A hidrotermális karsztosodás
A hidrotermális karsztosodás
A Kárpát-medence területén jelenleg is, a földtörténeti múltban is nagyarányú hévforrás-tevékenység zajlott, elsősorban a Dunántúli-középhegység töréses déli szegélyvonalához kapcsolódóan. A hidrotermális hatás – minthogy a termálforrások elsősorban dolomitban és mészkőben fakadtak – sajátos megjelenésű karsztjelenségeket eredményezett, amelyek eltérnek a jól ismert klasszikus karsztformáktól. Ezek a melegvízi karsztjelenségek egyes körzetekben annyira uralják a felszín formakincsét, hogy a szóban forgó területeket hidrotermális karsztoknak kell neveznünk. A terminológia a nemzetközi szakirodalomban korábban ismeretlen volt, nálunk került definiálásra és bevezetésre.
Elsősorban e sorok szerzője kimutatta, hogy a hidrotermális karsztosodás mindig háromdimenziós, térbeli karsztjelenségeket produkál. Így – szemben az egyéb karsztok jórészt kétdimenziós, felületi jelenségcsoportjaival (karrok, korróziós dolinák stb.) – a felszínen észlelhető hidrotermális karszttüneményeknek (dolomitporlódás, elkovásodott hévízkürtők stb.) mindig mélységi folytatásuk, gyökerük van.
Az egyik legfigyelemreméltóbb felszín alatti hidrotermális karsztforma a hévizes barlang. Ebbe a kategóriába azokat a barlangokat soroljuk, amelyeknek üregrendszerét a mélyből származó meleg vagy forró hidrotermák oldatai, esetleg gőzei hozták létre, mégpedig részben közvetlen oldás (korrózió), részben pedig a kémiailag agresszív oldatok által átjárt kőzetrészek vegyi átrendezése, ill. kimállásra való előkészítése útján.
Az ily módon keletkezett barlang morfológiája nagyon eltér a szokásos karsztbarlangokétól, járatai ugyanis a tér minden irányában kanyarognak, azaz a patakos barlangtól eltérően – nem felülről lefelé vagy oldalirányokba ágaznak, hanem alulról fölfelé hatolnak át a kőzeten, többnyire egy legmélyebben fekvő pontból (barlangi talppont) sugarasan feltörekvően, a felszínhez közeledve egyre bonyolultabb szétágazással. A legtöbb ág azonban nem jut el a felszínig, hanem egy felülről átmenet nélkül záródó ún. vakkürtőben hirtelen elvégződik. Az ilyen vakkürtők rendszerint szabályos gömb, illetve félgömb formájú kupolás boltozattal rendelkeznek.
Gipszkristályok és aragonitrózsák a Sátorkőpusztai-barlangban
A barlangjáratok térbeli elrendeződése a kőzetösszlet belsejében tehát valamilyen bokor ágaihoz hasonlítható, ahol a többnyire egy talppontból kiágazó kürtőágak elvékonyodás és felszíni üregkapcsolatok nélkül érnek véget. Szinte gyöngyfüzérszerűen rengeteg kisebb-nagyobb szabályos gömb alakú üreg kapcsolódik járatokká ezekben a barlangokban. Ezek a gömbfülkék. Vizsgálataink alapján kialakulásuk annak köszönhető, hogy a teljes vízelborítás miatt a korrózió és az egyéb üregképző vegyi hatások érvényesülését itt nem a gravitációtól, hanem az áramlási nyomásviszonyoktól megszabott hidrodinamika irányította. A körkörös szelvényű üregek keletkezésében az is szerepet játszhatott, hogy a kőzetfalba különböző karbonátaktív (pl. kénsavas) oldatok szivárogtak be, amelyek azután megbontották a velük átitatódott kőzetrészek állékonyságát.
Elemeztük a csak részben hidrotermális keletkezésű üregek geomorfológiai bélyegeit is. Ahol a hidroterma egy más módon keletkezett üregbe csak rövid időre hatolt be, a barlangfalak adott formakincsét a hévíz többnyire már nemigen formálta át, hanem csak a kőzetfalak mineralikus „kidekorálását” végezte el (pl. a Ferenc-hegyi-barlangban).
A hévizes barlangüregek többnyire annyira bonyolult térbeli járathálózattal rendelkeznek, hogy térképi ábrázolásuk a szokásos síkvetületekkel nem vezet használható eredményre. Ezért kezdeményeztük ábrázolásukra, illetve szerkezeti-morfológiai sajátosságainak szemléltetésére a méretarányos és formatartó térbeli gipszmodellek elkészítését. A bonyolult térbeli elágazású üregekről újabban számítógép segítségével is szemléletes izometrikus térkép-látrajzot tudunk szerkeszteni.
A legnagyobb felszíni kiterjedésben előforduló hidrotermális karsztjelenség a Kárpát-medencében a triász időszaki Fődolomit porlódása, illetve aprózódása (murvásodása), ami főleg a Budai-hegységre jellemző. Régebben kézi erővel végezték a dolomitpor bányászatát – az ép kőzetből egyszerűen kikaparták a fellazult részeket. A bányászat révén furcsa alakú üregek, kőzetjáratok maradtak vissza, amelyek kitűnően mutatják a pordolomit és az ép dolomit egymáshoz viszonyított előfordulási helyzetét. A pordolomit felszíni és térbeli (mélységi) elterjedése azt bizonyítja, hogy porlások csak törésvonalakon, illetve azok kereszteződéseinél fordulnak elő, mégpedig minden esetben egykori hévforrások feltörési helyein. A melegvizektől átmelegedett kőzettartományban a pórusvizek esetenként aragonitot, máskor anhidritet visznek be a kőzet szövetébe. Ezek az ásványok – a hőhatás későbbi megszűntével – térfogat-nagyobbodással átalakultak a normális hőmérsékleten stabil kalcittá, ill. gipsszé. Eközben a kiterjedő, megduzzadó anyag szétlazította magát a kőzetszövetet.
Gyökérkarrok mészkőben. Az egykori talajborítás alatt képződött gyökércsatornák a talaj alatti biogén karsztkorrózió jellegzetes termékei.
Arra is rámutattunk, hogy dolomitkarsztjaink sajátos hidrotermális karsztjelenségei a környezetükből magasra kiemelkedő elkovásodott sziklatornyok. Ilyenek ott keletkeztek, ahol az egykori hévforrások hidrokvarcitot (kovát) is leraktak. A hajdani forráskürtők falába a kovás oldatok néhány méter mélységig beszivárogtak, és a kőzet repedéseit, pórusait átjárva beléjük rakódtak. Elkovásodott dolomittornyokkal főként a budaörsi Csiki-hegyekben találkozunk, a Huszonnégy-ökrös-hegy déli oldalán és Máriamakk környékén, de így keletkezett a pilisszentiváni Ördög-torony is. A budaörsi hegyek legdélibb rögvonulatában, a Törökugratótól a Kő-hegyig nincs is porlás, csak erős kovásodás.
