Összefoglalás

            A Pilis-hegységben a fiatal mezozoóikum és paleocén során csaknem az eocén végéig tartó trópusi karsztosodás ment végbe. Az egykori töbrökben bauxit és tarkaagyag halmozódott fel, a leszálló övben történő karsztosodást vörös kalcitkiválások (cseppkőmaradványok ?), illetve eocén korú hasadék és üregkitöltések igazolják. Az oligocén elején kiemelkedés után lepusztulás, majd tengerelöntés, üledékképződés következett. A felszínre nyíló üregek tengeri üledékekkel töltődtek ki. A kismélységű betemetődés időszakában a Pilis területe fedett, nyomás alatti mélykarszt volt, melynek hasadékrendszerében helyenként hidrotermális ásványok váltak ki. A hegység újabb kiemelkedése a pannon elejétől valószínűsíthető, ami több szakaszban történt. Egykori vízszintek nyomait 600 m, 530 m, 470 m, 300 m tszf. magasságban sikerült kimutatni a barlangokban. Az ezt követő forrásszinteket a peremi édesvízi mészkő előfordulások jelzik. Számos barlangban több, különböző barlangfejlődési fázis mutatható ki: freatikus oldás, ásványképződés, üledékes kitöltődés, hideg vizes oldás, omlások.

1. Bevezetés

            Az utóbbi években újraindult a Pilis barlangjainak kutatása. A feltáró munkán kívül a tudományos megfigyelések is szaporodtak, melyek nem csak a jelenleg fejlődő, recens karsztokra, hanem a paleokarsztokra is vonatkoztak. A fellelhető publikációk alapján az utóbbi időkben (elmúlt 30 év !) kizárólag én foglalkoztam ezzel a témával részletesen. Terepi vizsgálataimat hobbyból, tudományos érdeklődésből végeztem, anyagi támogatást nem kaptam. Jelen tanulmányban az újabb adatok alapján foglalom össze az eddigi ismereteket, s vázolom a Pilis karsztfejlődésének valószínű történését.

2. Kutatástörténet

            A hegység földtani kutatásáról az első adatok 1822-ből származnak (BEUDANT F.), ezek szerint akkoriban a területen megkülönböztettek magnézium mészkövet és jura mészkövet. Az első rendszeres földtani térképezések eredményeiről 1855-ben adtak közre publikációkat, illetve 1:144.000 méretarányú térképet (PETERS K. 1857, 1859­, WOLF H. és FOETTERLE J. 1858). A továbbiakban a hegységről számos ismertetés jelent meg, de kutatást elsősorban a szénmedencékben végezték. A hegység triász, eocén és oligocén üledékeire vonatkozó megfigyeléseit SCHAFARZIK F. 1884-ben ismertette, 1902-ben térképmelléklettel ellátott földtani magyarázó is megjelent részéről. HEGEDŰS GY. 1948-ban részletesebb felosztást alkalmazott a képződményeket illetően. A MASZOBAL bauxitkutató expedíciók keretében JASKÓ S. (1951) végzett földtani térképező munkát. Ennek során számos bauxit és tűzálló agyag előfordulást talált, legjelentősebb volt az azóta már lefejtett pilisszántói bauxit lelőhely. A 60-as években NAGY G. térképezett a Kesztölc környéki területeken, s a hegységre vonatkozóan tektonikai ismertetést tett közzé (1966), továbbá az Ő és társai munkájának eredményeként adták ki a terület földtani térképsorozatát, melyet 1980-ban egészítettek ki. A hegység DK-i részének földtani térképét a Budai-hegységgel együtt WEIN GY. jelentette meg (1977) 1:25.000-es méretarányban. A Pilis területe nagy részének (kivéve a DK-i rész és a Pilisvörösvártól délre eső terület) földtani térképe a Börzsöny-Visegrádi-hegységgel együtt 1999-ben jelent meg (KORPÁS L. – CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E. ) 1:50.000-es méretarányban a hozzátartozó földtani magyarázóval együtt (KORPÁS L. 1998).

