Földtörténete
Földtörténete
A Bükk alaphegységi kőzetei a felső-karbon és a középső-jura között a Tethys észak-afrikai („apuliai”) szegélyén keletkeztek. A csaknem 90 millió évig tartó, szinte folyamatos üledékképződés során főleg meszes és agyagos, kisebb mértékben dolomit- és homokkőrétegek rakódtak le. Közéjük a középső- és a felső-triászban riolitok (kvarcporfirok), andezitek (porfiritek) és bazaltok (diabázok), valamint ezek piroklasztitjai és gabbró települtek (lásd a Mezozoikumi magmatizmus és lemeztektonika című részt).
A hegység szerkezeti alapvetését létrehozó mozgások a felső-jura és az alsó-eocén között legalább két szakaszban zajlottak le. Ezek eredményeként a Bükk ferde redőkből, illetve főként dél felé átbuktatott takarókból és pikkelyekből álló gyűrt hegységgé változott. Agyagjai palává préselődtek, homokjai homokkővé cementálódtak össze.
Az Odvas-kő erősen gyűrt triász mészkőrétegei az Északi-Bükkben
Minthogy a Bükköt hordozó lemeztöredék a felső-jura és a felső-eocén között – tengeri környezetben –, az északi szélesség 21. és 34. foka között „ingázott”, a hegység immár szárazföldi felszínfejlődését a mállás és a folyóvizek, mészkőtérszíneken a karsztosodás irányították: kúp- és toronykarsztokkal tagolt, széles, lapos hátú tönkfelszínné alakult.
A mintegy 50 millió éve, a felső-eocénban előrenyomuló tenger üledékeinek – hullámverési kavics, mészkő, márga – szegélyszerű előfordulása alapján nem lehet eldönteni, hogy a hegység karsztos forró övezeti tönkje éppúgy teljesen eltemetődött-e, mint a Bakonyerdő (Dunántúli-középhegység) tagjai, vagy csak részben takarták be az említett üledékek. Mivel a hegység oligocén tengerborítottságának mértéke éppígy nem állapítható meg pontosan, csak annyi bizonyos, hogy a felső-eocéntól az oligocén végéig a Bükk felső-kréta–középső-eocén tönkjének nagyobb részén hosszabb ideig folyt szárazföldi, mint tengeralatti felszínalakulás.
A hegységet hordozó lemeztöredék kb. 25–30 millió évvel ezelőtt, az oligocén végére érkezett mai szomszédsága közelébe s kezdett azzal – össze-összeütközve – egybeforrni. Mivel az alsó-miocén végi tengeri üledékek mindenütt réteghiánnyal települnek korábbi elődeikre, bizonyos, hogy a Bükk az alsó-miocén első felében szárazulat volt, és részben fedett, karsztos forró övezeti tönkje óharmadidőszaki köpenyéből csaknem teljesen kihantolódott.
Az Eger-patak bokorerdők és sziklagyepek födte, jura időszaki párnalávát rejtő szarvaskői szorosa
Az alsó-miocén végétől kezdve a hegység tönkjének föltagolódását a Bükk tágabb környékén föllépő heves tűzhányó-tevékenység lassította, amely – több szakaszban – az egész hegység területére nagy tömegű laza, illetve többé-kevésbé összesült riolit-riodácit tűzárkő- (ignimbrit-) „takarót” borított.
Az ottnangi és kárpáti korszakban a hegység süllyedni kezdett, peremeit vetődések darabolták föl s rövid időre teljesen elborította a tenger. Összességében azonban a felszínalakulást a szárazföldi és tengerhullámzás irányította folyamatok váltakozása jellemezte. A hegység északi szegélyén és délnyugaton, a mai Tárkányi-medence peremén az akkor kialakult hullámverési színlők maradványait mindmáig 300–500 méter magasságú tetőszintek rajzolják ki.
A bádeni korszak közepére a lassan újra emelkedő hegységről lehúzódott a tenger, és újra visszatérésekor is csak peremeit borította el. A szarmata korszakban a fokozódó magasodás következtében a miocén középi sekélytengeri-vulkáni üledékek alól néhol már az alaphegységi kőzeteket is kihámozták a szárazföldi külső erők. Vagyis a Bükk folyamatos újharmad-negyedidőszaki karsztosodása, mai vízhálózatának kialakulásával párhuzamosan, a felső-szarmatában kezdődhetett meg.
