ÁLTALÁNOS HIDROGRÁFIA TÉRKÉPEK GEOMORFOLÓGIA FOTÓK TÁBLÁZATOK

Geomorfológia

 

1. A SAJÓ-VÖLGY KIALAKULÁSA ÉS FEJLŐDÉSE

A Sajó völgyét magában foglaló területen a földtörténeti idők során sajátságos szerkezeti egységek és formák alakultak ki. Bükkszék, Bélapátfalva, Diósgyőr és Eger között a Bükkhegység paleo- és mezozóos kőzetekből felépült zárt tömbje emelkedett ki (10. ábra).

Lábához ÉNy-ró1 és É-ról miocén üledékek hatalmas foltjai simulnak. DK-ről riolit- és riolittufa övezet kíséri. A tőle ÉNy-ra levő Upponyi hegységgel és a Szendrői hegységgel együtt a Kárpátok legbelső (gömöri) szerkezeti vonulatának, a Gemeridáknak tartozéka.
A Bükköt a felső karbontól a felső triászig tenger borította. A vele szomszédos hegységek
paleo- és részben mezozóos üledékei is tengeri eredetűek, vulkáni működés nyomaival. Hidrogeológiai szempontból különösen nagy jelentőségű a nagy tömegű középső triász mészkő; benne és rajta fejlődtek ki a hegység gazdag és változatos karsztjelenségei, a vidék csodálatos szépségű és őstörténeti szempontból is világhírű barlangjai.
A szenon után nagyjából már konszolidált tömeg a paleogén és neogén határán már inkább csak egészében süllyedt meg, vagy emelkedett: csendes, lassú oszcillációs mozgásokat végzett. Az eocénben és oligocénben a tenger éppen ezért -csak időlegesen és csak részben tudta elborítani e vidéket.
Az eocén transzgresszió a Bükk-hegységet a középső eocén végén érte el. Az üledékképződés szárazföldi-édesvízi rétegekkel kezdődött, kőszenes közbetelepülésekkel. A felső-eocénben a tenger előnyomulása folytatódott: az alaphegységet körülölelve, partmenti és tengeri üledékeket hagyott hátra.
Az oligocén kifejlődése a Mátra és a Bükk fedőhegységeiben egységes, teljes, nagy üledékciklusba foglalható. Középső oligocén képződményeket a Bükk-hegység környékén csakis mélyfúrásokban találtak, a felső-oligocén rétegek pedig a Bükk előteréből hiányzanak.
Az oligocén után az ország egész területe szárazulattá vált, majd újabb ingresszió következett, ez azonban a Bükk É-i előterét csak részben érintette.
A hegység legnagyobb részén üledékhézag mutatkozik, tehát szárazulat volt.
A középső miocénben riolittufa jelzi a hegység újabb süllyedését, majd a tengerpart mentén, az alsó riolittufa-szint fölött keletkezett barnaszéntelepes rétegcsoport található. A szénképződés csak a keleti szárnyon történt: mégpedig ott, ahol a tenger és a szárazulat partvonalának többszörös változása következett be. A süllyedési szakasz váltakozóan erős, bizonytalan kifejlődésű és tartós volt.
A felső miocénben a területet erőteljes oldalnyomás érte. A szerkezetképződés erőtani fő irányának megváltozása magyarázza, hogy a Bükk D-i része süllyedt, ugyanekkor a hegység északi részén intenzív kiemelkedés kezdődött, erős lepusztulással. Ekkor alakult ki a Bükköt É-ról lezáró, nagy szerkezeti törés és vele együtt a Sajó mai medrének fő vonalzása is.
Ez a szerkezetképző folyamat egy új ősföldrajzi kép kialakulásának kezdetével esik egybe. A miocén végén ugyanis a Kászpi-tó vidékéről előrenyomuló tenger behatolt a Kárpát-medencébe.
A Sajó-Hernád köze kialakulásának szemszögéből érdekes és fontos jelenség, hogy a bükkalji tortonai felszíni vulkáni lánc a Sajó és Hernád közötti ékben megszakad és csak a Zempléni-hegységben s Tokaj környékén folytatódik. Ebből következik, hogy a szóban forgó ék alakú kéregrész a szarmatában emelkedő mozgási fázisban volt. A szarmata tengernek a Sajó és Bükk környékén csak sekélyvízi, partmenti beöblösödései voltak.
A pliocén elején a terület emelkedni kezdett, a Bükkben a vulkáni tevékenység megszűnt. Ez a mozgási irányzata a következő felső mediterrán két ( levantei, romániai) emeletében, sőt a pleisztocénben is folytatódott és napjainkban is tart.
A pliocénben a mai Sajó-Hernád medencét csaknem teljesen elborította a délről előrenyomuló pannon-tenger. Ebbe a tengerbe félszigetek gyanánt nyúltak be a mai középhegység egyes rögei (a Bükk, a Zempléni-hegység). Kisebb területek pedig alacsony szigetek formájában éppen csak kiemelkedtek a tenger vízéből (11. ábra).