            A Pilis barlangjainak kutatása a század elején indult meg. Akkoriban elsősorban a nagy bejárati termű barlangokban végeztek ásatásokat, s a könnyen hozzáférhető járatokat mérték fel (VENKOVITS I. 1936). A hegység és a barlangok morfológiájával LEÉL-ÖSSY S. (1958) foglalkozott. 1959-ben KRIVÁN P. írta le a Csillaghegyi-kőfejtőkben feltáruló fiatal mezozoós - eocén paleokarsztos jelenségeket. KORDOS L. 1969-ben az Oszoly barlangjait dolgozta fel, SZENTE I. (1969) a Kevélyek fejlődéstörténetéről írt egyetemi szakdolgozatot. A hegység egész karsztjának fejlődéstörténetéről SÁSDI L. 1995-ben készített összefoglalót, újabb vizsgálatainak eredményeivel kiegészítve 2000-ben ismertette hipotéziseit.

3. A hegység vázlatos ismertetése

            A Pilis-hegység a Szentendre-Visegrádi-hegységtől DNy-ra helyezkedik el, attól az Esztergom – Pilisszentkereszt – Pomáz vonal választja el. DNy-i határát kicsit szabadosan az Árpád-hídtól Pilisvörösváron és Dorogon át Esztergomba vezető főútvonallal húzhatjuk meg. Az ÉNy-DK irányú hegyvonulat (1. ábra) legmagasabb csúcsa a Pilis (757 m). A jól körülhatárolható hegységrészekre a meredek, DNy-i kitettségű sziklás hegyoldalak, és a lankás ÉK-i lejtők jellemzőek. Ettől csak a Pilis K-i sziklás oldala különbözik. A zömmel triász fődolomitból és dachsteini mészkőből álló területen inkább időszakos vízfolyások medrei jellemzőek, melyek helyenként szurdok jellegűek. Források csak a homokkővel fedett részeken ismertek, jelentősebb, állandó vizű patakok a Szentendre-Visegrádi-hegységi, vulkáni kőzetekből felépült hegyvidékről érkeznek. Bár a Pilis-hegységet karsztterületként ismerjük, a klasszikus karsztformákat a több, mint 400 barlangon kívül csak hét víznyelő, és három, medernyelős karsztszurdok alkotja. A karrosodott felületek talajjal nagyrészt fedettek, klasszikus töbör egyáltalán nem ismert. Berogyások a Pilis-tetőn és a Hosszúhegyen fordulnak elő kis területen, barlangok létére utalva.

4. Földtani felépítés

            A hegység földtani felépítésében (KORPÁS L. – CSILLAGNÉ 1998, WEIN GY. 1977) szerepet játszó legidősebb kőzet (2-3. ábra) a felső-triász karni emeletbe tartozó, 300-400 m rétegvastagságú dolomit (Fődolomit Formáció). Felszínen a Fekete-hegyen, a Pilis D-i végében, a Hosszú-hegy és a Kevélyek DNy-i lejtőin, a Péter-hegyen, valamint a Nagy-Kopasz vidékén találjuk meg. A fődolomit felett nóri időszaki, kb. 600 m rétegvastagságú mészkő (Dachsteini Mészkő F.) települ. A hegység nagy részén felszínen megtaláljuk, felszín alatt DNy-ra és ÉK-re egyaránt folytatódik a fiatal üledékek alatt a fúrások alapján. A Fekete-hegyen és a Kevélyeken ismertek a Feketehegyi F. képződményei: 40-50 m vastag barna dolomit, 15-20 m vastag lemezes mészkő, 50-60 m vastag aviculás mészkő.

            Jura üledékeket csak a hegység ÉNy-i részén találunk. A Dunántúli-középhegység más területeihez képest erősen redukált rétegsort liász korú brachiopodás, ammonitás, krinoideás és posidoniás mészkő (Pisznicei Mészkő F.), dogger agyagmárga, radiolarit és kovás márga (Lókúti Radi-olarit F.) malm breccsás mészkő (Pálihálási Mészkő F.) és ammoniteszes, pygopés, tűzkőgumós mészkő (Szentivánhegyi Mészkő F.) képviseli.

            Az alsó-kréta kori, kb. 80 m vastag márga (Berzseki Márga F.) kizárólag felszín alatt (a Kétágú-hegy folytatásában Esztergom felé) ismert, fúrások által feltárva. Feltételesen a krétába sorolták a Nagy-Szirten lokálisan előforduló kovás tűzkőbreccsát, valamint a Pilisben számos ponton előforduló bauxitot, melyet fúrásokkal is feltártak fiatal képződmények alatt, triász kőzetekre települve.