A miocén végén, az alsó-pannon utolsó harmadában a hegység ismét megsüllyedt, s déli, keleti és északkeleti peremén – a lezökkenő Alfölddel és a Sajó-árokkal együtt – elöntötte az előrenyomuló Pannon-tenger (-tó). A magasságcsökkenés, majd az éghajlat félsivatagivá szárazodása miatt a Bükk miocén üledékköpenyének vékonyodása meglassult. A felső-pannonra a tó visszahúzódott, s a hegység csaknem sugarasan, de főleg keletnek, északkeletnek és délnyugatnak kifelé tartó, a szárazság miatt időszakos – záporpatak-szerű – vízfolyásai a Bükk peremein széles hegylábfelszínek kivésésébe, illetve fölépítésébe fogtak.
A felső-pannontól a pliocén második feléig tartó félsivatagias hegylábfelszín-képződést – újabb, erős emelkedés közepette (lásd A kőzetek hőtörténete című részt) – az éghajlat nedvesedése és hűvösödése, az erdők fokozatos visszatérése és az állandó vízfolyások újjászületése, szaporodása állította meg. A pliocén végén – 2,5–3 millió éve – a Bükk a mainál több melegkedvelő fajból álló, változatosabb összetételű, lombhullató erdőkkel borított, kb. 370–620 tengerszint fölötti magasságú hegység lehetett. Alapvető részei, a Bükk-fennsík, a Déli- és az Északi-Bükk ekkor kezdtek egymástól elkülönülni. Legmagasabb bércein és legmagasabban húzódó völgytalpain a mészkő egyre nagyobb foltokban bukkant felszínre. Mai tetőközeli töbrei és zsombolyai víznyelőként táplálhatták a hegység idősebb, ugyancsak tetőközeli forrásbarlang-nemzedékét: Körös-, Pongor-lyuk, Peskő-, Simakő-, Balla-, Vidróczky-, Szeleta-barlang. Az utóbbiakból kilépő források és a még igen nagy területeket elfoglaló fedett karsztok vízfolyásai hozták létre azt a völgyhálózatot, amely később átöröklődött a Bükk-fennsík és a Délkeleti-Bükk terjedelmes mészkőtérszíneire.
A negyedidőszakot – ismétlődő éghajlatváltozásai mellett, amelyeknek hatásait karsztos középhegységeink felszínalakulására azok általános bemutatása kapcsán már ismertettük – a Bükk esetében is emelkedési és nyugalmi szakaszok váltakozása jellemezte. A jégkor kezdetekor föllépő hűvösödés és lassú szárazodás a hegység jelentős emelkedésével esett egybe. A karsztvízszint mélységének növekedése következtében, kb. 2 millió éve a Bükk-fennsík és a Délkeleti-Bükk mészkőtérszíneire átörökölt völgyek vízfolyásai nyelőkön át a mészkőtömegek belsejébe kényszerültek (mélybe-fejeződés), majd nyelőtölcséreik helyének völgyfő felé való áttevődésével megkezdődött a Bükkre is annyira jellemző, az év nagyobb részében száraz töbörsoros völgyek szaporodása. Így a Bükk-fennsíkot és alacsonyabb szomszédságát addig összekapcsoló felszíni vízhálózat fokozatosan megszűnt.
Régészeti és őslénytani leletek szerint bizonyos, hogy a hegység fiatalabb forrásbarlang-nemzedékének (Berva-, Istállós-kői-, Lök-völgyi-, Lambrecht Kálmán-, Herman Ottó-barlang, Suba-lyuk, Büdös-pest) legkésőbb a középső jégkori riss jégkorszakban lejátszódó emelkedés hatására ki kellett alakulnia. A Bükk ekkor már csak 30–100 m-rel lehetett alacsonyabb, mint ma. Ezt követően, a riss-würm jégkorszakközben kerülhettek mai helyükre a Mónosbéli-, a Latorúti- és a Kácsi-vízfő, valamint a Délnyugati-Bükk – akkor még alig időszakos – forrásai (Vörös-kő-, Imó, Feketelen-forrás), a würm végi emelkedés következtében pedig Eger, Bélapátfalva, Mályinka, Diósgyőr és Miskolctapolca karsztforrásai. A legutolsó, a felső-jégkorból a kora jelenkorba átnyúló emelkedés eredményeként a hegység elérte mostani magasságát, s az utóbbi 6000–7000 évben kirajzolódtak mai arculatának aprólékosabb vonásai.