A Magas-Bükk fennsíkján folyóvízi eredetű pliocén kvarckavics takaró található. Ez, a lerakódása idején egészen alacsony Af. szintben volt képződmény a későbbi (pleisztocén, holocén) hegységképző mozgások során 500-600 m magasságba emelkedett.
A pliocén végén és a pleisztocén elején a kaviccsal részben fedett miocén tönkfelszínt a kiemelkedéssel kapcsolatos kéregmozgások során keletkezett - törések és vetődések feldarabolták, majd megkezdődött a törésekkel szabdalt felszín karsztosodása. Mind az emelkedés, mind a karsztosodás tovább tartott a pleisztocén egész folyamán, sőt napjainkban is tart.
A pliocén végén és a pleisztocén elején kezdődött meg az általunk ismert Bükk-csereháti folyóhálózat kialakulása, bár az még jelentősen eltér a mai állapottól. A terület vízrajzát még mindig egymásba átfolyó tavak jellemezték (12. Ábra).

A Sajó-völgy kiformálódására döntő hatással volt az, hogy a völgy felső vonalzását megszabó nagyszerkezeti határ töréseit, vetőit az általános ÉK-DNy, illetve Ény-DK-i rácsos töréshálózat kisebb törései és vetői sűrűn harántolják. Ugyanezek a törések és vetők szabdalják a Szilicei- és Aggteleki mészkőfennsíkot is; ezért ezekről az 500-600 m, vagy helyenként még nagyobb magasságra kiemelt rögökről rengeteg karbonátos kőzetanyag kerül a Sajóba, s főként ez tölti ki annak szélesedő völgytalpát.
Hazánk mai vízhálózata az utolsó egymillió esztendő során alakult ki, de még a legutolsó évezredek folyamán is erősen módosult. Sümeghy J. és mások által többszörösen bizonyított tény, hogy a pleisztocén-kori Ős-Tisza az Érmellék-Berettyó és a Kőrösök mélyvonalán haladva Csongrád táján fordult csak délnek. Ennek megfelelően az ősi Sajó-Hernád a folyó mai torkolatától kb. 120 km-rel délebbre, Kőrösladánytól D-re öntötte vizét az Ős-Tiszába.
A Sajó és a Miskolci-kapu felett enyhe bevágódásban volt, a mai Alföld területén pedig hordalékkúp építésébe kezdett. A kiemelkedéssel kapcsolatos bevágódás nyomai a Sajó menti négy kavicsterrasz alapján jól nyomon követhetők.
A fokozódó kiemelkedés miatt a Sajó a középső pleisztocénben már határozott völggyel rendelkezett. Hordalékkúpjának kavicsrétegei majdnem Nádudvarig nyomultak előre.
A pleisztocén végén és az óholocénban a Sajó fejlődésmenetében igen nagy változás következett be. A Szatmár-beregi síksággal, a Rét-közzel és a Bodrogközzel egyidejűleg ekkor süllyedt meg a mai Közép-Tisza vidéke és a Zagyva-árok, a Bükkalja tövében a mai borsodi ártér, s végül a Taktaköz. A süllyedések, illetőleg az ezekkel járó többszáz méteres vetődések derékba vágták a hegyvidéki folyók egész sorát: a mai Hernádot, Sajót,, Egert, Zagyvát és még a Szerencsi patakot is és meghatározták a Tisza mai medervonalzásának főbb térbeli elemeit. Ez a süllyedék, illetve a Tisza lett a Cserhát, Mátra és Bükk felöl DK-nek igyekvő folyók erózióbázisa. Mindezek a vízfolyások a síkságba, illetve az akkori megsüllyedt medencébe messzire benyúló törmeléklejtőket és kúpokat alakítottak ki. A Tarna, az Eger, a Sajó, a Hernád és a mai Bodrog ősei, valamint - természetesen - az ősi Tisza, rengeteg hordalékot szállítottak az alföldi süllyedékbe.
A holocénben is jelentős változások következtek be a Sajó völgyében. Ekkor alakult ki a Sajó jelenkori vízrendszere, mai medrének vonalazása, ami alig lehet 5000 évnél idősebb (13. ábra).