            A Pilisben ismert eocén üledékeknek két kifejlődési típusát különböztetik meg: középhegységi, illetve budai-hegységi.

            A középhegységi típusnál a triász kőzetekre a középső-eocén Lencsehegyi F. terresztrikus összlete (márga, mészkő, tarkaagyag), erre barnakőszén összlet (barnakőszén, édesvízi mészkő és márga) települ, max. 70 m-es vastagsággal. Az összletre a Csolnoki Agyagmárga F. agyag, agyagmárga, márgás aleurolit, márga és mészmárga üledékekből álló rétegcsoport következik, rajta a Tokodi F. márga, aleurolit, mészkő, dácittufa, barnaszén, homokkő rétegekből álló, 250 m vastag rétegsorával. A felső-eocént a 70 m vastag Szépvölgyi Mészkő F. üledékei képviselik.

            A budai-hegységi kifejlődési típusban csak felső-eocén üledékek ismertek. A rétegsort 1-10 m vastag folyóvízi kavics vezeti be, felette néhány m vastag milliolínás mészkő, majd a 120 m vastag Szépvölgyi Mészkő F. nummulinás mészköve és bryozoás márgája települ. A felette következő Budai Márga F. csak Budakalász környékén ismert, fúrásból.

            A max. 50 m vastag oligocén időszaki Tardi Agyag F. rétegei csak Csillaghegy mellett ismertek. A karsztterületek jelentős részét a 30 m vastag Hárshegyi Homokkő F. kvarckonglomerátuma és homokköve fedte be. Fiatalabb oligocén üledékként Csillaghegy és Pilisborosjenő mellett a tardi agyagra a Kiscelli Agyag F. üledékösszlete települ. A felső-oligocén homok (Törökbálinti F.) a Pilis-tető Ny-i lábánál jelenik meg egy kis feltárásban. Miocén üledékek a Pilis hegyvidéki területein nem, csak a peremi részen a Csobánkától D-re, a Garancsi-hegyen ismertek, továbbá a hegyvonulatot szegélyező DNy-i medence területen, és a Visegrádi-hegység miocén vulkáni kőzetei alatt. E vulkáni kőzetek foltszerű előfordulásait a területen csak a Klastrom-szirt felett, valamint a Kétágú-hegytől DNy-ra és ÉK-re ismerjük részben rétegvulkáni kifejlődésben, részben extruzív dóm, vagy szubvulkán test formájában. Kis vulkáni kőzetfolt a már említett Garancsi-hegyen is található.

            A középső-miocén tengeri üledékek (Rákosi Mészkő F.) csak a Visegrádi-hegység É-i oldalán, valamint DNy-ra, Uny környékén ismertek.

            Késő-miocén és pliocén üledékek a területen ismeretlenek. A pleisztocént teraszkavicsok jelzik egyes, ugyancsak pleisztocén édesvízi mészkő előfordulások alatt (Békásmegyer, Budakalász). Helyenként lösz is előfordul (Majdán, Ezüst-hegy).

5. Paleo-karsztjelenségek és értelmezésük

        5.1. Kréta

            Az eddigi földtani ismeretek alapján a kréta időszaki tektonikai folyamatok után a Pilisben lepusztulás, karsztosodási folyamat indult meg, mely legalább a középső-eocénig tartott. Az időszak eseményeire a bauxit és vörös agyag előfordulások utalnak (4. ábra). A számos üledékroncs anyaga közül a Pilisszántói előfordulást elemezték kémiailag, melynek összetétele a következő:

Al₂O₃: 46,0 – 54,0 %        SiO₂:    13,0 – 20,0 %      Fe₂O₃: 13,0 – 24,0 %      TiO₂:     0,5 –   2,7 %

            A bauxitelőfordulást a későbbiekben lefejtették.

            Bár az előfordulások nagy része oligocén üledékekkel fedett helyzetben van, középhegységi analógiák alapján tarthatjuk a bauxitokat és vörös agyagokat kréta időszakinak.

