Karsztos tájak Kínában

Horváth Gergely1 – Leél-Őssy Szabolcs – Móga János – Zámbó László

Az elmúlt években egyéni tanulmányutak, ill. egy magyar-kínai közös projekt keretében végzett kutatás során több ízben is alkalmunk nyílt Kína egyes karsztos tájait, különleges karsztformáit, a karsztvidékeken zajló, ill. már lezajlott tájátalakító folyamatokat, különösen a társadalmi változásoknak a tájakra gyakorolt hatását tanulmányozni.

Jelen tanulmányunkban elsősorban a kínai karsztos tájak természeti adottságainak, jellemzőinek rövid összefoglalására teszünk kísérletet. Természetesen mindenre kiterjedő értékelésre még csak megközelítően sem vállalkozhatunk, tekintettel Kína karsztjainak óriási kiterjedésére, hiszen nincs még egy ország, ahol a karsztok akkora területet foglalnának el és olyan nagy szerepet játszanának a felszínformálásban, mint Kínában. Sweeting, M. M. (1995) szerint az ország területének 1/7-én, mintegy 1,3 millió km2-nyi területen – ez a Föld összes karsztvidékének mintegy egynegyede – vannak karbonátos kőzetek a felszínen, vagy a közvetlenül a felszínt borító vékony üledékek alatt. Ennek közel fele (az Északkelet-Vietnamba is átnyúló részekkel együtt mintegy 600 000 km2) szinte teljesen összefüggő területként Földünk legnagyobb kiterjedésű, legváltozatosabb és talán legszebb karsztvidékét alkotja Dél-Kínában.

Bár karbonátos eredetű kőzettesteket már a prekambriumi aljzatban – melyek egykor a Pangea legészakkeletibb részét alkották – is kimutattak, a fő karbonátos összletek kialakulása az óidei nagy hegységképződésekhez kapcsolódik. A szerkezeti mozgások során a kiemelkedő vonulatok közé tágas öblözetek ékelődtek be, s a benyomult tengerek sekély- és mélytengeri övezeteiben két fázisban is – először a kambrium–ordovíciumban, majd főként a középső devontól a középső triászig – változó, de igen nagy, helyenként 4000-6000 m-es vastagságban karbonátos üledékeket, túlnyomórészt idővel mészkővé alakuló mésziszapot raktak le. Később a Pacifikus-lemez alábukását kísérő ún. indoszíniai és főleg a jura végi – kréta időszaki jensani hegységképződések hatására a mészkőtakaró jórészt szárazulattá vált, változó mértékben kiemelkedett, és a kiemelkedés nyomán – nem kis részben a többé-kevésbé folyamatosan trópusi-szubtrópusi jellegű éghajlat hatására – a magasra kiemelkedett mészkőtakarón nagymértékű karsztosodás indult meg. A negyedidőszakban a karsztos folyamatok különösen felerősödtek, mivel ahhoz a jelentős, 300–500 m-nyi gyors kiemelkedés – párosulva a bő csapadékú szubtrópusi-trópusi éghajlattal – különösen kedvező feltételeket teremtett.

A dél-kínai karsztvidéket magassági helyzete és formakincse alapján három nagy részre szokás osztani: a Yunnani (Jünnani)- és Guizhoui (Kujcsoui)-fennsíkra, valamint a Guangxi (Kuanghszi)-karsztvidékre. E karsztos tájakon belül számtalan karszttípus figyelhető meg legismertebb és leglátványosabb szigethegyes karsztoktól a szurdokvölgyekkel tagolt magasfennsíki-fennsíki és magashegységi típusokon át a széles völgyekkel tagolt dombsági és hegységi, az árkos-sasbérces hegységi, valamint a lezökkent medencekarszt típusokig; ennek megfelelően igen változatos tájtípusok alakultak ki, figyelhetők meg.

A három nagy táj közül legnyugatibb és legmagasabb (átlag 1800–2000 m) a környezetétől lépcsős peremekkel elkülönülő Yunnani-fennsík, mely részben fedett, részben nyílt karszt. Nyugati–délnyugaton az erősen tagolt Kelet-tibeti-hegyvidék dél felé legyezőszerűen kiszélesedő, többnyire erősen gyűrt, a Himalája kialakulásához kapcsolódó hegységei és a velük összeforrt, újrakiemelt óidei hegységek övezik, helyenként fiatal vulkanikus képződményekkel tagolva. A mészkő itt is jelentős szerepet játszik a láncok 1 ELTE TTK Földrajz- és Földtudományi Intézet, 1117 Budapest, Pázmány sétány 1/C. Telefon: (1)-381-2119; telefax: (1)-381-2122; fényposta: horvathg@ludens.elte.hu

felépítésében, sőt helyenként nagyobb karsztos mészkőtáblák is ékelődnek közéjük, ezért sokfelé jöhettek létre változatos karsztformák. A 4000–6000 m magas keskeny gerincek közé mélyen bevágódtak a folyóvölgyek, amelyekben a Jangce, a Salween, a Mekong és a Vörös-folyó futnak kelet, ill. dél–délkelet felé. Keletebbre a tájat még részben összefüggő, jelentős kiterjedésű fennsíkok alkotják, számos szerkezeti árokkal tagolva, ezekben fekszenek legnagyobb tavai, köztük az 1980 m magasan fekvő Erhai (Örhaj)-tó (250 km2), melynek partján, Dali (Tali) város környékén híres márványbányák találhatók; az 1886 m magasan levő Dian Chi (Tiencsi)-tó (297 km2); és a kissé alacsonyabb fekvésű Fuxian (Fuhszien)-tó (217 km2); utóbbi 151,5 m-es mélységével Kína legmélyebb tava.