A Sajó tehát földtörténeti vonatkozásban nagyon fiatal folyó.
A Sajó-völgy és a Sajó-medence környékének felszíne geomorfológiailag általában fiatalos (juvenilis) jellegű. A harmadkori kiegyenlített, tönkös, medencékkel tagolt domborzat a legfiatalabb (negyedkori) kéregmozgások, valamint a váltakozó pleisztocén klíma-ritmusok összjátékának következtében felszabadult, tagozott,
kissé már erodált, völgyhálózatos formaegyüttessé alakult át.
Ebből az általános környezetből K felé élesen kiválik a nógrádi paleogén medence és a Heves-Borsodi dombság folytatásaként kialakult Sajó-, vagy más néven: a Borsodi medence. Ez a széles, lapos mélyedés a Bükk és az Aggteleki karszt között húzódik; tulajdonképpen nem más, mint a folyó széles, teraszos völgye. Keletkezését a paleozóos és mezozóos képződmények mélybesüllyedése magyarázza. Szerkezetileg kisebb méretű intrakárpáti medence, kisebb szerkezeti vályú (trog). A besüllyedés a Bükk és az Upponyi-hegység oszcillációs mozgásainak, valamint az e tartós kéregmozgási folyamat közben K-Ny-i támadási tengely mentén állandósult nyomásnak a következménye.
Az e környéken végbement legfiatalabb mozgások mértékének szembetűnő tanúja az aggteleki Baradla barlang bejáratánál levő 50 m magas fal, amely egy 100 méteres fiatal (pleisztocén) vetőnek felszínen lévő felső fele. A szintén 50-60 méteresnek meghatározott, de a külszínen lejtőtörmelékkel takart alsó rész helyenként a barlangban bukkan elő. Korát félmillió évre becsülik. A kéregmozgás intenzitása tehát - a szakaszosság figyelmen kívül hagyásával - 0,2 mm/év-re tehető. A barlangban levő legöregebb cseppkőoszlopok túlnyomó többségének függőleges helyzete is amellett szól, hogy a Sajó folyó vízgyűjtőterületén végbement negyedkori kéregmozgásokat nagyobb földrengések nem kísérték.

 

KÉREGMOZGÁSOK ÉS JELENKORI SZINTVÁLTOZÁSOK

A Sajóvölgy kialakulását és fejlődését a mezozoikumtól kezdve igen változatos kéregmozgások kísérték. Ezek során a Sajó-Hernád háromszögben sajátos szerkezeti és mozgásviszonyok alakultak ki, amelyek hatása egészen a jelenkorig tart és a felszíni formák alakulását ma is befolyásolja.
A Sajó-Hernád háromszögtől É-ra a terület mezozóos hegységeitől (Bükk, Zempléni-hegyég) földtani felépítésében erősen eltérő, Szendrői-hegység néven ismert paleozóos hegyvonulat helyezkedik el.
A hegység felépítése környezetének minden tagjától különbözik, de a Szepes-Gömöri Érchegység keleti felének ún. Gölnici-csoportjával a legszorosabban rokon. Felvetődött a gondolat, hogy a Szendrői-hegység a D-i oldalon megsüllyedt medence felé gravitációs csúszással került jelenlegi helyére (14. ábra), ezt a feltételezést azonban az újabb kutatások még nem igazolták.