            A Pilisben a Kétágú-hegyen foltszerű előfordulásban ismert kovás tűzkőbreccsa a Gerecsében található üledékhez hasonló, így ezt feltételesen a kréta-eocénbe sorolták. Az üledék tűzköves mészkő karsztos lepusztulásából származhat, melynek során a tűzkőtörmelék oldási maradékként halmozódhatott fel. Hasonló tűzkőtörmelékes üledéket a Bükkben a korai-miocénből ismerünk, ugyanitt vagy a Gerecsében jelenkori képződése is tanulmányozható. Eszerint ezt az üledéket karsztosodás során keletkezett  üledékként foghatjuk fel, a tűzkő származási helye illetve anyakőzetének formáció szintű típusa nem ismert.

            A Pilisben 4 ponton találunk olyan vörös cseppkő- és kalcitmaradványokat, melyeket kréta időszaki barlangképződéshez, kapcsolhatunk, illetőleg akkori üregkitöltésnek tarthatunk. A Kis-Somos-hegyi kőfejtőben egy barlang falát borítja vörös cseppkő, az üreget oligocén homokkő tölti ki, a homokkőben pedíg cseppkőkavicsok találhatók. A Somos-hegy kőfejtőjében vörös agyag kitöltéssel fordul elő vörös kalcit, a Strázsa-hegy kőfejtőjében (Sátorkőpusztai-barlang mellett) eocén időszaki kitöltésben találjuk törmelékréteg formájában. A Pilisszentkereszti szurdokban kis üreget tölt ki teljesen. Fentiek alapján csak oligocénnél, illetve eocénnél idősebb voltát lehet adott esetben igazolni. Hasonló jellegű és színű vörös kalcit Sümegen kréta üledékek között ismert, a Gerecsében eocén üledék alatti fúrókagyló nyomos változata ismert (Takácsné Bolner K. szóbeli közlés), míg a Budai-hegységben Máriaremeténél eocén abráziós kavicsban ismerjük kavics formájában.

            A terepi megfigyelések alapján a kréta kori lepusztulás során előbb a feltehetően nagyobb területen előforduló jura – esetleg kréta – üledékek pusztultak le, ezt követően kezdődött meg trópusi éghajlat alatt a karsztosodó triász kőzetek denudációja. Ez időszak alatt jellegzetes tájkép alakulhatott ki, ahol karsztos kúphegyek mély töbrök alakultak ki, s a leszálló övben barlangok is kioldódtak, cseppkövesedtek. Később más területekről származó, áthalmozódó bauxit fedte be az alacsonyabban fekvő vidéket, a karsztos üledékcsapdaként funkcionáló töbrök a későbbi lepusztulástól megóva helyenként napjainkig megőrizték. A folyamat során keletkezett morfológiai formakincs többsége későbbi lepusztulás miatt nem tanulmányozható, egyes töbröket a bauxitelőfordulás alapján jelölhetünk ki, néhányat kőbányászat során tártak fel.

         5.2. Eocén

            A hegység ÉNy-i részén már a középső-eocénban megkezdődött a tengerelöntés (5. ábra). Ennek során kőszenes összlet települt az egykori térszínre, melyet karsztlápokban keletkezett édesvízi rétegek vezetnek be, majd csökkentsósvízi, végül normál sósvízi üledékek fedtek be a felső-eocénben. A DK-i területrészen csak a felső-eocén üledékek ismertek, transzgresszív településben.

            A Csillaghegy melletti Rókahegy kőfejtőjében jól tanulmányozható az eocén időszaki őskarsztfelszín, melyet KRIVÁN P. már 1959-ben leírt (5. ábra). A néhol 10 m vastagságot is meghaladó folyóvízi kavics dachsteini mészkőben keletkezett töbörben, víznyelőben és karsztos üregben, üregroncsban is megtalálható. A kavics elsősorban helyi és közeli triász mész- és dolomitkőzetek anyagát tartalmazza, de kb. 10 %-ban vulkáni anyagú kavics és 1-2 %-ban radiolarit- és tűzkő anyagú kavics is előfordul. A folyóvízi üledék a hegy tetején 1-2 m vastag mindössze, a maximális vastagságot a hegy K-i őslejtőjén éri (FODOR et. al. 1994.) el. Itt az üledékre az Ibolya-utcai kőfejtő tanúsága szerint szénnyomos kavics, erre milliolínás, felette nummuliteszes mészkő települ. Érdekesség, hogy a folyóvízi üledékben tengeri kifejlődésű eocén mészkő tömbje is megtalálható.

