A Nógrád Megyei Múzeumok Évkönyve XVI. (1990)

Tanulmányok - Hír János: A Mátra- és a Bükk-hegység fejlődéstörténeti vázlata a szarmata korszaktól a negyedidőszakig

kának rétegvulkáni aktivitásához kötődik (andezitlávák, agglomerátumok, tufák) (VARGA GY. 1975). A szarmata korszakban a vulkánosság befejeződik és ekkor kezdődnek azok a folyamatok, melyek mindkét hegység fejlődésére egyaránt hatottak. A földtani tapasztalatokat összegző ősföldrajzi térképek tanúsága szerint (1.—2.—3. ábra) ekkor kezdődik az a kiemelkedési folyamat, melynek során a két hegyvidék egyre inkább elkülönül környezetétől.Ügyanekkor a szárazföldek kiterjedését bizonyítják a számottevő vastagságban és regionális kiterjedésben jelentkező kontinentális üledékek (Sajó-völgyi Formáció). Kavicsos, homokos, tufás, diatomás üledékei különösen a Keleti-Cserhátban, NyugatiMátrában, Mikófalva térségében, az Ózdi-medencében és a Sajó-völgyben elterjedtek (SÜMEGHY J. 1923, 1924, HÁMOR G. 1985) Partszegélyi diatomás lagunaképződményékből ismerjük a térség legidősebb gerinces faunáit is: Szurdokpüspöki (KRETZOIM.— PÁLFALVY

I. 1969) és Hasznos (KORDOS L. 1981, 1985) A szurdokpüspöki gazdag paleobotanikai anyagra alapozva KRETZOI M.—PÁLFAL VY I. (1969) a szarmata korszak száraz éghajlatát hangsúlyozták. Hasonló eredményre jutottak ANDREÁNSZKY G.—S KOVÁCS É. (1955) is, akik az Északi-Középhegység számos ősnövényi leletanyagát feldolgozták. Felszínalaktani szempontból ez azért lényeges mivel a Mátrában KRETZOI M.—PÉCSI M. (1982 a, b,) (11. ábra) a 650 m tszf.i magasságú tetőszinteket szarmata hegylábfelszín-maradványként értékelik. Ugyancsak az ősnövénytani adatokra, valamint a Felsőtárkányi-medence szarmatájából leírt mészkőkavicsokra (SÜMEGHY J. 1923) alapozva HEVESI A. (1986) is feltételez hegylábfelszínképződést a Bükkben. Az 50-es és a 60-as évek felszínalaktani irodalmában, amikor a tönkösödés elmélete meghatározó volt akutatók szemléletére LÁNG S. (1955), PÉCSI M. (1963), SZÉKELY A. (1964), PINCZÉS Z. (1968) egyaránt írtak le a Mátra és a Bükk hegység magasabb terülereiről szarmata és pannon korú lepusztulásszinteket. (4. ábra) SZÉKELY A. ( 1985) újabban tagadja, hogy neogén vulkáni hegységeinkben a felső-miocén — pliocén során képződött hegylábfelszínnél idősebb elegyengetett felszínek létezhetnek. A Mátrában korábban (általa is) leírtakat a rétegvulkáni szerkezettel előrejelzett felszíneknek tartja. PÉCSI M. (1988) szerint a trópusi tönkösödés éghajlati feltételei csak az oligocénig álltak fenn, így fiatal vulkáni hegységeinkben tönkfelszínek kialakulására már nem volt lehetőség. A Bükk-fennsík ugyanakkor HEVESI A. (1986 a, b) szerint felső-kréta — eocén tönkfelszín-maradvány, mely erősen átalakult a középső miocén tengerelöntést kísérő parti abrázió hatására. A neogén tönkösödés elvetése után a nyolcvanas években előtérbe került a Mátra (és a többi tűzhányó-eredetű hegységünk) vulkánmorfológiai rekonstrukciójának kérdése. SZÉKELY A. (1985) szerint a Mátra ugyan több mint 10 millió éve pusztul, de a völgyhálózat a mai napig őrzi az egykori elsődleges vulkáni formák emlékét. Az űrfelvételek és a topográfiai térképek elemzése alapján azonban a vulkáni gyűrűs szerkezetek többféle interpretációja is lehetséges (5.-6. ábra) (BALLÁ Z.—HAVAS L. 1982, GÁBRIS GY. in. SZÉKELY A. 1985, NEMERKÉNYI A. 1986) Az idézett szerzők egy része nem számol horizontális irányú elmozdulások hatásával, addig BALLÁ Z.—HAVAS L. (1982) egész gondolatmenete a K-i és Ny-i Mátrát elválasztó törésvonal mentén valószínűsíthető eltolódásra épül. A törésvonal létét az űrfelvételek, a geofizikai vizsgálatok és a geológiai térképezés is igazolta. A szerzők valószínűnek tartják, hogy a szarmata és a kunsági korszakok során lejátszódott eltolódás előtt a Keleti- és Nyugati-Mátra ugyanazon kaldera két részét képezhették. (7. ábra). A Mátra és a Bükk előterében a szarmata végi regresszió lapos, folyóvizekkel átjárt szárazulatot hagyott hátra. Erre nyomult be a kunsági korszak tavának vize. Képződményei zömükben sárga homok, homokkő, szürke agyag és agyagmárga. Helyenként kavics- és 270