A Yunnani-fennsíkot a csapadékos nyarú szubtrópusi éghajlat hegyvidéki változata uralja; fennsíkjait mintegy „örök tavasz” jellemzi, csekély évi hőmérsékleti ingadozással, a karsztosodás szempontjából jelentős évi 800-1000 mm csapadék 60%-a március és augusztus között esik le. Ennek következtében a karsztfennsíkokat látványos, sokszor hatalmas méretű karsztformák jellemzik: gyakoriak a mély zsombolyok, a széles töbrök, uvalák és a sokszor igen nagy méretű poljék. A mélyben jól fejlett, felszín alatti vízhálózat fejlődött ki, föld alatti folyórendszerekkel, hatalmas barlangokkal. Jellegzetesek azok a tájak, ahol tágas barlangrendszerek barlangi folyosói szurdokvölgyekké alakult felszakadt barlangjáratokkal váltakoznak, miközben aktív vízfolyásuk búvópatakként hol felszíni, hol felszín alatti folyócskaként jelenik meg; egyik leglátványosabb példája a turisták által is látogatható Jiuxiang (Csiuhsziang)-barlangrendszer, Kunmingtól 90 km-re. A karsztvizekből kicsapódó mész a járategyüttesben a látványos 30 m-es Iker-vízesés mellett több száz m2 felületű csodálatos tetaratákat (édesvízimészkő-gátakat) is létrehozott, mind a felszínen, mind a barlangjáratokban

Míg a magas fennsíkok tetőfelszíneire az általában szimmetrikus, töbörszerű zárt mélyedések előfordulása jellemző, addig a Yunnani-fennsík keleti, a Guizhoui-fennsíkra leereszkedő peremén erőteljes felszabdalódás, völgyképződés figyelhető meg. A Nan és mellékfolyói vízrendszerének hátravágódása felszabdalta az egységes mészkőfennsíkot, helyenként egészen mély, akár 200-300 m-es szurdokvölgyeket is létrehozva; köztük változó szélességű völgyközi hátak formálódtak. E peremek jellegzetes formáit alkotják a sajátos ún. „karsztutcák”, amelyek a töbrök lejtő irányú megnyúlásával jöttek létre. Ezek a nagyon jellemző formák völgyszerű, kanyargós, felszín alatti megcsapolású hosszanti mélyedésekként jelennek meg, majd délkelet felé a szubtrópusi-trópusi átmeneti övben fokozatosan kiszélesednek, hegyközi karsztos síksággá alakulnak. Ott az őket elválasztó völgyközi hátak már különálló kúpokra, kúpcsoportokra tagolódnak, ezért a kelet–délkelet felé lealacsonyodó lépcsős peremeket már inkább karsztos szigethegyek jellemzik. Többféle típusuk figyelhető meg, a guilini (kujlini) típusú, közel függőleges falú karcsú hegyektől kezdve a lankásabb lejtőjű, széles talpú, mogote típusú kiemelkedésekig. Ezek helyenként élesen elkülönülnek a hullámos fennsík jellegű környező tájaktól, míg máshol a tájat lankásabb, elszórtan fekvő mészkőhegycsoportok és tágas hegyközi síkságok együttese jellemzi. Formakincsükben mind a kőzet kémiai összetétele, mind a külső erők munkáját leginkább irányító éghajlat hatása tettenérhető.

A pikkelyszerűen sorakozó, csupán gyér növényzettel, elszórtan fákkal borított karsztos hegyeket erős karrosodás jellemzi. A karrok szinte minden típusa tanulmányozható, köztük a fedetlen felszíneken áramlástól függő vagy éppen független módon kialakult, vagy talajjal és növényzettel fedett felszíneken létrejött formák, pl. rillek, rinnek, saroknyom- és meanderkarrok, scallopok, madáritatók, réteghézag-, hasadék-, rácskarrok stb. (Veress M. 2004), amelyek mind egyaránt nagy változatosságban fordulnak elő. Mindezzel együtt általában ezek a karrok lekerekítettebbek, kevésbé késpenge-élességűek, mint pl. a délebbi Guangxi-karsztvidék szigethegyes karsztjain.

Hatalmas méretű karrmezők a Yunnani-fennsík leglátványosabb, különleges és világhírű képződményei, az ún. „kőerdők” (kínaiul „shilin”) is, amelyek bő csapadékú, gyér vegetációjú területen alapvetően talaj alatti oldással alakulnak ki; a kihantolt térszíneket aztán a felszíni lefolyás oldó hatása formálja tovább (Song L. al. 1997, Xie Y.–Li Y. 2003). A mérsékelt égöv karrjaival szemben nagyságrendi különbségek figyelhetők meg; magas karrtornyok és mély szakadékok váltakozása figyelhető meg, de az említett kisebb karrformák is szinte mind kialakultak rajtuk. Hasonlítanak a Madagaszkárról ismert tsingy típusú karszthoz. Turisztikai látványként is legismertebbek a Kunmingtól mintegy 80 km-re délkeletre, 1700-1800 m-es magasságban Lunan városka környékén perm időszaki mészkőben kialakult kőerdők, amelyek egy 350 km2 területű nemzeti parkon belül több kisebb-nagyobb foltban fordulnak elő; leglátogatottabb részei maga a tulajdonképpeni „Shilin”, azaz „Kőerdő” (11 km2) és a Naigu terület (8 km2). Itt az évi 15.6 °C középhőmérséklet, 968 mm csapadék, 75%-os relatív páratartalom és 134.6-136.8 kc/cm2 besugárzás jó feltételeket teremt a karrosodáshoz. A földtani felépítés is elősegítette a változatos formák kialakulását; az enyhe dőlésű vastag mészkőpadokat egymástól keskeny üledékes közbetelepülések választják el, törések függőleges hasadékokkal tagolják, amely kedvez a beszivárgásnak, az oldódást pedig fokozta a felszínt egykor részben befedő harmadidőszaki bazaltvulkáni takaró málladékán kialakult növényzet, ill. talajtakaró. A kőerdők felszíne rendkívül változatos és látványos; az élesre mart, általában 5–15 m, néha 20–30 m magas, de jórészt alig néhány m széles mészkőgerincek valóságos sziklalabirintusokat alkotnak, köztük vad összevisszaságban keskeny folyosók, szűk hasadékok, üregek húzódnak, amelyeket vörösföld tölt ki. Helyenként a dolomitosabb rétegek kibukkanásánál azok kisebb kovatartalma miatt erősebb volt a mállás, miáltal jellegzetes gombasziklák is kialakultak. Ilyen kőerdők egyébként Guizhou, Guangxi és Fujian (Fucsien) tartományokban is találhatók.