            A Pilisborosjenő melletti Kő-hegyen a triász fődolomitra jól koptatott, helyi anyagú aprókavics települ a fiatalabb eocén üledékek alatt, melyeket milliolínás mészkő, nummuliteszes mészkő és bryozoás márga alkot. A tengeri üledékekben felfelé egyre kisebb mennyiségben tűzkőtörmelék is előfordul.

            Az Üröm melletti Amfiteátrum kőfejtőben keskeny hasadékokat és egykori üregeket tölt ki a tűzkő tartalmú mészhomok, melyben Asterocyclina bizonyítja annak eocén korát, a befoglaló üregek legalább eocén időszaki kioldódását.

            A Strázsa-hegyen talált kitöltésekben sárga, meszes, aleuritos üledékeket találni, melyekben néhol szénszemek is előfordulnak.

            A terepi megfigyelések alapján az eocénben folytatódott a krétában megindult karsztosodási folyamat, melynek felszíni és felszín alatti karsztformáinak töredékét a fedőüledékek megőrizték. Ekkor a Pilis DK-i része magasabban fekvő terület lehetett az ÉNy-inál, mivel a tengeri üledékek ezt a területet csak a felső-eocénben fedték be. Még magasabb háttért jelenthetett egy a középső-eocénben kialakult vulkáni terület, ahonnan a folyóvizi üledékek vulkáni kavicsanyaga származik. A kavicsok tűzkő és vulkáni anyaga arra utal, hogy a lehordási terület a Budai-hegység lehetett, mivel a Pilisben ilyen vulkáni alapanyag és tűzköves triász kőzet nem ismert. Ez az üledék a karsztterület DK-i részét nagyon hamar befedte. A kőfejtőkben található üregek és üregkitöltések bizonyítják, hogy jelentős barlangképződés zajlott ebben az időszakban, a kialakulás jellege nem felismerhető. Feltételezhető, hogy számos korai-eocén karsztforma a későbbi karsztos lepusztulás, illetve a középső-felső-eocén abrázós tevékenység hatására pusztult el.

         5.3. Oligocén

            Az oligocén idején a Pilis legnagyobb részét a partszegélyi keletkezésű Hárshegyi Homokkő kvarckavics anyaga fedte be, efölött jelentős vastagságban további tengeri üledékek (Kiscelli Agyag) rakódtak le. Csillaghegy mellett a homokkővel heteropikus fáciesű Tardi Agyag van a Kiscelli Agyag alatt. A Hárshegyi Homokkő nagyrészt közvetlenül települ a triász kőzetekre (pl. Hosszúhegy), kis részben eocén kőzetekre (Ezüst-hegy).

            A homokkő alatt helyenként helyi dolomit anyagú alaphegységi kavics és dolomitpor található (abráziós ?), mely felfelé egyre nagyobb kvarchomok és -kavics tartalmú (Tevesziklák). Számos helyen a homokkő alsó részében találunk helyi anyagú törmeléket (Pilis), erre sok esetben csak a dolomitszemcsék kioldódása után visszamaradt üregecskék utalnak.

            Egyedi előfordulásként az Amfiteátrum-kőfejtőben tengerparti törmeléket találunk, melyben kvarckavicsok is előfordulnak. Ebből homoki cápa fogai kerültek elő, melyek sajnos nem korjelzőek. A felette található homokkőben csak növénytöredékeket (fa) sikerült találni, így ennek kora egyelőre csak makroszkópos kőzethasonlóság alapján oligocén.

            Ugyancsak egyedi előfordulásként Piliscsaba-Jászfalu mellett egy kőbányában a homokkő fúrókagylók üregeit tölti ki, mellette víznyelő tölcsére látható a homokkő rátelepülési síkja alatt, a homok kipergett belőle. A Somos-hegyi nagy kőfejtőben 1-2 dm széles hasadékokat tölt ki a homokkő, ugyanitt üstös oldásformákkal tagolt üregben is megtalálható. Homokkővel teljesen kitöltött egykori üregeket a Hosszúhegy Pilisszántó felőli részének kőbányáiban ismerünk, az üregkitöltésben kagylóhéjak is látszanak. Homokkő kitöltésű üregek a Nagy-Kevély ÉNy-i lejtőjének kőfejtőjében is tanulmányozhatók.

