A PLIOCÉN - NEGYEDIDŐSZAKI ÉGHAJLATVÁLTOZÁSOK HATÁSA MAGYARORSZÁG AGGTELEKI JELLEGŰ KARSZTJAINAK FEJLŐDÉSÉRE

A PLIOCÉN - NEGYEDIDŐSZAKI ÉGHAJLATVÁLTOZÁSOK HATÁSA MAGYARORSZÁG AGGTELEKI JELLEGŰ KARSZTJAINAK FEJLŐDÉSÉRE HEVESI ATTILA Természetföldrajz-Környezettani Tanszék Magyarország aggteleki jellegű karsztjai (LEÉL-ÖSSY S. 1960, JAKUCS L. 1978, HEVESI A. 1989, 1991) változatos múlttal érték meg a pliocén-negyedidőszak határát. Mai helyükre valamennyien a későoligocén-koramiocénban érkeztek; azt megelőzően, származási helyüknek és földtörténetüknek megfelelően, többé kevésbé különböző körülményekhez igazodva formálódtak. Az újharmadidőszak (neogén) elejétől továbbalakulásukat már több hasonló - esetenként azonos -, mint eltérő tényező szabta meg. A koramiocén javát szinte mindegyikük szárazulatként élte át"; a középsőmiocénban hosszabb-rövidebb időre, kisebb-nagyobb vastagságú tengeri- és/vagy tűzhányó üledékek födték be felszínüket; fedőrétegeikből a későmiocénban kezdtek kihantolódni. Napjainkig tartó - folyamatos, bár nem mindig azonos jellegű - s ezért nem egyenletes - karsztosodásuk a szarmata-korapannon korszakba vezethető vissza (HEVESI A. 1986, 1990, 1991). Altalános megközelítés szerint a pliocén-negyedidőszaki hőmérséklet- és csapadékváltozások hatása első rátekintésre nagyvonalúan (pontatlanul) úgy összegezhető, hogy a hőmérséklet és a csapadékmennyiség csökkenése általában a karsztosodás mérséklődésével járt, növekedésük megélénkülését eredményezte. A csökkenés vagy növekedés okozta változások mértéke természetesen attól is függ, hogy a szóban forgó karsztvidék akkor nyugalomban, emelkedőben, esetleg süllyedőben volt-e (HEVESI A. 1986, 1990, 2002b). Hazai karsztszakirodalmunk szerzői főként a jégkori (pleisztocén) éghajlatingadozások hatásait vizsgálták és elemezték. Azt, hogy a hőmérséklet és a csapadékmennyiség csökkenése nem az összes karsztforma kialakulását gátolta, kutatóink közül legkorábban JAKUCS L. (1959, 1971,1999, 2000) ismerte föl: a., Tudjuk, hogy a hidegebb vizek lefelé haladtukban hosszabb ideig - hosszabb úton - tartják meg oldóképességüket, mint a melegebbek (JAKUCS L. 1971). Vagyis az elsődleges oldás szintje hűvösebb éghajlati körülmények között vastagabb", mélyebbre hatol, mint melegebb éghajlati övekben (azonos vagy nagyon hasonló mennyiségű, minőségű és évi eloszlású csapadék esetén). Ezért a zsombolyképződés föltételei az alhavasi-havasi szintbe emelkedő mészkőhegységekben előnyösebbek, mint az alacsonyabbakban (JAKUCS L. 1971, HEVESI A. 1978, 1980, 1986, 1990, 2002b). (Itt természetesen a zsombolyok és más karsztformák képződésének csak az éghajlati föltételeit elemzem). Minthogy jelenleg a bükkösök szintjébe magasodó középhegységi karsztjainkra a jégkorszakokban leereszkedtek az alhavasi erdős-gyepek és havasi rétek, a zsombolyképződés éghajlati föltételei akkor olyanok lehettek, mint az Alpok, a Kárpátok vagy a Pireneusok jelenlegi alhavasi-havasi térszínein (HEVESI A. 2002a). b., JAKUCS L (1971) elsők között írta le, hogy a felszíni kisoldásos formák - karrok - képződése a jégkorszakokban az állandóan fagyott talaj- és kőzetrétegek fölengedő (aktív) 135