Nem messze, alig 20 km-re a „Shilintől” található a Bayiang (Pajiang) folyócska Dadieshui (Tatiesuj)-vízesése is, amelyen max. 150 m3/sec vízhozammal zúdul le 90 m-t a víz. Míg nyáron a vízesés moraja több km-re is elhallatszik, addig télen csak két vékony csíkban csörgedezik a víz. A porló vízcseppekből érdekes édesvízimészkő-képződmények válnak ki.

A mészkővidék második nagy tája a mintegy 1000–1500 m-es magasságú, a szomszédos tájaktól általában több száz m-es éles lépcsőkkel elkülönülő Guizhoui-fennsík. Felszínének nagy része erősen feldarabolt, mély kanyonokkal tagolt, ami főként azzal magyarázható, hogy a bevágódás lépést tudott tartani az erős fiatal megemelkedéssel. Legnagyobb része nyílt karszt, ezért a karsztformák igen jól fejlettek. Ehhez az éghajlat is kedvező, a tél enyhe (4°C–6°C), a nyár pedig nem túlságosan meleg (20°C–24°C), a csapadék 1000–1200 mm. Az összetöredezett fennsík széles karsztközi síkságaiból sokfelé emelkednek szigethegyek vagy azok csoportjai, de itt sem a karcsú tornyok uralkodnak, hanem általában a széles alapú, nem túl nagy lejtőszögű hegyek. A formák erősen hasonlítanak a Yunnani-fennsíknál említettekhez, pl. a Guizhoui-fennsíkon is találhatók kőerdők, mint pl. a Huangguoshu-vízeséstől 5 km-re található Tianxing Qiao (Tienhszing-csiao) nevű kisebb kőerdő is, amelynek tengelyét az ún. „Fehér vizű folyó” alkotja. A folyó mintegy 500 m hosszan búvófolyóvá válik, látványos szárazvölggyel, majd a szárazvölgy kijáratánál hatalmas karsztforrásként bukkan elő. A kőerdőben 20 m-es magasságot is elérő kőoszlopok, karrosodott sziklák, kisebb-nagyobb karsztos üregek, alagutak láthatók, és egy korábbi búvópatakág – sztalaktitokkal, édesvízimészkő-gátakkal – ma barlangként végigjárható. A mélyben máshol is jól fejlett, felszín alatti vízhálózat fejlődött ki, föld alatti folyórendszerekkel, hatalmas barlangokkal; a völgyek közül sok nem is más, mint felszakadt barlangjárat.

A túltelített karsztvizekből kiváló édesvizi mészkő is nagy területeket foglal el és sokfelé szép tetaratákat hozott létre. Egy ilyen travertínóval fedett lépcsőn zúdul le 140 km-re

DNy-ra Guiyangtól (Kujjang) Kína egyik legnagyobb vízesése, a 74 m magas és 82 m széles a Huangguoshu (Huangkosu)-zuhatag egy keskeny karsztszurdokba, melyet kisebb zöldes színű mésztufalépcsők, és azokon kialakult apróbb vízesések tagolnak. Átlagos vízhozama 18 m3/sec (de mértek már 737 m3/sec-ot is). 770 km2-nyi vízgyűjtő-területén az átlagos csapadék 1200 mm. A vízesés alatti karsztos szurdokvölgy egy felszakadt barlangjárat, míg maga a nagy vízesés egy kemény dolomitos mészkőrétegen zúdul le, ahol csekély mértékű a hátravágódás. Ám érdekes, hogy a víz nem a kemény dolomitos mészkőpad pereméről zuhan le, hanem az azt vastagon befedő „édesvízimészkő-paplanról”, mely a mérések szerint folyamatosan gyarapodik. A lezúduló víz egy 17 m mély evorziós sziklaüstöt mélyített ki. A mésztufalerakódások által közrefogott kisebb-nagyobb üregeket pedig összekötötték, így a vízfal mögött 40 m-es relatív magasságban egy 42 m hosszú barlang található, melynek három tágas nyílásán keresztül rálátni a vízesésre (Balázs D. 1991).

