög az el nem váló törési, míg a felfelé mutató háromszög a nyílt törési felületeket jelöli. A sztereogram alatt - a pontok eloszlásának jobb szemléltetése érdekében - ott áll a sűrűségi diagram is.

9. ábra: A rétegzés és a palásság dõlésirányainak sztereogramjai

A rétegzés és a palásság eloszlásában két uralkodó iránycsoport játszik fõszerepet: a közel északi, meredek, átbuktatott dõlés, továbbá a kevésbé meredek délnyugati dõlések. Esetenként elõfordulnak ettõl eltérõ értékek, fõként a feltehetõ elmozdulások nyírási zónáiban. A normálisok döféspontjaira a fõkörrel is bejelölt 100º/60º dõlésű felület illeszkedik a legjobban, aminek csapása megfelel a területen sziklafalakkal kipreparálódott nyomvonalú elmozdulási síkok átlagos irányának.

10. ábra: A törésfelületek dõlésirányainak sztereogramjai

A törések eloszlása a rétegzésnél és a palásságnál jóval nagyobb szóródást mutat. Mégis felfedezhetõ benne egy szabályszerűség: a döféspontok egy csoportja a 0º/45º dõlésű sík fõköre mentén csoportosul, míg másik részük ehhez a síkhoz közeli dõlésű. Vannak ezen kívül olyan pontok is, amelyek egyik csoportba sem illeszkednek: ezek többsége nyílt törés, vagyis a legfiatalabbnak feltételezhetõ generációhoz tartozik. A 0º/45º (illetve e körül változó) dõlésű sík jól egyezik az alsó-triász rétegsor általános csapásával, és az észak-bükki antiklinálisnak a Központi-Bükköt alkotó összletre való feltolódása durva közelítésének tekinthetõ. Legnagyobb sűrűség a meredek, nyugati irányú dõlésekben mutatkozik: ez összefügghet a sziklafalakban kipreparálódott É-ÉK-D-DNY csapású, nagyobb mértékű (legalább 10 m-es nagyságrendű) elmozdulással létrejött törésekkel.

4.3 Valószínűsíthetõ szerkezeti vonalak

Az Ablakoskõvölgyi Formáció egyes tagozatai által borított térszínek morfológiailag jól elkülöníthetõek egymástól. Minthogy az Ablakoskõvölgyi Homokkõ Tagozat homokos, csillámos paláihoz hasonlóan a Savósvölgyi Márga Tagozat agyagpalái és lemezes, agyagos mészkövei is kevésbé állékonyak a nagyobb tisztaságú mészköveknél, az általuk közrefogott Lillafüredi Mészkõ Tagozat mészkõréteg-csoportja kitűnõen követhetõ, jól kipreparálódott sziklasorokat, gerinceket alkot. Ennek a gerincnek az irányváltásai, megtörései adják a legjobb lehetõséget a végbement mozgások irányának, mértékének megfigyelésére. Ugyanakkor, mivel az elmozdulások az alsó, Gerennavári Mészkõ Formációba tartozó ooidos mészkövön is szembetűnõ letöréseket, párhuzamos sziklafalakat alakítottak ki, az egyes felületek nyomvonalai jól követhetõek, noha a palás rétegekben a mállás, az erózió eltüntette az elnyíródás nyomait. A Hámori Dolomit jóval töredezettebb, gyakorta breccsás anyaga szintén nem kedvez a vetõdési síkok megmaradásának, ilyenek gyakorlatilag sehol sem észlelhetõek - illetve a számos különféle törésrendszer között nem azonosíthatóak -, de a sziklasorok peremeinek irányítottsága itt is elmozdulások nyomait mutatja a mészköveken megfigyelt irányokban.
A felszín morfológiája jól feltárja a rétegsor változásait. A gerincek, sziklák, letörések mind szerkezeti irányokat jelölnek, ugyanakkor a völgyek - néhány rövidebb szakasztól eltekintve - nem követik ezeket, így az elmozdulási felületeknek nem csak nyomvonalai, hanem térbeli feltárásai láthatóak bennük. A permi és az alsó-triász mészköveken sehol sem észlelhetõek jellegzetes felszíni karsztjelenségek, üregeik kifagyással, réteglap menti kicsúszásokkal jöttek létre, ennek ellenére a terület vízfolyásai karsztforrásokból erednek, és - árvizek kivételével - eltűnnek a völgytalpak bizonyos pontjain; ezek a pontok jól egyeznek a szerkezeti vonalak feltételezhetõ áthúzásaival.