szintjének alsó határáig - különösen lapos felszíneken - fokozottabb lehetett, s azt is, hogy az így kialakult formákat a fagyaprózódás a jelenleginél gyorsabban rongálhatta meg, pusztíthatta el. c, Ugyancsak JAKUCS L. (1971, 1999, 2000) vizsgálataiból tudjuk, hogy a jégkorszakokban (glaciálisokban), amikor a kőzetpusztulás vezérfolyamata a fagyváltozékonyság okozta aprózódás volt, azok a nemkarsztos térszínekről érkező vízfolyások, amelyeknek vízhozamát a csapadékmennyiség csökkenése nem apasztotta jelentéktelenné, hóolvadás után több durva hordalékot szállítottak a karsztperemi víznyelőkbenyelőbarlangokba, mint a nedvesebb, mállásos kőzetpusztulás uralta jégkorszakközökben (interglaciálisokban); vagyis a vegyeskarsztok barlangkivájódásához több durva hordalék szolgált, mint a jégkorszakközökben. A magam részéről ehhez annyit teszek hozzá, hogy egy-egy jégkorszak utolsó évezredeiben, amikor a tél rövidült és általános csapadékosodás lépett föl, a jégkorszaki törmeléktömegek még nagyobb hányada hordódhatott be a karsztperemi víznyelőkbe (HEVESI A. 2002b). A jégkorszakok kőzetlisztes hulló porából 500-600 m tszf-i magasság fölött sárga agyag" (KEREKES J. 1938), hegyvidék lösz" (SCHRÉTER Z. 1915, JÁMBOR Á. 1959, PINCZÉS Z. 1979) képződött. E néhány, esetleg néhány 10 m vastag vályogos üledékek szinte minden jégkorszakban fékezték részben fedett, nem önálló középhegységi karsztjaink kihantolódását, sőt a fedett karsztok területveszteségét némileg pótolhatták is (HEVESI A. 1986, 1990, 2002b). Mindez egyúttal azt jelenti, hogy a felszíni karsztformák képződésének területe összébb zsugorodott, ám a nagy karsztperemi víznyelőkbe és a hozzájuk tartozó barlangokba ismét csaknem annyi felszíni vízfolyás összpontosult, mint a kihantolódás korábbi, nem annyira előrehaladott szakaszában (vízgyűjtőterület-növekedés). A jégkorszaki állandóan fagyott földek (talajok) víznyelőképződésre-fejlődésre gyakorolt kedvező befolyását jelenkori megfigyeléseim alapján többször ismertettem (HEVESI A. 1986, 1989, 1990, 1991, 1997, 2002b). Ennek lényege, hogy az állandó, sőt az évszakos fagyott talaj átmenetileg nyílt karsztok fedett karszttá alakulását vonta, ill. vonja maga után, a jégkorszakokban évtíz-, esetleg évszázezredekre, a jelenkorban a téli évszakra. Vagyis, mert a fagyott talaj az olvadékvizek beszivárgását megakadályozza, a hólé a lejtőkről éppúgy a völgytalpak felé folyik le, mint a nemkarsztos térszíneken. Mindez egykori víznyelők átmeneti - a jégkorszakokban évtízezredek, a jégkorszakközökben és a jelenkorban csaknem minden évben néhány napig, egy hétig - tartó újjászületését eredményezi. Az erős jégkorszakonkénti fagyos talajfolyás (geliszolifukció) barlang, víznyelő- és oldásos-töbör föltöltő hatása (KEREKES J. 1938, HORVÁTH S. 1963, JAKUCS L. 1968, ZÁMBÓ L. 1970, HEVESI A. 1978, 1986a, 2002b), s a fagyaprózódás főleg száraz barlangokat érintő romboló tevékenysége ugyancsak ismert (JAKUCS L. 1971, HEVESI A. 1986a, b). A föltöltődött töbrök üledékeinek vízzáróvá agyagosodása után inkább szélesedéssel, mint mélyüléssel tálasodtak-tányérosodtak tovább (JAKUCS L. 1968, 1971, 1980; ZÁMBÓ L. 1970, HEVESI A. 1978, 1986a, 1990, 2002b). A negyedidőszaki éghajlatváltozások középhegységi karsztjaink fejlődésére gyakorolt hatásával kapcsolatban többen hangsúlyozták(tuk), hogy ennek mértéke attól is függ, hogy egy-egy éghajlatváltozási szakaszban a szóbanforgó hegység nyugalomban, süllyedőben vagy emelkedőben volt-e ( JAKUCS L. 1971, HEVESI A. 1986a, 1990, 2002a). 136