A Szendrői-hegységet egy karbonkori szerkezeti árok választja el a Gölnic-csoporttól. Mélyfúrás az árok szelvényét még nem tárta fel, de enélkül is bizonyosra vehető, hogy mind a két hegytömeg közti Bódva-medencében, mind a Borsodi medencében, a Szendrői- és a Bükk hegység között, a medencealjzatban jelen vannak a Gölnic-csoportból ismert paleozóos képződmények is.
Mindezek alapján a Szendrői-hegység a Gölnic-csoport tagjának tekinthető. Mind a két hegységben a vergenciák a köztük levő árok felé irányulnak. A Gölnic-csoportban tehát D, a Szendrői-hegységben pedig É-ÉNy felé. A különválás óta a Szendrői-hegységben jelentős mérvű tangenciális mozgások nyoma nem ismerhető fel, ellenben kisebb mérvű, horizontális komponenssel is rendelkező, ferde sík mentén történt elmozdulás biztos nyoma néhány éve ismert.
A Szendrői-hegységben az ordoviciumi sötétszürke kristályos mészkő fölött, Rakacaszend községtől D-re levő Kopasz-hegyen és környékén, durvakavicsos, préselt metakonglomerátumot találtak (15.ábra).

A konglomerátum fölött a szendrői 2. és 3. sorozat képződményei ismétlődnek (16. ábra).

A megfigyelések két dolgot bizonyítanak. Részint azt, hogy az ókaledoni hegyszerkezetképző mozgások nem kímélték a Szendrői-hegység földtani környezetét sem; részint pedig azt, hogy a hegység ordovicium-végi tangenciális értelmű mozgása nem a Gölnic-csoporttól távolodó, hanem éppen feléje irányuló, É-i értelemben történt. Ennek ellenére a Szendrői-hegységnek alapvetően meghatározó szerep jutott a Sajó tágabb értelemben vett vízgyűjtője tektonikájának alakulásában.
Majdnem az egész hegység annak az ék alakú kéregrésznek területére esik, amelyet két jelentős szerkezeti mélytörés határol. Egyik a Perkupa-Sajóecseg-Nagycsécs, másik az Abaújvár-Hernádkércs-Hernádnémeti - Köröm vonalzású törés. Az elsőhöz a Bódva és a Sajó, az utóbbihoz a Hernád medre szegődött.
Az éket határoló két törésfelületre (Bódva-Sajó, illetve Hernád vonala) D-ről, a Balkán irányából aktív tektonikai nyomóerők hatnak. Ugyanakkor É-on a Szendrői-hegység - mivel a mélyben a Gölnic-csoportra támaszkodik, a nyomás elől nem tud kitérni - súlytöbbletével passzív erőt fejt ki D felé. A hatóerők a fő törésvonalakra merőleges, illetve azokkal párhuzamos komponensekre bomlanak (17. ábra).

Az ellentétes erőhatások nyomán a két folyó közé szorított területen igen különös, a normálistól eltérő szerkezetalakulás figyelhető meg.
Az éket támadó nyomóerők K-Ny-i irányú komponenseinek hatására a Sajó medencében és a Bódva-Hernád között ) É-D-i tengelyű redőrendszer alakult ki (18. ábra).

Ezek a redők a Sajót az országhatártól a Miskolci-kapuig végigkísérik, onnan K-re a kivastagodó pleisztocén-holocén rétegek miatt kevésbé észlelhetők.
A nyomóerők É-D-i komponenseinek hatását a Csereháton végzett komplex geofizikai megfigyelések derítették fel. A vizsgálatok legfontosabb eredményei a következők.
1.) Putnoktól É-ra az idős paleozóos képződmények a mélyből kiemelkednek és rátolódnak a sokkal fiatalabb oligocén rétegekre.
2.) Jákfalva-Szuhakálló között, Kazincbarcikától É-ra a devon alaphegység fel van emelve, mintegy 12-13 km hosszon, 8-9 km szélességben 130 m-re közelíti meg a felszínt. Ebből következően az alaphegység mozgásai sokkal közvetlenebbül befolyásolják a felszíni formák alakulását is.
3.) Az alaphegység Szuhakállónál 200, majd 700 m-es lépcsővel a mélybe süllyed és K felé haladva 1000 m-nél nagyobb mélységet ér el.
A geofizikai beszámolók a rendellenes kéregviszonyokkal kapcsolatban a Sajó-Hernád szögében kialakult “torlódásos öv"-ről írnak. Szabatosan fogalmazva rátolódásokról és beszakadt, s viszonylag mélyre süllyedt szerkezeti árkokról van szó (19.- 20. ábra).