A Yunnani- és a Guizhoui-fennsík jelentős részén uralják a felszínt a vörösföldek, amelyek még 3200 m-es magasságban is megtalálhatók. Ez az erodáltság ellenére számottevő, sokszor 10 m-t is meghaladó vastagságú vörösföld a karsztos aljzathoz kapcsolódik, összetételében az agyagfrakció többnyire mennyiségileg alárendelt a homokos alkotórészekkel szemben (ennek ellenére a szakirodalomban helyenként vörösagyagnak nevezik). Mint talajalkotó mállott réteg, a karsztos domborzatot követve szakadozott, és vastagságában igen jelentős különbségek tapasztalhatók. Az általunk bejárt területen különösen vastag volt a vörösföld a fennsík-jellegű tetőfelszíneken, míg nagy folyók völgytalpai felé, pl. a Jangce felé eső lejtőkön ezt megbontotta a nagyon erős felárkolódás. Mivel korábban sem álltak rendelkezésre és ma sincsenek meg a lateritképződés feltételei, ezért ez a vörösföld nem azonosítható a laterittel, bár helyenként megfigyelhető vaskéreg (duricrust) kiválása. Nincs azonban önálló szemcsésedés, hiányoznak a gyöngyszerű vaskiválások, a cipő alatt csikorgó borsószerű kiválások.

A vörösföld-felhalmozódás alapvetően a konvex lejtők aljára jellemző, de helyenként a domború hátakat is borítja több 10 m-es vörösföldréteg. Sokfelé olyan vastag a vörösföld, hogy gyakoriak az ún. „utánsüllyedéses” formák. A felszínen lévő lazább üledékek csúsznak bele – főként az átnedvesedés hatására – szakaszosan vagy folyamatosan az alattuk lévő eltemetett mészkőrétegek kürtő- és járatrendszereibe, esetleg paleokarsztos üregeibe. Az így létrejövő formák lehetnek tál vagy tölcsér alakúak, esetenként ki is szélesednek, amelyben nagy szerepet játszanak a lejtős tömegmozgások is. Bennük helyenként megáll a víz, kis tavacskákat hozva létre. A felszín eróziós formái is látványosak, a vörösföldeken az eróziós formák szinte a löszvidékhez vagy a badlandekhez hasonlók, sokfelé szép földpiramisok alakulnak ki. A gyors talajlehordódás nemcsak a formákon látszik, hanem a folyók, pl. a Jangce vörös színén is.

A mai legvastagabb vörösföldek azonban általában a karsztos mélyedéseket (poljék, töbrök, völgytalpak) jellemzik. A mélyedésekben összehordódott, a lejtőkről lemosott üledékek külsejükben is alkalmazkodhattak a felhalmozódás jellegéhez, és átalakulhattak akár különböző – fekete és barna színű – rendzinákká, akár vizes térszínek iszapos feltöltődéseivé. Bár a vörösföld „nehezen” humuszosodik, azért megfigyelhető volt, hogy a medencék belseje felé haladva némileg feketedett a talaj. Ahol viszont egy polje vagy medence fenekét nem vörösföld borítja, ott valószínűleg vagy áthalmozott folyóvízi üledék található, vagy – mert egykor tó volt – tavi üledék. Feltehető, hogy egykor minden ma megművelt poljefenéken tó lehetett; a változás vagy a karsztvízszint emelkedésének-süllyedésének a következménye, vagy gyors fiatal emelkedésre kell gondolni. Mivel a pleisztocén végén a szomszédos Tibet valóban jelentős mértékben megemelkedett, vele együtt kellett kiemelkednie a Yunnani-fennsík peremi részének is.

Megfigyeléseink szerint a magyarországi vörösföldtakarós karsztok (pl. Aggteleki-karszt, Magas-Bükk) vörösföldformái szembetűnő hasonlóságot mutatnak a Yunnanban látott

formákkal. A rézsűkben feltáruló karros formák nagyon emlékeztetnek a Vörös-tó környéki formákra (Zámbó L. 1998). A kárpát-medencei vörösföldes karsztokra nézve ebből az következik, hogy ott egykor (a pliocénban, majd az interglaciálisokban) ugyanaz a formálódás mehetett végbe, mint itt Kínában: a többször ismétlődő hasonló körülmények hasonló formákat hoztak létre.

A harmadik nagy karsztos tájegység, amely méltán a leghíresebb és talán leglátványosabb is, a legkisebb átlagmagasságú Guangxi (Kuanghszi)-karsztvidék, amelynek területén a síkságokból szigethegyekként, ill. kisebb hegycsoportként bizarr formájú, 50–300 m magasra kiemelkedő karcsú mészkőtornyok (általánosan használt néven kúp- vagy toronykarsztok), emelkednek ki Ezek a szigethegyes karsztok – melyek típusait, jellemző vonásait magyarul leginkább Balázs D. (1986, 1990) foglalta össze – jórészt már az ész. 26. és 20. foka között helyezkednek el, és részben a trópusi, részben a szubtrópusi éghajlat hatásai alatt alakultak ki, többnyire ott látványosak, ahol az évi középhőmérséklet: 18 °C felett van és az évi csapadék 1000-2000 mm. Mivel e tájon a nyár forró (25-27°C), a tél enyhe (8-10°C), a csapadék pedig 1500-2000 mm, a feltételek rendelkezésre állnak. A sok csapadék, a magas talajhőmérséklet, a jelentős biogén CO2-tartalom és a szerves talajsavak hatására intenzíven oldódik a mészkő, a vastag humusz alatt megnő a korrózió intenzitása, gyors oldás és gyors telítődés játszódik le a felszín alatt, és ehhez társul még a nagy felszíni (areális) leöblítés is. A talajrétegek (szerves törmelék, lombhulladék, humusz) egyes helyeken való összemosódásának, megvastagodásának fontos kémiai következménye, hogy gazdagabb talajfaunában, több CO2 termelődik, több vizet fogad be és tárol, miközben hosszabban érintkezik a víz a CO2-dal, és mivel több víz érintkezik a kőzetfelszínnel, nagyobb az oldás. Összességében tehát a talajvastagság váltakozása szelektív korróziót eredményez a mészkőfelszíneken, miáltal a kezdetben kis szintkülönbségű karsztos felszín csúcs- és tetőrégióra, ill. ezek közt rohamosan mélyülő, vastagabb talajborítású hegyközi mélyedésekre különül.