Az uralkodó szerkezeti elemek egyes rétegcsoportok erõteljes m-es léptékű gyüredezettsége ellenére töréses jellegűek. Az elmozdulásokról nyomvonalaik és helyenként megmaradt vetõtükreik alapján általánosan elmondható, hogy meredek, közel függõleges állású felületek mentén történtek. A felismerhetõ vetõdéseket Ómassáról felfelé indulva, számozva írom le. Feltehetõ, hogy már a Garadna-forrás is egy vetõdés mentén fakad, hiszen vize bizonyítottan a fennsíki mészkõösszletbõl származik, és a forrást attól nem karsztosodó kõzetrétegek választják el (porfirit és dolomit, amelybõl felszínre lép). Elmozdulás viszont itt nem észlelhetõ. Elképzelhetõ azonban az is, hogy valamelyik nyugatabbra húzódó vetõdésbõl érkezik a víz, csak éppen a dolomit szeszélyes töredezettsége miatt terelõdik el a rétegek belsejében, és jelenik meg mai helyén.
1. Szembeötlõ a dolomit ,,hátraugrása", a lankás, márgaanyagú hegyláb a meredek völgyoldalszakasz után, szálkõzet azonban sajnos nem mutatja a vetõ helyét. A szürke köztes mészkõ átmetszése éppen a völgytalpra esik, így itt is csak az elmozdulás tényét észlelhetjük. A Gerennavári Mészkõben már csak csekélyebb elmozdulás tapasztalható, a Száraz-völgy oldalában már egyáltalán nem ítélhetõ meg az esetleges folytatás helye.
2. A Száraz-völgy oldalában e vetõ mentén jelenik meg a perm mészkõ, és változik meg a Gerennavári Mészkõ dõlésiránya, az addig átbuktatott rétegsor normál dõlésűvé válik. Különösen szembetűnõ ez a Gúla északi oldalának felsõ részén, ahol az addig egyenlejtes oldal sziklássá válik. A gerincen tekintélyes rés tátong, amiben a kõzet gyűrõdése és elnyíródása látszik. Az elmozdulás ténye Ómassán, a Vadász-völgy oldalában is észlelhetõ, a völgy egy rövid szakaszon párhuzamossá válik vele; alkalmasint ez a vetõ az oka annak, hogy a völgy itt a két képlékenyebb réteg között éppen a keményebb Lillafüredi Mészkõbe vágódott.
3. A Száraz-völgyben egyik oldalon jól kipreparálódott, réteglap menti kicsúszásokkal teli sziklafalak jelzik az elmozdulás csapását, a másik oldalon pedig a lefutó gerinc eltolódása. A Lillafüredi Mészkövön ezt a vetõt az útbevágás feltárja, vetõtükör látható, melynek karcai a DK oldal felfelé mozdulására utalnak enyhe balos oldalirányú komponenssel. A keleti oldalon megvan a márga egy kis becsípett foltja, a mészkõ viszont csak lejjebb mutatkozik, mintha boudinage-szerűen hiányozna egy szakaszon. A völgy másik oldalán, a dolomiton az eddigiekhez hasonlóan ezt a vonalat is törmelék takarja.
4. A Gerennavári Mészkövön a következõ vetõ faláról lefolyó jókora törmelékkúp miatt ez a valószínűleg kisebb elmozdulás nem tanulmányozható, de a völgyben folyó idõszakos patak egyik elnyelõdési pontja ennek a vonalára esik (már az Ablakoskõvölgyi Homokkõ Tagozat csillámos, nem karsztosodó rétegein). A Lillafüredi Mészkövön a gerinc összetöredezett elvégzõdése a szállítóút kanyarjában látszik gyöngén feltárva, majd egy különálló, már elvetett helyzetű szikla után - boudinage-szerűen - megszakad. Az Ómassát megkerülõ út feltárja a vetõ mentén összetöredezett Hámori Dolomitot (benne jókora üreg látható); mivel a tömb felfelé határozott gerinccel folytatódik, nem valószínű, hogy lecsúszott lejtõtörmelék-tömbrõl lenne szó.