Továbbgondolva az újharmad-negyedidőszaki éghajlatingadozás egy-egy karsztforma képződését lényegesen megszabó hatását, néhány olyan barlangot kell észrevennünk, amelyben a jég- és a jelenkor (pleisztocén-holocén) emberének leletei szép számmal fordulnak elő, annak ellenére, hogy ezek napjainkban (a legutóbbi 1-2 évezredben) hosszabb-rövidebb ideig működő patakos forrásbarlangok! Példaként itt a bükki Kecskelyukat és a Morva-karszt Bycí skála (Bika-szikla) barlangját említem. Az előbbiben Kadic O. ásatásai az újkőkorszaki bükki kultúra jellegzetes edénymaradványait, valamint jelenkori cserépedények töredékeit és egy csiszolt csontszerszámot tártak föl (KADIC O. 1907, DÉNES Gy. 1977). A Byéí skála barlangjából későkőkori magdaléni és a korajelenkorból való bronzkori eszközleletek ismertek (VALOCH, K.-GORLICH, Vr. 1993). E leletek előfordulásából az következik, hogy az utolsó jégszak (würm) vége felé és a korajelenkorban olyan évezredek voltak, amikor e barlangokban huzamosabb időre lehetséges volt emberelődeink ott-tartózkodása. Vagyis bennük még az évtizedenkénti, évszázadonkénti csapadékosabb esztendőkben sem folyt patak, időszakosan sem voltak működő forrásbarlangok. Az említett idő-szakaszokban mind a Bükk, mind a Morva-karszt nyugalomban, ill. emelkedőben volt, s emiatt a karsztvízszint mélységének növekednie kellett. Ennek ellenére napjainkban, azaz a bükk II. korszakban e forrásbarlangok évtizedenként, évszázadonként néhány évig-évtizedig működő forrásbarlangok, s így az ember állandó" ott-tartózkodására nem alkalmasak. Vagyis nagyszámú régészeti leleteik arra vallanak, hogy a karsztvízszint hosszú ideig - évezredeken át - nem emelkedett padozatuk" fölé, ami pedig napjainkban nem ritkaság. Mindez csak akkor érhető, ha a földtörténeti közelmúltban olyan, a jelenleginél szárazabb korszakokkal számolunk, amilyen - visszafelé haladva - a mogyoró(borealis) és a fenyő-nyír(praeborealis) korszak, valamint a jégkorszakok voltak. A csapadékmennyiség csökkenése miatt e korszakokban a karsztvízszint mélysége ( süllyedése") nemcsak emelkedés, hanem szárazság miatt is növekedhetett. Pontosan fogalmazva: a nyugalmi helyzetben lévő mészkőhegységekben ilyenkor a karsztvízszint felszíntől való távolság (mélység) növekedését a szárazodás okozta. Sőt elképzelhető, hogy enyhén (lassan, kismértékben) emelkedő hegységben is igazi karsztvízszint-süllyedés lép föl, ha szárazodás mértéke és hatása meghaladja a magasodásét. Első megközelítéshez vegyük figyelembe, hogy a jégkorszakokban a Kárpátmedencében és hegységkeretének belső szegélyén az évi csapadék mennyisége általában 200-400 mm, a januári középhőmérséklet -13 - -14, a júliusi 8-9 C lehetett (BULLA B. 1962). Mindegyik érték lényegesen alacsonyabb, mint napjainkban. A mainál mintegy 200-400 mm-el kevesebb csapadék mennyisége - Lénáit L. több évtizedes bükki csapadék és karsztvízszint megfigyelései - alapján legalább 30 m-es karsztvízszint-süllyedést eredményezhetett (LÉNÁRT L. szóbeli közlés, 2002). Ugyancsak első megközelítésből tudjuk, hogy középhegységeink a riss jégkorszak elején (középsőjégkor vége: oldenburgi szakasz, vagy későjégkor kezdete: solymári szakasz) emelkedési szakaszon estek át. Ezt követően a riss-würm jégkorszakköz (későjégkor) Süttő-Varbói-szakaszáig nyugalomban" voltak. A riss eleji emelkedés szárazodással esett egybe, tartósan alacsony csapadékmennyiséggel azonban csak a risswürm jégkorszakköz kezdetéig számolhatunk. Vagyis a riss-würm jégkorszakköz elején, amikor a csapadékmennyiség növekedni kezdett, középhegységeink következő emelkedési szakasza még nem indult meg, ezért a karsztvízszint mélysége lényegesen csökkenhetett. Föltételezhető, hogy a riss eleji emelkedés és csapadékcsökkenés hatására kiszáradt 137