A Sajó vízgyűjtőjének hazai részére megszerkesztett nagytektonikai térkép (21. ábra) igen változatos kéregszerkezeti viszonyokról tanúskodik.

Ez a szerkezeti állapot ugyan 400 millió évvel ezelőtt kezdett kialakulni, de a folyamat mégsem tekinthető lezártnak. A szabatos szintezések szolgáltatta eredmények (22. ábra) élénk jelenkori szintváltozások létét bizonyítják. A geokinetikai szelvények (23. ábra) tanúsága szerint azokon a pontokon, ahol a geofizikai kutatások rátolódásos övek létét állapították meg, napjainkban is emelkedés, illetve relatíve maximális szintváltozási értékek jelentkeznek. Ott pedig, ahol a geofizika süllyedő árkokat jelez, a szintváltozási értékekben relatív minimum mutatkozik.
A Bükk, a Sajó-medence, a Cserehát és a Szendrői-hegység egész területe tehát az alaphegység sajátos mozgásviszonyai miatt rendkívül mobilis. A Sajó egész vízgyűjtőjében a fedett és felszínre bukkanó alaphegységben- így a medencealjzatban is - azonos szerkezeti zavarok és “rendellenességek" tapasztalhatók, így azok teljesen azonos szerkezetűek. Mivel a medencealjazat mozgásai a fiatal üledéktakaró közvetítésével szükségszerűen a felszínen is hatnak, fentiek magyarázzák a terület vízhálózatának emberi mértékkel is gyakori változásait.
Az eddigiekben bemutatott, a mélyszerkezethez kötött kéregmozgások a Sajó vízgyüjtőterületén igen számottevők és jelenkori mértékük a megismételt szabatos szintezések eredményeiből számszerűen is meghatározható. A szintezési alappontok Nadap főalapponthoz viszonyított mozgásai az 1930-as, illetve az 1950-es években kifejlesztett szabatos szintezési hálózat mérése, illetve számítógépes kiegyenlítése alapján számíthatók voltak.
A vizsgálatba bevont 218 alappont Nadapra vonatkoztatott emelkedését cm/100 év dimenzióban a 22. ábra mutatja.