5. A Gerennavári Mészkövön a legkitűnõbben tanulmányozható vetõ. A Száraz-völgy északi oldalán tekintélyes, többlépcsõs, néhol 15-20 m-es sziklafalat hozott létre, helyenként vetõtükörszerű felület is látszik, sajnos erodált felszínekkel; a déli oldalon, ahol a régi országút átvág a szikláján, kisebb, a fõcsapásra kb. merõleges, ívelt elmozdulási síkok találhatóak. A Lillafüredi Mészkõ a ,,hiányos" szakasz után kivastagodik, mintha a hiányzó rész ide torlódott volna. A Hámori Dolomiton nincs jól feltárva a vetõ zónája, de a szállítóút bevágásában a dolomit feltárása kb. 10 m autigén breccsával indul. A területrõl készült légifotó alapján a vetõ áthúzódik az Alsó-Nyárjú-hegy tömegén is.
6. Kisebb mértékű elmozdulás történhetett, melyet a völgyön gerincben áthúzódó és a régi országút által is feltárt Lillafüredi Mészkõ csapásvonalának megtörése jelöl, üregesedéssel az elmozdulás zónájában a völgy déli oldalán. A Gerennavári Mészkõben a folytatás bizonytalan, kisebb gerinc emelkedik ki. A Virágos-tó-lápa patakjának elsõ elnyelõdési pontja van itt. Valószínű, hogy az Alsó-Nyárjú-hegyen ez a vonal határolja az ott takarószerűen jelentkezõ Gerennavári Mészkõ Formációba tartozó ooidos mészkõösszletet.
7. A Gerennavári Mészkõ e vetõtõl NY-ra kimarad, innentõl a Nagyvisnyói Mészkõ közvetlenül az Ablakoskõvölgyi Homokkõ Tagozattal érintkezik a felszínen, feltehetõen feltolódva. A Lillafüredi Mészkõ elmozdulása feltűnõ, ettõl NY-ra több kisebb elvetési lépcsõben végzõdik a gerince a következõ vetõig. Mindkét oldalán megjelenik az Újmassai Mészkõ elvetett helyzetben, ám a K-i oldalon (a Száraz-völgy D-i oldalán) csak törmeléke látható. A Száraz-völgy innentõl feljebb NY-ra dolomitba vágódott.
8. Nagy jelentõségű szerkezeti határ; NY-i oldalán az addig teljes, vagy csaknem teljes alsó-triász rétegsor folyamatossága eltűnik, ehelyett bonyolult szerkezetű zóna következik, amelyet a felszínen az Abalkoskõvölgyi Homokkõ Tagozat csillámos paláinak törmelékét tartalmazó málladéktakarók uralnak, így sajnos a szerkezet jó feltárására csak ritkán lehet számítani. Megjelenik viszont a vetõdés síkja a Nagyvisnyói Mészkõ K-NY-i irányú antiklinálisa alkotta gerinc keleti elvégzõdésénél. Ez alatt fakad a bõvizű Meteor-forrás. Az Angyal-völgy keleti oldalán a Lillafüredi Mészkõ egy sziklája közvetlenül, a Gúlán láthatóhoz hasonló hasadéknál érintkezik a Hámori Dolomittal, illetve az Újmassai Mészkõvel; itt és a völgyoldalban is a dolomit breccsás, töredezett. A feltárás éppen az érintkezés