barlangok és mélybe-fejezett, átöröklött völgyszakaszok többé kevésbé újra vízvezetésre kényszerültek. Ezt természetesen az tette lehetővé, hogy a közvetlenül alattuk elhelyezkedő járatok - víznyelő, átmenő- és forrásbarlangok - színültig megteltek vízzel. Ezért a karsztvíz áramlása bennük lényegesen lassúbbá vált, néhol szinte megállt. Belőlük még a homok-, sőt iszapnagyságrendű hordalék is lerakódott, aljzatuk föltöltődőben volt, és a bennük lomhán áramló, helyenként pangó víz csak oldással szélesíthette s fölfelé tágíthatta őket. Vegyes és félig fedett, kihantolódóban lévő karsztokon a víz elragadó erejének és hordalékának maró és véső szerepe az ilyenkor a korábban kiszáradt fölsőbb barlangfolyosókban, ill. a korábban mélybe-fejezett s most megújult átöröklött völgyekben érvényesülhetett. ( A fölső járat, ill. a völgy mélyült, az alsó járat magassága fölfelé nőtt. E folyamatok is hozzájárulhattak a felszíni, ill. felszínalatti barlangbeszakadásos szurdokképződéshöz!) emelkedés: kiindulási helyzet; szárazodás: a karsztvízszint változattan(!) a karsztvízszint a felszín közelében, karsztvízszint süllyedés a karsztvízszint-mélység nö az átöröklött vízfolyás mederfenék- karsztviszint-mérység növeszintjének magasságában van kedés uplifting initial state drying unchanged karst water level{!) karst water level close to the surface, decreasing karst water level increasing depth to the karst near the bottom of the epigenetic increasing depth to the karst water level stream valley water level 1. ábra. Mindezek végig gondolása után a fedett karsztok fedőrétegeiről átöröklött (epigenetikus) völgyek és vízfolyások mélybe-fejezödése (batykaptura) bekövetkezésének föltételeit az eddigiekhez képest gazdagítanunk kell. A mélybe-fejeződés lejátszódását mindeddig főként egy-egy emelkedési szakaszhoz kötöttük, (JAKUCS L. 1971,, HEVESI A. 1978, 1980, 1986, 1989, 1990, 1997, 1. ábra A-*E'; C'^E 2 ), éppúgy mint az újabb, mélyebben futó barlangszintek kialakulását (emeletes-barlangképződés; CHOLNOKY J. 1932, JAKUCS L. 1971). A föntírtakból viszont az következik, hogy a csapadékmennyiség tartós és jelentős csökkenése miatt is megnőhet akkorára a karsztvíztükör és felszín szintkülönbsége - ez az igazi (tényleges, abszolút) karsztvízszint-süllyedés (/. ábra A-»B) - hogy az felszíni vagy barlangi mélybe-fejeződést okozzon. Természetesen ez csak 138

azokra a nagyobb (főbb) vízfolyásokra vonatkozhat, amelyeket az éghajlat szárazodása nem apasztott teljesen, vagy csaknem teljesen el. Folytatva a kérdéskör elemzését, további fölvetések adódnak. Lehetséges, hogy a csapadékcsökkenés szerkezetileg nyugalmi szakaszban lévő karsztvidéket ér, s lehetséges az is, hogy a nedvesedés - a csapadékmennyiség növekedése - még ugyanennek a nyugalmi szakasznak vége előtt bekövetkezzék. Ilyenkor a karsztvíztükör tszf-i magassága növekedni kezd és elérheti a felszínt. A korábban mélybe-fejezéssel víznyelőtöbör-sorossá alakított völgyek nyelői tevékenységükkel fölhagyni kényszerülnek, s az átöröklött völgyekben ismét vízfolyás fut végig (7. ábra, B»C 1 ; E 2 -»C 2 ). Mindez akkor is lehetséges, ha a felszín enyhe emelkedése miatt a karsztvíztükör mélysége növekedne ugyan, de a nedvesedés következtében emelkedő karsztvízszint nemcsak ellensúlyozza, hanem saját