            Az oligocén időszak elején tektonikai folyamatok zajlottak le, a vetők mentén kisebb-nagyobb területek, és kőzetblokkok sűllyedtek, illetve emelkedtek. A lepusztulási árnyékban maradt területeken (Ezüst-hegy) az eocén üledékek megmaradtak, máshol a triász kőzetek jelentős része is lepusztult (Kevélyek) az infraoligocén denudáció következtében. A lepusztulás nagyságának tudható be, hogy a Pilisben ismert, töbrökben felhalmozódott bauxit sokszor a töbör gyökérzónájáig lepusztult. A környező területek korai-oligocén üledékeiben a területről származó kőzetanyagot nem ismerünk, így feltételezhetjük, hogy a lepusztulás első felében karsztos denudáció történt, s a későbbiekben a homokkővel fedett terület abráziós terasz lehetett, ahol a karsztos formakincs lepusztult. A 3-4 millió év során legalább 100 m vastag kőzetanyag tűnt el, ami 0.0025 cm évi lepusztulásnak felel meg. A denudáció során számos, egykor mélyebben fekvő, idősebb keletkezésű (kréta-eocén) üreg nyílt felszínre (6. ábra), melyeket a Hárshegyi Homokkő anyaga töltött ki (Jászfalu, Pilisszántó, Nagy-Kevély).

         5.4. Miocén

            A korai-miocén során a Pilis a tőle ÉK-re és DNy-ra levő medenceterületek fiatal képződményei alapján tengerrel és tengeri üledékekkel fedett volt. A miocén közepén zajlott le a Szentendre-Visegrádi-hegységi vulkanizmus, melynek andezit láva-tufa-és agglomerátum anyaga kis vastagságban az idősebb üledékeket befedhette. A Pilis területén kisebb szubvulkáni testek benyomulása is kimutatható Kesztölc és Pilisszentlélek térségében, a karsztterületen azonban csak a Klastrom-szirt tetőzónájában ismerünk vulkáni kőzetet kis foltban (7. ábra). Fedett karszt lévén, a Pilis karsztosodó kőzeteinek hasadékai mentén ebben az időszakban csak mélységi karsztosodás folyhatott. Kérdés, hogy a hidrotermális ásványok (kalcit, barit, metacinnabarit)(8. ábra) mikor keletkezhettek. Erre csak a fedett, mélységi karszt állapotot létrehozó időszak állt rendelkezésre, így az ásványok keletkezése a késői-oligocén – késői-miocén során történhetett. Ebben az időszakban kialakult barlangnak tekinthető a Hosszúhegy DK-i végén nyíló Dinó-rejtek, melyben az oldódás a dachsteini mészkő-hárshegyi homokkő réteghatárán történt, s a homokkő főtén barit kristályok váltak ki. Kisebb üregek a Zöld-barlang melletti kőfejtőben nyíló Kristály-barlangban is kimutathatók, melyek kalcittal béleltek, itt azonban utólagos oldás is formáló szerepet játszott. Hasonló üregek a Rókahegyi kőfejtőben (Kristály-barlang) és az Amfiteátrum kőfejtőben (8. sz. üreg) is tanulmányozhatók.

            A vulkáni tevékenység után a terület átmenetileg lesűllyedt. Ekkor (felső-bádeni) tengeri üledékképződés történt a Visegrádi-hegység É-i részén a vulkáni kúpok környezetében, továbbá a Budai-hegység keleti peremén. Kisebb foltokban Úny vidékén is előfordulnak  tengeri meszes üledékek.