A szigethegyes karszton belül két alapvető típust, a fenglinget és a fengcongot lehet elkülöníteni (Yuan D. 1985, Balázs D. 1990). Fenglinről („csúcs-erdő”) beszélünk, ha az egyes csúcsok elszigetelten fordulnak elő, magányosan emelkednek ki a hegyközi síkság felszínéből. A fengcong („csúcs-halmaz”) esetében az egyes csúcsok, ill. kúpok összeérnek a talpuknál. Nincs hegyközi síkság, de a kiemelkedések között közti csillag alakú, a töbrökhöz hasonló mélyedések (cockpitok) jönnek létre. A formákat illetően ha a hegyközi síkság denudációja a helyi erózióbázisig előrehaladt, és a felszíni folyóvízhálózat oldalozó eróziója is számottevő, toronyhegy alakul ki. Ehhez hozzájárulhat, hogy a talajkorrózió is eredményez aláoldást. A kúpok, tornyok felszínébe a lecsorgó vizek gyakran mély hasadékkarrokat vájnak, melyeket keskeny, késpenge-élességű gerincek választanak el egymástól, míg a talapzatba fiatal, a karsztvízszint felé lejtő, általában néhány m átmérőjű, max. 100-200 m hosszú ún. lábbarlangok mélyülnek; ezek cseppkövekben is gyakran gazdagok. Ezek általában aktívak, míg a magasabb szinteken gyakran inaktív átmenőbarlangok hatalmas kapui tátonganak, esetleg több szintben is, régi barlangrendszerek maradványaiként. Jellegzetes még, hogy sokszor alakul ki tufafüggöny az áthajló falakon és a barlangbejáratokon az oldatok gyors telítődése miatt.

A szigethegyes karsztok lealacsonyodásával keletkező térszínekből „karsztmaradvány-hegyként” csak az egykori kúpok lapos, alig pár méteres lepusztult maradványai („gufeng”) emelkednek csekély mértékben ki.

A szigethegyes karszt kialakulására számos elmélet született (Brook, G. A. – Ford, D. C 1978, Yuan D. 1985, Sweeting, M. M. 1989, Balázs D. 1990, Ru J.–Zhu D.–Liu G. 1991 stb.). Valószínűsíthető, hogy a folyamat során kezdetben a szintkülönbség kicsi, mint a mérsékelt éghajlati övben. A felszín további mélyülése, a helyi erózióbázis elérése minőségi változást okoz, új formakincs alakul ki, mivel a felszínformák kialakításában részt vesznek a

folyók is oldalozó eróziójukkal. A denudálódó karsztplató kúp-, ill. toronyformájú szigethegyekre tagolódik, köztük széles, sima fenekű völgysíkok, hegyközi karsztsíkságok formálódnak ki. A szigethegyek tetőfelszínei az egykori fennsík tetőfelszíneit képviselik, a hegyközi karsztsíkságok pedig az erózióbázist jelzik. Korábban úgy vélték, hogy az egységes karsztfennsík a szerkezeti mozgások során kialakult, egymásra merőleges törések mentén formálódik; először fengcong, majd fenglin, ezután gufeng, végül karsztos tönkfelszín alakul ki. A mai elméletek szerint egyidős fenglinek és fengcongok is létezhetnek egymás mellett. Guilin (Kujlin) környékén kimutatták, hogy a kb. 2600 m vastag devon mészköveket a felsőkrétában változó vastagságú vörös színű, breccsás–agyagpalás betelepülésekkel váltakozó homokkőtakaró fedte be, mely azonban a későbbi szerkezeti mozgások hatására kiemelt helyzetbe került és túlnyomórészt lepusztult, lehetőséget nyújtva az exhumálódott mészkőfelszíneken a különböző típusú karsztok fejlődésére.

Nemcsak töréses szerkezet eredményezheti e folyamat létrejöttét, hanem pl. szinklinális–antiklinális szerkezet is. Erre legjobb példa éppen ennek a karsztvidéknek leglátványosabb része, a legmagasabb és legmeredekebb falú szigethegyekkel: a Li folyó völgyének 60 km-es szakasza Guilin és Yangshuo (Jangsó) között. Az itt a középső devontól az alsó karbonig mintegy lerakódott mészkő a krétában meggyűrődött; a redőboltozatban alakultak ki fengcongok, a redőteknőben pedig a fenglinek. Jelentős lehet a környezet szerepe is. Fenglin inkább ott alakul ki, ahol a nem karsztos kőzetről érkező allogén vizek eróziós-korróziós folyamatai erősek. Ahol ez nem jelentős, ott inkább fengcong alakul ki. Más kínai kutatók szerint a regionális kiemelkedés mértéke a döntő. Ha ugyanis a kiemelkedés mértéke meghaladja a köztes terület bemélyedésének mértékét, akkor a fengcong dominál, míg ha a köztes terület bevágódása gyorsabb, és ezáltal a völgytalpak is gyorsabban mélyülnek be az erózióbázis szintjéig, akkor a völgytalpak kiterjeszkedése a fenglinek létrejöttének kedvez.