Az ábrából világosan látható, .hogy a Sajó vízgyűjtője 100 év alatt átlagosan 25 cm-t emelkedik és ezze1 ez napjainkban Magyarország legnagyobb sebességgel emelkedő területe, messze maga mögött hagyva az ország egész területére vonatkozó 4,5 cm/100 év középértéket.
A Sajó vízgyűjtője tehát 100 évenként 20,5 cm-rel gyorsabban emelkedik az országos átlagnál. Ez a különbség a területen dolgozó hidrológus, geológus, vagy morfológus számára közvetlenül nem érzékelhető, mert a terepet kutató szakembernek csak a viszonylagos térszíni magasság-különbségek, illetve magasságváltozások tünnek szembe és csakis a viszonylagos értékeket tudja meghatározni. Ezért célszerű a geokinetikai értékeket - a könnyebb áttekinthetőség kedvéért - a “Nadap" országos vonatkoztatási alap helyett a + 25,0 cm/100 év helyi középértékhez viszonyítani.
A legelső felmerülő kérdés: vajon valóban igaz-e, hogy a Sajó és Hernád vidéke ilyen feltűnő mértékben emelkedik, s ha igen, mi ennek a jelenségnek kéregszerkezeti oka.
A főváros Duna-jobbparti (budai) hegyvidékére vonatkozó legújabb (1935-1955 évi) szabatos szintezéséből származó értékek a budai hegyvidékben éves átlagban 0,9 mm/év emelkedést mutatnak, ami 100 éves átlagértékben 9 cm-nek felel meg. Ez az érték kb. fele a Sajó-Hernád-Bükk vidéki 20 cm/100 éves átlagnak.
Visszatekintve mintegy 2 millió évre, az ópleisztocén kezdetéig, illetve a pliocén (felső pannon) végéig: megállapítható, hogy ez idő folyamán a maihoz hasonló kéregmozgási irányzat volt uralkodó. A felső pliocén teraszok a Bakonyban 300 m, a Bükkben 700 m átlagos tszf. magasságban vannak. Ez a különbség önmagában érzékelteti, hogy a Sajó vízgyűjtője évmilliók óta gyorsabban emelkedett, mint az ország többi része. A sebességkülönbség 2 millió év átlagában 0,2 mm/évnek, azaz 100 évenként 2 cm-nek adódik. Figyelembe véve azt, hogy a pleisztocén fekvő átlagos szintje a vizsgált területtől délre levő alföldi medencén 200 m körüli az Adria színe alatt, ebben a vonatkozásban 900 m szintkülönbség mutatkozik, ami pleisztocén vonatkozásban, azaz 1 millió év alatt bekövetkezett 0,9 mm/év, azaz 100 évenként 9 cm átlagos sebességkülönbséget jelent.
Ugyancsak jó tájékoztatás nyerhető a negyedkorban végbement szintváltozásokról a Bükk déli lejtőjén, Cserépfalu határában levő ősemberi leletéről világhírű Subalyuk-, valamint a budai Mátyás-hegyi barlang szintviszonyai alapján. A Subalyuk legmélyebb része s egyben lakószintje 45 m-rel van a hegy lábánál folydogáló Hór-patak vízszintje fölött. Keletkezésének kora bizonytalan, az azonban bizonyos, hogy neandertali típusú telepesei a würm első interstadiálisa idejében lakták, kb. 177 000 évvel ezelőtt. Ekkor a barlang és a patak szintje még azonos volt. Emelkedése átlagosan 100 évenként 2,5 cm-nek felel meg.
A budai Mátyás-hegyi barlang 203 m tszf. magasságban van. Ez a magasság felel meg kialakulási szintjének. Ahogy a hegység emelkedni kezdett, az ópleisztocén teraszok 230 m A. f. magasságba emelkedtek, a barlangpatak pedig bevágódott. A barlang legmélyebb pontja (a Sáros-tó) ma 112 m körüli magasságban van. Az utóbbi érték felel meg az ópleisztocén Duna középszintjének. A kb. 1 020 000 év alatt bekövetkezett emelkedés tehát 118 m, ami 100 évenként 1,16 cm pozitív szintváltozásnak felel meg. Ez az eredmény azt bizonyítja, hogy a Bükk-hegység és a Sajó-Hernád köze már a pleisztocénben is kb. kétszeres sebességgel emelkedett a Budai-hegység kéregszerkezeti mozgásához képest.
A fentebbi relációkban jelentkező igen nagy eltérések (1,16 - 2,0 – 2,5 - 9,0 cm, szemben a 20,5 cm/100 éves értékkel) azt bizonyítják, hogy az ország szerkezetét felépítő kéregszerkezetek milliós vagy több millió éves időtartamon belül szakaszos jellegű kéregmozgást végeztek. Azaz voltak szakaszok, amikor az emelkedés gyors, máskor lassú ütemű volt; ismét más periodusban területünk kéregmozgásai szüneteltek, esetleg átválthattak ellenkező értelmű mozgásokra is. Mindeme visszamaradásokat a rövid időtartamú, gyors emelkedések kiegyenlítették.
A szintváltozások mértéke az utóbbi 50 évben végrehajtott szabatos szintezések szerint 0,02-2,0 mm, maximálisan 3,0-3,6 mm év (“Nadap"-hoz viszonyítva) + és - értelemben. A Sajó vízgyűjtőjének területén, illetve annak közvetlen környezetében a vizsgálatba bevont 218 szintezési alappont közül 100 évenként
A gyors szintváltozások okát a magyarországi szintváltozási viszonyokat ábrázoló 24. ábra jól szemlélteti.