5.5. Pannon

            A Pilis a miocén végén, pannon elején kezdhetett el legkorábban kiemelkedni. A folyamat során többszáz méter vastag fedőüledék pusztult le a hegységről, a triász karsztkőzetek felszínre bukkanásáig. Az emelkedés egy ideig a Szentendre-Visegrádi-hegységgel együtt mehetett végbe, hiszen az egykor 50 m-es tengermélységben képződött felső-bádeni (Rákosi Mészkő F.) üledékek ma kb. 300 m tszf. magasságban helyezkednek el. A legnagyobb mozgást a Pilis tömbje végezte, a kiemelkedés mértéke feltehetően elérte az 1000 m-t. Feltételezve, hogy az oligocén homokkő egykor egységes, letarolt abráziós térszínre települt, a réteghatár hegytetőkön történő elhelyezkedése alapján az egységes kiemelkedés után blokktektonikai mozgásokat is kimutathatunk a tetőszintek eltérő magassága alapján (10. ábra). A Pilis tömbjében számos barlangszintet lehet kijelölni, így az emelkedés és a barlangosodás ütemére elsősorban itteni adatokból következtethetünk (9-10. ábra).

            A Pilis legmagasabban fekvő, a freatikus kialakulás nyomait (üstös oldás formák) is magán viselő barlangja (10. ábra) a Gyula-pihenője, mely 710 m tszf. magasságban nyílik. Ez alapján ezt tekintjük a legidősebb, ilyen jellegű barlangnak. Hasonló földtani körülmények között – triász-oligocén üledékhatár alatt kis mélységben - a Hosszú-hegyen és a Kevélyeken is nyílnak freatikus keletkezésű barlangok. Esetükben egyelőre csak feltételezhetjük, hogy a különböző magasságokban, de más-más hegytömbökben elhelyezkedő barlangok egyidősek, mivel a hegytömbök első blokktektonikus kiemelkedésének egykorúsága a Pilisével nem bizonyítható. A 600 m-es szinten néhány kisebb üreg mellett nyílik az Ajándék-barlang, melyben kalcitlemez tömböt találni, így itt egy egykori vízszint nyomai mutathatók ki. Ugyanígy kimutatható egy szint az 530 m-es szinten (Indikációs-barlang, Hipp - hopp-barlang), valamint a 470 m-es szinten (Legény-Leány-barlang), ahol a barlangban kiválásszínlő látható. A Számos barlangban kimutatható a kalcitkiválás előtt egy üledékes kitöltődési folyamat, melynek során sárga, aleuritos, homokos üledék jutott be a járatokba. A kb. 400 m-es szinten a Hosszú-hegyen, és Kevélyeken nyíló barlangokról mint azt említettük nem tudjuk mikor jöttek létre, a Szabó József barlang oldásos színlője 300 m tszf. magasságban csak mint morfológiai érdekesség számottevő egyenlőre. Egy feltűnő adat, hogy a Kevély-nyergi-zsomboly üledékes kitöltéséből Haas J. felső-eocén – oligocén foraminifera együttest iszapolt ki. Jelenleg eocén üledék felszínen az Oszoly körzetében fordul elő legközelebb.

5.6. Pleisztocén

            Az biztosan tudható, hogy a Kevélyek blokkos kiemelkedése a pleisztocén elejére befejeződhetett, mivel a Kevélyek tömbje és a 240 m-es szinten elhelyezkedő harapovácsi, alsó-pleisztocén édesvizi mészkő (9. ábra) között emelkedésre utaló tektonikai vonal, morfológiai lépcső nem mutatható ki. Ez a mészkő jelöli az első biztos forrásszintet, így az e szint alatt található barlangok nagy valószínűséggel pleisztocén korúak. Ezeket a Róka-hegyen és Sátorkőpusztán találjuk meg, sajnos a Budai-hegység azonos korú barlangjaihoz hasonló fejlődéstörténetet esetükben a kis mértékű feltártságból adódó adatszegénység miatt nem tudunk kidolgozni. Az édesvízi mészkőszintek alapján kijelölhető még egy 220 m-es, egy 180 m-es és egy 160 m-es szint.

            Említést érdemelnek a barlangok ásványkiválásai is. Legismertebbek voltak a Sátorkőpusztai-barlang gipszkiválásai, melyek ma már csak romjaikban láthatók. Számos barlangban találunk borsókőképződményeket, aragonit és kalcitkiválásokat.