Balázs D. (1990) fejlődésmagyarázata szerint induljunk ki egy elegyengetett, alacsony fekvésű térszínből, melynek kőzete nagyobbrészt mészkő és tételezzük fel, hogy a térszínt törések érték, melyek mentén egyenlőtlen emelkedés következett be. Mivel a középső rész alacsonyabb helyzetben maradt, a kiemelkedett baloldali (nem karsztos) és a jobboldali (karsztos) térszínről a vizek a középső rész irányába folytak le, így ott a többszörös vízmennyiség hatására erőteljesebb erózió és karsztkorrózió érvényesült; az oldalazó erózió a már korábban feldarabolódott mészkőtömegeket kis alapterületű szigethegyekké formálta, míg a magasabbra kiemelt karsztos térszíneken a gyorsan lefutó vizek csak szurdokvölgyeket, víznyelőtöbröket és barlangokat alakítottak ki. A további lassú emelkedés, illetve folytatódó lepusztulás nyomán kialakultak napjaink jellegzetes fenglin és fengcong domborzati típusai.

Guilin városának más szempontból is kiemelkedő karsztológiai szerepe van: ott található a Karsztgeológiai Kutatóintézet, melyet 1976-ban alapítottak, és közel 400 munkatársa van. A karsztgeológiai, karsztmorfológiai, karszttalajtani kutatások mellett főleg a területfejlesztési, vízellátási, műszaki, építési feladatok adják az intézet dolgozóinak fő tevékenységét, ill. pl. öntözőrendszerekhez, vasúti alagutak építéséhez, bányavíztelenítéshez stb. szakvélemények készítése. Az intézet előtt áll Xu Xiake (Hszü Hszia-ko, 1586-1641) geográfus és utazó szob-ra (Balázs D. 1989). Ő írta le, sőt mondhatni kataszterezte elsőként az akkor ismert barlangokat.

A Kutatóintézetnek van egy mintaterülete is, évtizedek óta kutatási programok színtere, 8 km-re a várostól, ahol egymás mellett fekszik egy fenglinekkel tagolt síkság és egy fengcong-csoport, utóbbi kb. 2 km2, benne 11 töbör, peremein 1 állandó és 3 időszakos karsztforrás. A környező síkság 150 m-en fekszik, a legmagasabb kúp 652 m, a töbörfenekek magassága 250-400 m közötti. A fengcong DK felé enyhén (5–10°) dőlő, nagyon tiszta devon mészkőből fel. Vastag (100–400 m) aerációs övezet jellemzi. A töbrök oldalában kisebb epikarsztos források fakadnak, időszakos vizük gyakran pár m után újra el is tűnik.

A hegyközi karsztsíkságok lehetnek poljeszerűen zártak, amelyeknek vizei a lábbarlangokon keresztül folynak el; ha viszont több oldalról nyitottak, akkor általában vörösfölddel, folyóhordalékkal töltődtek fel. Ezek a hegyközi karsztsíkságok már számottevő átalakuláson mentek keresztül, általában kultúrtájakká alakultak, akárcsak a karsztos mélyedések (töbrök, poljék, karsztutcák), amelyek sokszor meredek oldalain nem ritkán több tíz, akár százat is meghaladó számú keskeny terasz magasodik lépcsőszerűen egymás fölé. Ez az intenzív mezőgazdasági hasznosítás is hozzájárul a talajok és főként a vörösföldek jelentős eróziójához.

Mindez már átvezet a karsztos tájak leromlásának, degradációjának kérdésköréhez. Ugyanis a karsztos tájak egyik jellegzetessége, hogy igen érzékenyen reagálnak a természetben lejátszódó változásokra is, de talán annál is jobban az antropogén hatásokra. Sajnos a karsztok környezetérzékeny rendszerének (Keveiné Bárány I. 1998, 2000, 2004) fejlődését az ember kisebb-nagyobb mértékben mindig is befolyásolta. Az emberi tevékenység következtében fellépő hatások – amelyek közvetlenül és közvetve jelentkezhetnek – részben a környezet tudatos átalakítására irányuló tevékenységek, részben emberi beavatkozásra akaratlanul elinduló, de végül öntörvényűen fejlődő („szemiantropogén”), vagy éppen természetes úton is lejátszódó, ám az emberi tevékenység hatására rendkívüli mértékben felgyorsuló („természeti-antropogén”) folyamatok eredményei. A felszín (és a felszínformák) megváltoztatására irányuló tudatos emberi tevékenységek közvetlen, míg a társadalmi hatások által kiváltott, vagy módosított (felerősített) természeti folyamatok közvetett antropogén folyamatokként értékelhetők (Erdősi F. 1969, 1979, 1987, Pécsi M. 1971).