A Balkán felől érkező, korábban már tárgyalt aktív tektonikai nyomás, az alföldi medencealjzat viszonylagos süllyedése miatt még fokozódva legnagyobb mértékben a Sajó-Hernád közét támadja. Mivel É felé a Szendrői- hegység miatt kitérésre nincs lehetőség, emelkedésének szükségszerűen szélsőértéket kell elérnie.
A mai, illetőleg a negyedkor kezdete óta uralkodó kéregmozgási viszonyokkal jó összhangban van az a kéregszerkezeti kép (25. ábra), amelyet a magyarországi MOHO-térkép szerkesztése során az első néhány összevonás után nyertünk.

 Ez a térkép - Stegena Lajos elgondolása alapján- a novoszibirszki számító központban számos geofizikai, geokinetikai, geológiai és geomorfológiai adatsor felhasználásával, komputer segítségével készült. (Ebben a vonatkozásban ez a világ legelső, komputer segítségével szerkesztett kéregszerkezeti térképe). A szeizmikus refrakciós mérések három különböző tengelyrendszerének megfelelően programozott végeredményt Bendefy Lászlónak sikerült egységes rendszerbe transzformálnia és értelmeznie. A 25. ábrán bemutatott térkép a kb. 8-13 km mélységben levő kéreghéj-határt, az ún. Bisztricsány-felületet ábrázolja. Ez a diszkontinuális felület közvetlenül veszi és adja át a földköpeny felső részéből, mintegy 500-700 km mélységből érkező erőhatásokat a legfelső kéreghéjaknak.

 

3. A SAJÓ TORKOLATI MEDENCÉJÉNEK HORDALÉKKÚPJA

A Sajó a földtörténeti idők során az Alföldre messze lenyúló hordalékkúpot épített ki. Az ún. Miskolci-kaputól DK-re eső területen, a torkolati szakasz és vidéke az Alföld sajátos mozgásviszonyainak van alávetve és a vízgyűjtő előzőekben tárgyalt emelkedéséhez viszonyítva relatíve süllyed. Másrészt a jelenkori torkolatvidéken végzett, később részletezendő vizsgálatok derítettek fényt arra a bonyolult törésrendszerre is, amelynek a hatása a Sajó medervonalazására és kanyarulatainak alakulására a Miskolci-kapu fölött, Kazincbarcika térségéig is nyomon követhető.
Az egyesült Sajó-Hernád őse a pleisztocén kezdetén még a Sajókápolna-Nagycsécs közötti Sajó-szakasz csapásában folyt tova és valahol Dévaványa-Körösladány táján öntötte vízét az Ős Körös-Tiszába. A későbbiekben a Sajó kénytelen volt irányt változtatni és torkolatát Tiszaszederkény és Tiszagyulaháza között kialakítani. Hogy ez mikor történt meg, még nem teljesen tisztázott kérdés. Az irodalomban az átváltás időpontját 600 000 évben adják meg. Eszerint a Sajó torkolati medencéjének kialakulása valamikor az ópleisztocén legvégén, vagy a újpleisztocén kezdeti időszakában történt.
A 21. ábra világosan mutatja, hogy a Sajó az ék alakú szerkezet D-i csúcsában képződött földalatti rátolódások miatt kényszerült erre az irányváltoztatásra. E szerkezetek - a Sajóhídvégi fúrások tanúsága szerint - 1300-1500 m mélységben vannak. A laza, félig laza üledék a kristályos aljzatot több mint 800-900 méteres vastagságban takarja, de ennek ellenére (az átlagos 100 évi 25 cm-es emelkedési értékhez viszonyítva) 3-4 cm/100 évi emelkedés tapasztalható a pikkelyesen feltolódó övek fölött.
Hasonló jellegű szintváltozás megy végbe napjainkban Tiszadob és Tiszaluc között. A geokinetikai értékek is közel azonosak. A Tisza emiatt nem folytathatta útját D-nek; kénytelen volt Ny-ÉNy-nak sűrűn meanderezve elkanyarodni, míg nem a Takta vízével bővülve annyi energiára tett szert, hogy át tudta törni a Sajó-Hernád hordalékából keletkezett lapos gátat.
Az ék csúcsában a medencealjazaton kialakult pikkelyeződésnek és egyéb rendkívüli tektonikai jelenségek hatása a Tisza és Szamos futását megszabó tektonikai vonalak mentén is megtalálható. Az ott leírt és a Sajó-Tisza torkolata körül tapasztalt geokinetikai folyamatok rokonok egymással.
A Magyar Állami Földtani Intézet Síkvidéki Osztályán összegyűjtötték a Sajó és Hernád hordalékkúpjának területén Kazincbarcikától és Encstől kezdődve Tiszafüredig és Balmazújvárosig terjedően az ott készült fúrások adatait.
A fúrásszelvények alapján megszerkesztették a Sajó-Hernád törmelékkúpjának több változatú tematikus térképét. Ezek közül a kaviccsal feltöltött üstök kavics-fekvő térképét mutatja a 26. ábra.