karsztvízszint magasító hatását érvényesíti. I nedvesedés: ; emelkedés: [ nedvesedés: karsztvízszint növekedés, a karsztvízszint változatlan^) karsztvízszint növekedés, karsztvfzszint-mélység csökkenés a karsztvízszint-mélység no karsztvfzsztnt-mélység csökkenés wetting yßliffing wetting increasing karst water level unchanged karst water level(!) increasing karst water level decreasing depth to the karst increasing depth to the karst decreasing depth to the karst water level water level water level fig-1- Ha igaz az - márpedig nagyon úgy látszik (!) - hogy a mélybe-fejezdős folyamatát az éghajlat jelentékeny és tartós (többszázezerévre terjedő) szárazodása is okozhatja, akkor valószínű, hogy aggteleki jellegű karsztjainkon ennek föltételei - (akár) emelkedés nélkül (!) - már a későmiocén végén - korapliocénban (középső-későpannon) - esetleg már korábban is - is megvoltak! És lehetséges az is, hogy az emeletes barlangok egyes szintjei nem minden esetben párhuzamosíthatok (egykorúsíthatók) a folyóvölgyek párkánysíkjaival. 139

Summary According to our general understanding of the karst formation processes, the decreasing temperature and rainfall in the quaternary period decreases, while the increase of these factors increases the speed of the karst formation processes. The first researcher, who acknowledged, the appropriateness of the above mentioned rule for all karst formation processes was László Jakucs (1959, 1971, 1999, 2000). It is well known, that the colder water seeping through the limestone has a higher dissolving capacity and can retain that for a longer time (Jakucs, L. 1971). Thus, the conditions for pit formation in the alpine grassland zone of the higher limestone mountains are more favorable than for the lower lying areas (Jakucs, L. 1971, Hevesi., A. 1978,1980,1986,1990 2002b). Our limestone areas recently being in the beech zone had alpine grassland climate and vegetation in the ice-ages. The conditions for karst formation were similar to the ones occurring in the alpine grass zones of the Alps and Carpathians. Jakucs L. (1971) was among the firsts, who declared that the formation of the surface dissolution features - the so called "karr" forms - and their disintegration due to freezing might have been more intensive in the freeze-thaw zone during the ice-ages. Jakucs L. (1971, 1999, 2000) also highlighted the fact, that due to the dominance of the physical weathering over the chemical one during the ice ages, the water coming from the non-karstic regions had much higher content of transported sediment. Therefore, the cave formation on the mixed karst regions were more expressed. The ice age periods characterized by falling dust slowed or blocked the uncovering of the covered-karst regions above the elevation of 500-600 m (Hevesi, A. 1986, 1990, 2002b). The surface karst feature formation slowed down due to the decreasing extent of the opened karst regions. Meanwhile, the water catchment areas of the sinkholes located on the edges of the opened karst increased and provided more water to the cave formation. The permafrost was also contributing to the increasing surface flow due to the blockage of water infiltration (Hevesi, A., 1986,1990,1991,1997,2002b). Thus the areas with permafrost acted like a covered karst, which led the surface water down to the valley bottom. The impact of the climate changes depends on the geologic processes active on