            A Pilis tömbjének emelkedése során hidegvizes barlangkialakulás is történt, feltehetően a pleisztocén során. Ilyen az 550 m-en nyíló Pilis-barlang, mely a Pilis szurdok aljától kb. 25 m magasságban található néhány hasonló jellegű forrásszáj mellett. A Hosszúhegyi 3 lyukú barlang bejárati aknája zsomboly jellegű, s utólag nyílt rá a freatikus üregszakaszokra. Idős víznyelő bejárata látható kvarckavicsos kitöltéssel a Kétbükkfa-nyereg mellett, s víznyelővé alakult a Szoplaki Ördöglyuk barlang is.

5.7. Holocén

            A Pilis-hegység területén jelenleg is aktív karsztosodási folyamatok zajlanak. Ezt bizonyítják a jelenleg is működő víznyelő Üröm mellett, Csobánka vidékén a szintén freatikus barlangból átalakult Macska-barlang, valamint a Pilis-nyereg körzetében ismert kisebb víznyelők. A Szabó József és Papp Ferenc-barlangokban a freatikus barlangüregeket a felettük levő homokkő hasadékain átszivárgó víz napjainkban is tovább alakítja, ugyanitt borsókőképződés is történik. A Pilisszentkereszti-szurdok napjainkban is aktívan fejlődik és juttatja az átfolyó víz egy hányadát a karsztba, a barlangok egy részében pedig aktív cseppkőképződés bizonyítja a továbbformálódást. A karsztba beszivárgott vizek ma az esztergomi, csillaghegyi és pünkösdfürdői langyos forrásokban jelennek meg.

Irodalomjegyzék

BALLA Z – KORPÁS L. (1978): A Dunazug-hegységi vulkanitok térképezésének módszertani kérdései. – Földt. Int. Évi Jel. az 1978. évről, pp. 233-238.

FERENCZI I. (1925): A tinnyevidéki harmadkori medencerészlet földtani viszonyai. – Földt Int. Évi Jel. 1920-23-ról, pp. 40-49.

GIDAI L: (1978): Az ÉK-dunántúli eocén kőződmények ősföldrajzi viszonyai – Földt Közl. 1978. pp. 549-563.

HEGEDŰS  GY. (1948): Adatok a Pilis-hegység földtani ismeretéhez. - MÁFI Évi jel. 1945-47. Pp. 173-190.

JASKÓ S. (1951): Jelentés az 1950. Évben a Buda-Pilisi-hegységben végzett bauxitkutatásról. – kézirat, MÁFI Ad.

JASKÓ S. (1957): A pilisszántói bauxit. – Földt. Int. Évi Jel. 1957. pp. 489-495.

KORPÁS L: - CSILLAGNÉ TEPLÁNSZKY E. (1999): A Börzsöny és a Visegrádi-hegység földtani térképe. – Budapest, MÁFI kiadvány, 1999.

KORPÁS L (ED.) (1998): Magyarázó a Börzsöny és a Visegrádi-hegység földtani térképéhez. – Budapest, 1998. MÁFI Kiadvány

KRIVÁN P. (1959): Mezozoós karsztosodási és lefedési szakaszok, alsó-bartoni sziklásparti jelenségek a Budai-hegységben. A szubgresszió fogalma. – Földtani Közlöny. 89. pp. 393-401.

LÁNG S. (1953): A Pilis morfológiája. – Földr. Ért. II. p.23.

LEÉL-ÖSSY S. (1958): A Kevély-hegycsoport karsztmorfológiája és barlangjai. – Földr. Ért. 7. pp.17-33.

NAGY G. (1964): A Dorogi-medence K-i peremének földtani felépítése. – Földt. Int. Évi Jel 1962-ről. pp. 183-194.

SÁSDI L. (1995): A Pilis karsztfejlődésére vonatkozó vizsgálataim összefoglalása. – kézirat, MKBT Ad.

SÁSDI L. (2001): A pilis karsztjának fejlődéstörténete. – Karsztfejlődés konferencia alkalmi kiadvány, V. pp.

SZENTE I. (1969): Karsztjelenségek és képződményeik fejlődéstörténete a Nagy Kevély környékén. – kézirat, ELTE.

VENKOVITS I. (1936): A Legény-barlang újabb feltárásának története. – Barlangvilág, 6. pp. 71-73.

WEIN GY. (1977): A Budai-hegység tektonikája. – MÁFI Alk. Kiadv.