sávjában szakad meg, feltehetõen az erõsen összetört, állékonyságát vesztett zóna lepusztulása miatt. A völgyben eddig a szakaszig állandó patak folyik, itt eltűnik. A völgy másik oldalán a Lillafüredi Mészkõ és a Hámori Dolomit között egy foltban megjelenik még a Savósvölgyi Márga törmeléke is, de feljebb mind a Lillafüredi Mészkõ, mind a Savósvölgyi Márga eltűnik, és az Ablakoskõvölgyi Homokkõ a Hámori Dolomittal közvetlenül érintkezik. A Száraz-völgyben a nyomvonal a rétegsor megváltozásának csapásában, illetve az É-i oldalon a lejtõszög látható megváltozása mentén követhetõ, amely a puhább csillámos aleurolitpalák és a rideg dolomit állékonyság-különbségének következménye. A völgy idõszakos patakjának is a vetõzónában van az elnyelõdési pontja. Elképzelhetõ, hogy az Angyal-völgy tengelyében ez a vetõ is utólagosan, balosan elvetõdött, ez azonban csak a völgy két oldalán eltérõen megjelenõ Lillafüredi Mészkõ-Savósvölgyi Márga rétegsor alapján valószínűsíthetõ, a kérdéses zónát a völgytalp fiatal lerakódásai takarják.
9. A vetõ egyrészt a Száraz-völgybe délrõl merõlegesen torkolló oldalvölgy két oldalán megváltozó rétegsor, másrészt a Bem apó-szikla csúcsának déli oldalán lefutó markáns letörés alapján azonosítható. A hegy északi oldalán azonban nyoma elvész a feltárás nélküli, csillámos palák, majd Nagyvisnyói Mészkõ törmelékével fedett területen. A vetõ NY-i oldalán, a Száraz-völgy D-i oldalának legalján újra megjelenik az Újmassai Mészkõ.
A 8-as számmal jelölt vetõtõl nyugatra esõ területen a kõzettípusok szeszélyes, a normál rétegsorrendtõl és vastagságoktól eltérõ változékonysága, valamint a mérésre felhasználható feltárások hiánya miatt az egyébként minden bizonnyal létezõ több szerkezeti vonal nem azonosítható.
A bejelölt, nagyjából párhuzamos szerkezeti vonalak azt sugallhatják, hogy a területen egy meghatározott irányú erõhatás következtében jött létre töréses deformáció. Jogos a feltevés, hogy az utolsó deformáló erõhatás bélyegét kell ezekben látnunk; a legjobban feltárt és a töréseket, redõket leginkább megõrzõ kõzetek ennél bonyolultabb képet mutatnak, különösen a Száraz-völgy alsó szakaszán feltárt perm-alsótriász határra tehetõ lemezes, sötét, agyagos mészkövek.
Létezik ugyanis ezeken túl egy kb. K-NY-i csapású feltolódási vonal, amely mentén a Nagyvisnyói Mészkõ az Ablakoskõvölgyi Homokkõ Tagozattal, illetve K-re valószínűleg a Gerennavári Mészkõvel is érintkezik; ez a feltolódás is meredek felületű, a fentebbi vetõknél nem fiatalabb képzõdmény. Létét ez az érintkezés igazolja, falbeli feltárása nincs. Folytatása a Meteor-forrástól K-re bizonytalan, mivel itt már nincs kimaradó sztratigráfiai egység, de ez a feltolódás lehet az oka a Gerennavári Mészkõ Vörös-kõ fölötti takarószerű elõfordulásának. Maga a Vörös-kõ, meredekre állított kink band-redõivel a feltolódás frontjának feltárása lehet.