A karsztos tájhasználatnak néhány elemét kiemelve: hasznosították már lakóhelyként, erdőgazdálkodásra, a karsztfennsíkokat juhlegeltetésre és rétgazdálkodásra, a karsztos mélyedéseket növénytermesztésre; gyakori volt a karsztos kőzetek, elsősorban a mészkő bányászata; emellett a barlangok és karsztterületek idegenforgalmi látványosságként és rekreációs szempontból is jelentősek, különösen a karsztos termálvízzel működtetett fürdők. Azokat az antropogén hatásokat, melyek egyértelműen a táj degradációját eredményezik, már számos kutatási program vizsgálta és elemezte. Ilyen pl. az Európa környezetét elemző ún. Dobris-i jelentés (Stanners, D. – Bourdeau, P. 1995), mely rámutat, hogy a mezőgazdaság belterjességének állami támogatással való növelése vagy az erdőművelés gazdasági érdekei miatt vészesen csökken a tájak biológiai sokszínűsége, a települések, az ipartelepek, a közlekedési hálózat, az energiatermelés, és korunk új nagy „iparága”, a turizmus pedig közvetlenül rombolják a tájakat a tengerpartokon éppen úgy, mint a folyók mentén vagy a hegyvidékeken. A közgondolkozás és a politika hozzáállása sem mindig megfelelő a természeti környezet védelmével kapcsolatban (Csorba P. et al. 2001). Szükség van ezért olyan programokra, amelyek a természeti adottságok, az antropogén hatások, illetve a társadalmi területhasználati igények közötti kapcsolatrendszert vizsgálják, és amelyek segítenek megállítani a tájak leromlását, megőrizni a tájak egyediségét és szépségét, elősegíteni a tájak, mint kulturális, természeti és földtudományi értékek egyedülálló mozaikjának integrált szemléletét egy pozitívabb társadalmi és politikai hozzáállás, ill. egy magasabb fokú védettség elérése érdekében (Csorba P. 2002). Karsztos tájak leromlására sajnos itthon is van példa, ezt jól bizonyítják a Móga J. (2004) által az Aggteleki-karszton végzett vizsgálatok, melynek főbb megállapításai, hogy a sajátos karsztos növénytársulásnak már csak a nyomait lehet felismerni, ennek a karsztvidéknek jó része lényegében már kultúrtáj, amely több évszázados gazdálkodás nyomait hordozza. De az állatállomány csökkenésével, a kaszálók és a juhlegelők felhagyásával megindult egy szukcessziós folyamat, amely másodlagos, gyepekkel váltakozó borókás fenyér jellegű növényzet kialakulásához vezetett. Ezeken a helyszíneken napjainkban az erdők záródása figyelhető meg: a környező tölgyesek a tisztások, egykori irtások irányában terjeszkednek, és

„megfojtják” a borókásokat – hacsak az ember közbe nem avatkozik. Más tájterheléseket illetően csak részben megoldott a szennyvízelvezetés, jelentős az illegális szemétlerakás, hóolvadás és esőzések idején jelentős mennyiségű trágyalé folyik be a víznyelőkön keresztül a barlangba és potenciális veszélyforrást jelentenek az idegenforgalom és az idegenforgalmi létesítmények is. Az meg egészen elképesztő, hogy a karsztfennsíkon vezet keresztül az ún. „Barátság-kőolajvezeték”; elképzelni is szörnyű, mit történne egy esetleges vezetéksérülés esetén (Móga J. – Horváth G. 2003).

Ha egy ilyen viszonylag csekély és Kárpát-medencei viszonylatban még tulajdonképpen kevéssé bolygatottnak nevezhető területen ekkora tájváltozások zajlottak le, akkor mekkora változások mehettek végbe Kína viszonylag sűrűn lakott óriási karsztterületein! Nem különösebben meglepő, ha leszögezzük, hogy egészében az antropogén hatások következtében igen előrehaladott a kínai karsztokon a csodálatos formagazdagságú karsztos tájak leromlása (degradációja), Röviden összefoglalva a megfigyelések alapján megállapítható, hogy a karsztokon – melyek rendkívül érzékeny ökológiai indikátorok – negatív, részben már irreverzibilis antropogén és a természeti-antropogén folyamatok indultak be. A tájváltozások okai főként a mezőgazdasági tevékenység, az erdőirtások, a települések növekedése, az építőanyag-igény és a növekvő turizmus okozta tájterhelésekben keresendők. Megállapítható, hogy a tájdegradációban Kínában elsősorban a nagy népsűrűség és az ennek következtében fellépő, a területhasználat iránti növekvő igény, valamint ennek a terjeszkedésnek a szabályozatlansága és a gazdasági növekedés minden más tényezőt háttérbe szorító elsődlegessége játszik döntő szerepet (különösen tettenérhető ez a bányászati és az ipari tevékenységeknek a tájra gyakorolt hatásában), a politikai változások következtében pedig újabban a magánérdekeknek a közérdeket háttérbe szorító agresszív előretörése a legveszélyesebb tájformáló tendencia. Magyarországgal szembeállítva érzékelhető a természetvédelmi fogalmak és szabályozások különbözősége is, ill. az a tény, hogy Kínában jóval később indult el a szabályozás folyamata.

A karsztvidékek különösen sérülékenyek, ezért karsztos tájakon szükségszerű lenne a gazdasági tevékenységek korlátozása. Különösen érdekes, hogy Kínában milyen karsztos tájakat vonnak be pl. a mezőgazdasági művelésbe. Mind a népesség, mind az irányítás részéről hiányzik még annak felismerése, hogy a karsztos tájak különleges esztétikai értéket is képviselnek, melynek megőrzése pl. az idegenforgalom révén – ésszerű tájterhelési szabályozások mellett – akár jövedelmezőbb is lehetne, mint a jelenlegi tájhasználat. Sürgető lenne olyan tájvédelmi törvény megalkotása, mely kitérne a tájkép védelmére is. Elkerülhetetlen lenne e törvények tartományi és helyi szintű végrehajtási utasításainak elkészítése is. Nyilvánvaló, hogy a további degradáció elkerülése érdekében is intézkedéseket kell hozni, ennek keretében a felszín alatti karsztjelenségek, karsztformák és különösen a gazdasági és kommunális szempontból nélkülözhetetlen karsztvízkincs megóvása érdekében a felszíni karsztterületek jóval nagyobb részét kellene védelem alá helyezni.