A térképek alapján a homokos-kavicsos üledék felszín alatti mélységének, a kavics-, homok- és finomhomok üledékek összvastagságának diagramjait, valamint a völgy két oldalát keretező alaphegységek geokinetogramjait a 27. ábra mutatja.

Az a, b, c. ábrák összetevéséből kitűnik, hogy azok a kéregfejlődési folyamatok, amelyek a Sajó-völgy és a Sajó-Hernád törmelékkúpjának mai formáját kialakították, napjainkban is változatlanul tartanak. A mélyszerkezet mozgásainak kéregalakító, felszínformáló hatását a kutatók egyöntetűen elsődleges tényezőként említik.
A tiszagyulaházi sóskúttal kapcsolatos vizsgálatok nyomán a fúrási szelvényekből, valamint a megszerkesztett izohalin görbékből kétségtelenül kiderült, hogy az Alföld ÉK-i részén, valamint az Alföld-peremi részeken, így a Sajó és Hernád torkolata táján, nemkülönben a Sajó-Hernád törmelékkúpján egy olyan, három főirányt követő törésrendszer uralkodó, amely az É-D-i csapású nyomóerők hatására 56° - 236° és 124°-304°, illetve 188°-8°irányokban húzásra, az ezekre közel merőleges irányokban pedig nyomásra van igénybevéve. A 124°-304° csapású törésvonal pontosan beilleszkedik a Sajó folyónak Muhitól DK-re levő szakasza vezérirányába és érinti a Tiszagyulaháza határában levő Titkos-pusztát, s ott az említett sóskút közvetlen környékét.
A vizsgálatok tehát tisztázták azt a kétségbe nem vonható tényt, hogy a Sajó irányváltozását a pleisztocénben uralkodóvá váló 124°-304° csapású törések okozták. Ehhez az irányhoz igazodik a legdélibb pikkelyeződő övezet és nem utolsó sorban a Sajó torkolati medencéjének az említett három fő szerkezeti irányhoz kötött tektonikája is.
A szintváltozásokat ábrázoló izokin görbék nyomán kirajzolódik a Sajó-Hernád-medence valódi alakja. A medence a Tisza vonalánál a 188°-8° törésiránynak megfelelően D felé hajlik el. Pereme Tiszacsegénél van. A 28/a. ábrából világosan látható, hogy a medence egész területe tulajdonképpen erőteljesen emelkedik; viszonylagos süllyedését csak az emelkedésben visszamaradt részek okozzák.

A 28/b. ábra a Sajó--Hernád-Tisza medencéjének maradék izokin térképe. A térképen látható, hogy a medence egész területe - még hozzá elég nagy mértékben - relatíve süllyed. 

Legnagyabb süllyedés Sajóhídvégtől délre tapasztalható: 100 évenként 19 cm. Miskolc és Szikszó között az É-i és D-i pikkelyeződő övezetet elválasztó emelkedő rög tűnik fel.