11. ábra: A valószínűsíthetõ szerkezeti vonalak

4.4 Valószínűsíthetõ szerkezetformáló hatások és további kutatási feladatok

Az elõzetes adatok, a terepi megfigyelések, az ezek alapján szerkesztett térkép és a kõzetszerkezeti irányokra vonatkozó adatok kiértékelése nyomán a vizsgált terület az észak-bükki antiklinális D-i szárnyának feltolódási zónája a Központi-Bükköt alkotó felsõ-triász korú mészkõösszletre, és D-i vergenciájú szerkezeti elemek uralkodnak benne. Ez a feltolódás az antiklinális kialakulását követõen ment végbe, és több, egymással közel párhuzamos feltolódási sík alakult ki, az egyes rétegtani egységek vastagságának a felszínen észlelhetõ szélsõséges változékonyságát létrehozva. Irányítottságuk alapján valószínűleg ezzel az eseménnyel függ össze a lemezes kõzetekben mutatkozó kink band redõk kialakulása is.
A feltolódást követõen a rétegsor zömmel vertikális, de valószínűleg balos laterális komponenset is tartalmazó É-ÉK-D-DNY-i csapású elmozdulásokkal feldarabolódott, egyes darabjai kibillentek, ezekben a rétegsor dõlésiránya az elmozdulásnak megfelelõen - arra merõleges síkba fordulva - megváltozott. Ezeknek az elmozdulásoknak a felszín magasságváltozásokban megnyilvánuló nyomait az erózió még nem tudta eltüntetni. A nagyobb mértékű, balos oldalirányú elmozdulásnak feltételezhetõ szerkezeti vonal csapása hasonló, ÉK-DNY-i, és az elõbbi töréseknél nem fiatalabb; elképzelhetõ, hogy a kisebb, inkább vertikális mozgásokat a nagyobb oldalirányú eltolódás indukálta.
Ezek után kijelölhetõek a kutatás folytatásának fõ lehetõségei. A vizsgált terület kiterjesztendõ mind nyugati, mind keleti irányban a szerkezeti irányok konzisztenciájának megállapítására. Minthogy a rétegfolytonos fedõben elhelyezkedõ sztratigráfiai egységekkel az alsó-triász rétegek egységes rétegsorként viselkednek, bevonható a középsõ-triász korú Nyavalyási Mészkõ Tagozat, a Sebesvízi Konglomerátum Tagozat, a Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció és a Fehérkõi Mészkõ Formáció is. Az egyes feltárásokon nagyszámú kõzetrésirány-mérés elvégzésével, azok együttes értékelésével pontosíthatóak a nagyszerkezeti irányokról szerzett ismeretek. A Bem apó-szikla térségében extrém módon kivastagodó Lillafüredi Mészkõ Tagozat kõzetanyagának makroszkopikus jellemzõi alapján fölmerül a gyanú, hogy az a tagozat sztratotípusától eltérõ fáciest képviselõ részeket is tartalmaz, illetve a máshol tapasztalhatótól eltérõ átalakulást szenvedett; ennek eldöntése megkísérelhetõ petrográfiai és õslénytani alapon.

5. Köszönetnyilvánítás

Ezúton szeretném köszönetemet kifejezni Dr. Less Györgynek a térkép felvételezése és megszerkesztése során nyújtott értékes útmutatásáért; Fuchs Péternek az ábrák elkészítésében, az adatok digitalizálásában és a szöveg gondozásában kifejtett lankadatlan segítségéért; végül, de nem utolsósorban Dr. Némedi Varga Zoltánnak hasznos tanácsaiért, melyek számos tévedés elkövetésétõl óvtak meg.

6. Irodalomjegyzék

Árkai Péter 1983: Very low- and low grade Alpine regional metamorphism of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükkium. Acta Geologica Hungariae, 26/1-2. pp. 83-101.
Balogh Kálmán 1964: A Bükkhegység földtani képzõdményei, MÁFI évkönyv XLVIII. kötet 2. füzet
Balogh Kálmán 1980: A magyarországi triász korrelációja, Általános Földtani Szemle 15. füzet, Bp. pp. 37-38.
Csontos László 1988: Étude géologique d'une portion des Carpathes internes: le massif du Bükk (NE de la Hongrie) (Stratigraphie, structures, métamorphisme et géodynamique). Kézirat, PhD Thesis, Lille.
Fülöp József 1994: Magyarország geológiája, Paleozoikum II. Akadémiai kiadó, Bp.
Mádai Ferenc 1995: Deformációs jelenségek vizsgálata kelet-bükki karbonátkõzetek ásványszemcséiben. Földtani Közlöny 125/1-2, pp. 65-86.
Pelikán Pál 1993: Gerennavári Mészkõ Formáció, Ablakoskõvölgyi Formáció, Hámori Dolomit Formáció (formációleírások) In: Haas János szerk: Magyarország litosztratigráfiai alapegységei, Triász, MÁFI, Budapest, pp. 105-114.
Schréter Zoltán 1935: A Bükkhegység triászképzõdményei. Földtani Közlöny 65/4-6, pp. 90-105.
Tóth Géza 1983: A Bükk éghajlatának néhány jellemzõje. In: Sándor András szerk: Bükki Nemzeti Park. Mezõgazdasági kiadó, Budapest, pp. 108-112.

Previous PageTable Of ContentsNext Page