the area (whether the area is stable, being uplifted or sinking) (Jakucs, L. 1971, Hevesi, A. 1986a, 1990, 2002a). There are caves which have been working as spring caves in the last 1-2 thousand years and have troves of the Pleistocene-Holocene man, like the Kecskelyuk (Bükk-mountain) or the Byci-skala (Moravian karst). Kadics Ottokár (1907) has found a polished bone tool and pottery pieces from the Neolithic ages (Bükk culture) and from the antiquity and middle ages (Dénes, Gy. 1977). Late Neolithic (Magdalenian) and Bronze aged artifacts were found in the Byci skala (Valoch, K. and Gorlich, V. 1993). These troves indicate that the late Wurm and early Holocene had periods when these caves were suitable for hosting prehistoric human. In these periods, both the Biikk-mountains and the Moravian karst were tectonically stable or being uplifted. Therefore, the depth to the karst water level was increasing. However, these caves are still active spring caves (being active for a few years in every decades) and so these have not always been suitable for permanently hosting of the human. The relatively high number of historical artifacts found there indicates long periods when the water level remained below the cave bottom. Nowadays, water can often flood these caves. This kind of situation could occur only if there were a drier and colder climate in the recent geologic history of the area, like the praeboreal ages. In those ages, the depth to the karst water level could increase due to a drier climate as well. During the ice-ages, the annual rainfall within the Carpathian basin is estimated to be between 200-400 mm, the January medium temperature between -13 and -14 C, while the July average was around 8-9 C (Bulla, B. 1962). This amount of annual rainfall was 200-300 mm less then the recent one. This difference resulted in a karst water level at least 30 meter lower then the one today (Lénárt, L. personal information, 2002). It is known, that our mountains were uplifted during the Riss period. Following the Riss, in the ages of the Süttő-Varbó-phasc of the Riss-Wurm interglacial period, the uplifting of the area were stopped and the region has been stabilized. The climate became drier at the beginning of the Riss. In 140

the Riss-Wurm interglacial the climate became wetter - and because the uplifting of the area has not started yet -, and the karst water level was increasing. It is likely, that the caves and batycaptured valleys, which were free of any water in the early Riss period, became wet again. The cave sections underneath were filled with water. Thus, the karst water movement has slowed down or even stopped, and the coarser fractions of the transported material has been sedimented. The slowly moving water could widen the caves only by chemically dissolving the limestone. The scraping power of the strong currants and transported sediments was evident only in the upper sections, which used to be free of water before. Based on the findings above, it can be stated that the limited amount of rainfall can cause a lower karst water level (Figure 1 A >B) and a surface or underground batycapture. It is also possible to have an increasing rainfall appearing on a geologically stable area. In this case the karst water level approaches the surface, fills in the sink holes in the batycaptured valleys, and surface streams are reformed in the valley (Figure 1, B >C\ E 2 -»C 2 ). The conditions of climate drying, which can causes the batycapture, were given from the late Miocene - early Pliocene in our Aggtelek-type karst regions. It means that the floors of the multi-level cave systems do not necessarily correlate with the terraces along the rivers. Irodalom BULLA BÉLA 1962; Magyarország természeti földrajza. - Tankönyvkiadó, Budapest, 424 o. CHOLNOKY JENŐ 1932; A barlangok és a folyóvölgyek összefüggése. - Barlangvilág, II. köt., 1-2., 1-10. o. DÉNES GYÖRGY 1977; A Bükk-vidék barlangjai. - Bükk útikalauz (szerk. Hevesi A.), Sport, Budapest, 49-88. o. HEVESI ATTILA 1978; A Bükk szerkezet- és felszínfejlődésének vázlata. - Földrajzi Értesitő, XXVII., 2., 169-203. o. HEVESI ATTILA 1980; Adatok a Bükk hegység negyedidöszaki ősföldrajzi képéhez. - Földtani Közlöny, 110., 3-4., 540-550. o. HEVESI ATTILA 1986; A Bükk hegység felszínfejlődése és karsztja. - Kandidátusi értekezés, MTA Földrajztudományi Kutatóintézete, Budapest, 317 o. HEVESI ATTILA 1989; Development and Evolution of Karst Regions in Hungary. - Karszt és Barlang, Special Iussue, Budapest 3-16. o. HEVESI ATTILA 1990; A Bükk felszínfejlődése, különös tekintettel a karsztosodásra. - Magyar Földrajzi Társaság, Budapest, 67 o. HEVESI ATTILA 1997; Karsztos hegységeink arculata. - Magyarország földje (szerk. Karátson Dávid), Kertek 2000 Kiadó, Budapest, 288-293. o. HEVESI ATTILA 2002; A magyarországi karsztok fejlődéstörténet és felszínalaktan szerinti csoportosítása; az Aggteleki jellegű" karsztok felszíni formakincse. - Akadémiai doktori értekezés, Miskolci Egyetem, Természetföldrajz Környezettani Tanszék, 144 o. HORVÁTH SÁNDOR 1963; A Tarkői-kőfülke. - Karszt- és Barlangkutatási Tájékoztató, 4-5, Budapest, 79-82. o. JAKUCS LÁSZLÓ 1957; Aggtelek és vidéke útikalauz. - Sport Lap- és Könyvkiadó, Budapest, 317 o. JAKUCS LÁSZLÓ 1959; Az aggteleki barlangok genetikája a komplex forrásvizsgálat tükrében. - Karszt- és Barlangkutatás 1., Budapest, 37-65. o. JAKUCS LÁSZLÓ 1968; Szempontok a karsztos tájak denudációs folyamatainak és morfogenetikájának értékeléséhez. Földrajzi Értesítő, XVII., 1., 17-46. o. JAKUCS LÁSZLÓ 1971; A karsztok morfogenetikája. A karsztfejlődés varienciái. - Akadémiai Kiadó, Budapest, 330 o. 141

JAKUCS LÁSZLÓ 1999; A negyedkori karsztfolyamatok dinamikájának antagonizmusa Magyarországon. - Karsztfejlődés III. (szerk. Veress M.), Berzsenyi Dániel Tanárképző Főiskola, Szombathely, 61-70. o. JAKUCS LÁSZLÓ 2000; A hordalékeróziós barlangfolyosók öblösségének kérdése. - Karsztfejlődés V. (szerk. Veress M.), Berzsenyi Dániel Főiskola, Szombathely, 223-241. o. JÁMBOR ÁRON 1959; A Bükkfennsík pleisztocén vályog" képződményei. - Földtani Közlöny 89., 125-132.0. KADIC OTTOKÁR 1907; Adatok a szinvavölgyi diluviális ember kérdéséhez. - Földtani Közlöny, XXXVII., 333-345. o. KEREKES JÓZSEF 1938; Az Eger környéki barlangvidék kialakulása. - Barlangkutatás, XVI., I., 90-139.0. LEÉL-ÖSSY SÁNDOR 1960; Magyarország karsztvidékei. - Karszt- és Barlangkutatás I., Magyar Karszt és Barlangkutató Bizottság, Budapest, 79-88. o. PINCZÉS ZOLTÁN 1979; Középhegységeink magas övezetének periglaciális képződményei és üledékei. - A Pécsi Tanárképző Főiskola Földrajzi Tanszéke által rendezett Nemzetközi Földrajzi Tudományos Ülésszak előadásai, Pécs, 69-89. o. VALOCH, KAREL-GROLICH, Vratislav 1993; Vyvoj osídlení Moravského Krasu. - Moravsky Kras (szerk. Musil, R.), Brno, 229-246. o. 142