Mindezek részleteivel azonban egy hamarosan megjelenő másik tanulmányban kívánunk foglalkozni.

Irodalom

Balázs D. 1961: A Dél-kínai-karsztvidék természeti földrajza. – Földrajzi Közlemények 9. 4. pp. 327-346. Balázs D. 1986: Kína karsztvidékei. – Karszt és Barlang 2. pp. 123-132. Balázs D. 1989: Xu Xiake, az első kínai barlangkutató. – Karszt és Barlang pp. 48-49. Balázs D. 1990: Új fogalmak a karsztalaktanban. – Természet világa 114. 7. pp. 305-310. Balázs D. 1991: A Huangguoshu-zuhatag. – Karaszt és Barlang 1-2. pp. 76-77. Brook, G. A. – Ford, D. C 1978: The origin of labyrinth and tower karst and the climatic conditions necessary

for their development. – Nature 275, pp. 493-496.

Csorba P. – Novák T. – Kalenyák E. 2001: A magyar tájak védelme az európai uniós csatlakozás küszöbén. – CD-ROM, Földrajzi Konferencia, Szeged.

Csorba P. 2002: Összeurópai programok a táji változatosság kutatására. – Földrajzi Közlemények 126. 1–4. pp. 1–13.

Erdősi F. 1969: Az antropogén geomorfológia, mint új földrajzi tudományág. – Földrajzi Közlemények 17. 1. pp. 11–26.

Erdősi F. 1979: A délkelet-dunántúli természeti környezetet befolyásoló antropogén hatások összefoglaló értékelése. – Földrajzi Értesítő 28. 3–4. pp. 307–338.

Erdősi F. 1987: A társadalom hatása a felszínre, a vizekre és az éghajlatra a Mecsek tágabb környezetében. – Akadémiai Kiadó, Budapest, 227 p.

Karancsi Z. 2002: Természetes és antropogén eredetű környezetváltozás a Medves-térség területén. – Doktori (PhD) értekezés, SZTE, kézirat, 131 p.

Keveiné Bárány I. 1998. A karsztok ökológiai rendszere. – In: Mészáros R. – Tóth J. (szerk.): Földrajzi Kaleidoszkóp. Pécs, pp. 316–330.

Keveiné Bárány I. 2000: Karsztos tájváltozások. – In: Schweitzer F. – Tiner T. (szerk.): Tájkutatási irányzatok Magyarországon. MTA FKI, Budapest, pp. 13–24.

Keveiné Bárány I. 2004: A karsztökológiai rendszer szerkezete és működése. – Karsztfejlődés 9. pp. 65–76. Móga J. 2004: A Baradla-barlang felszíni területe és a veszélyeztető tényezők számbavétele. – Kézirat, KVVM

Barlangtani Intézet, 29 p. Móga J. – Horváth G. 2003: The viewpoints of the indication of the surface protection areas connected to caves.

– In: Horváth G. (szerk.): Soil effect on karst processes. Budapest, pp. 89-106. Pécsi M. 1971: A domborzati egyensúly megváltozása az ember műszaki-gazdasági tevékenysége

következtében. – MTA Biológiai Osztálya Közleményei 14. pp. 29–37. Ru J.–Zhu D.–Liu G. 1991: Karst in Guilin Area. – Beijing, 77 p. Song L. al. 1997: Stone Forest – A Treasure of Natural Heritage, China Environmental Science Press, 136 p. Stanners, D. – Bourdeau, P. 1995: Europe's environment: The Dobris assessment. –European Environment

Agency, Copenhagen, 676 p. Sweeting, M. M. 1995: Karst in China. – Springer Verlag, Berlin, 265 p. Veress M. 2004: A karszt. – Szombathely, 215 p. Xie Y.–Li Y. 2003: Karst Geology, Geomorphology and Ecosystems of Shilin, Yunnan. –

http://www.karst.edu.cn/guidebook/shilin/shilin.htm Yuan D. 1985: New observations on tower karst. – Manchester, 14 p. Zámbó L. 1970: A vörösanyagok és a felszíni karsztosodás kapcsolata az Aggteleki-karszt délnyugati részén –

Földr. Közl. 94. 3. p. 281-293. Zámbó L. 1998: Az Aggteleki-karszt felszínalaktani jellemzése. – Földr. Ért. 47. 3. pp. 359-378. Zhao S. 1986: Physical geography of China. – Beijing, New York, 274 p.

Képek

1. kép A „Kőerdő” egy jellegzetes részlete (Készítette: Móga János)

2. kép A Dadieshui-vízesés (Készítette: Móga János)

3. kép Vörösföld a „Kőerdőben” (Készítette: Móga János)

4. kép A Nan szurdokvölgye (Készítette: Móga János)

5. kép Hegyközi síkság Kelet-Yunnanban (Készítette: Móga János)

6. kép Fengcong-típusú karszt Kelet-Yunnanban (Készítette: Móga János)

7. kép Jellegzetes kelet-yunnani karsztos táj (Készítette: Móga János)

8. kép Tipikus „karsztutca”, völgytalpán művelt földekkel (Készítette: Móga János)

9. kép Töbör, művelésbe fogva (Készítette: Móga János)

10. kép Tetaráta a Yinxiang-barlangrendszerben (Készítette: Móga János)

11. kép A Yinxiang-barlangrendszer (Készítette: Móga János)

12. kép Szigethegyes karszt a Li folyó völgyében

13. kép Az Elefántormány-hegy Guilinba