Dr. Rübl János

 

A Pilisvörösvári-medence geomorfológiája

 

(doktori disszertáció)

 

 

 

 

 

 

 

B e v e z e t é s

 

 

 

 

A „Pilisvörösvári medence geomorfológiája” című dolgozatomat a meglévő irodalom és saját kutatásaim alapján készítettem el. A medence földtani felépítésének és szerkezeti viszonyainak megrajzolásához bő anyag állt rendelkezésre. A morfológiai munkák nagy része viszont a peremi részekre korlátozódott. Ennek ellenére egyes dolgozatokban több helyen találtam utalást a medence formakincsére. A medencéről konkrétan nem készült morfológiai összefoglalás, kivéve egy gyengébb minőségű szakdolgozatot. Ezen az alapon elindulva arra törekedtem, hogy a terület bejárásával az egyes formatípusokat csoportosítsam, leírjam, fejlődési menetüket meghatározzam. A morfológiai térkép kellően illusztrálja a terület változatos térszíni képét. A morfológiai térkép jelkulcsánál igyekeztem a meglévőkhöz igazodni, azonban sok esetben az érthetőbb ábrázolás végett egyszerűsítettem, illetve bővítettem. A medence felszínének fejlődési menetét összhangba próbáltam hozni az eddig megjelent munkák, kutatások eredményeivel (Láng Sándor). A formatípusok leírásánál is Láng Sándor módszerét alkalmaztam. A meglévő irodalom mellett felhasználtam a Pilisvörösvári Bányaigazgatóság fúrásainak adatait és földtani térképét. Egyes esetekben kikértem a Földrajzi és Földtani Intézet (a területet jobban ismerő) kutatóinak a véleményét. Ezúton is szeretnék köszönetet mondani szíves segítségükért.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

A Pilisvörösvári és Solymári medencének határát bizonyos mértékig módosítanunk kell, ha a hozzá tartozó vízgyűjtő-területeket is ide soroljuk. Itt elsősorban a Pesthidegkúti medence jön számításba. A medencét a Szarvashegy, Csúcshegy, Hármashatárhegy, Vadaskert, Remetehegy – részben homokkővel borított dolomit és mészkő – vonulata veszi körül. A harmad- és negyedkori üledékekkel bélelt medence vize a Jegenye patak által a Solymári völgy patakjába fut le. A Kis és Nagy Kevély, valamint a Fehérhegy és Köves-bérc által közre fogott terület (Pilisborosjenő, Üröm) is a Solymári völgy felé adja le vizét.

 

A medence peremi területén több település helyezkedik el: Pilisszentiván, Pilisvörösvár, Pilisszántó, Solymár, Pesthidegkút, Pilisborosjenő, Üröm és Máriaremete egy része.

 

A medence felépítése

 

A medence területének földtani felépítését, főleg a mélyfúrási és bányaművelési adatok alapján tudjuk meghatározni, mert az idősebb tengeri és szárazföldi üledékeket fiatalabbak fedik be, csak helyenként bukkan a felszínre az alaphegység. A meghatározást viszont megkönnyíti az, hogy a medence mélyén fekvő kőzetek nagy része a peremi részeken kiemelve megtalálható.

 

A külszínen is megjelenő legrégibb üledékek középső és felső triász koriak. E két kor képződményei Horusitzky Ferenc szerint egymás mellett, de más kifejlődésben találhatók meg (Budai Egység és Pilis-Kovácsi Egység). Az északalpi kifejlődésű Pilis-Kovácsi Egység szerkezeti vonal mentén tárolódott a délalpi kifejlődésű Budai Egységre. A mi területünk e nézet szerint a Pilis-Kovácsi Egységhez tartozik, a Csúcshegy-Szarvashegy kivételével.

 

A triászidőszaki üledékek közül a legnagyobb felszíni kiterjedésű a jól aprózódó és sajátságos pusztulásformát mutató dolomit. A medence fenekét is túlnyomó részben ez építi fel. A medencéből kiemelkedő néhány dolomit rög is ezt igazolja. A középső triász ladini emeletébe tartozó diploporás dolomit szürkésfehér, fehér színű. Felszíni kiterjedése uralkodóan a Kis és Nagy-Szénás, az Alsó-Zsíros-hegy és Pilisszentiván területére korlátozódik.

 

Igen nagy területi kiterjedésű a karni fődolomit (felső triász). A szürkésfehér, fehér, gyakran vöröses árnyalatú erősen repedezett, így a felszínén kialakult kis formákat el kell különítenünk az előbbi dolomit formáitól. A fődolomit adja a Kis és Nagy Kevély, valamint az előtte alacsonyabban fekvő Fehér-hegy, a pilisborosjenői Kőhegy főtömegét. Nagyobb egységben megtalálható a pesthidegkúti Kálváriahegy és annak folytatásában, Ny felé a Felsőpatakhegy és a solymári Kálváriahegyen.

 

A Pilisi-híd nagy tömegét is a fődolomit építi fel. Kisebb rögök formájában a felszínre bukkan a pilisvörösvári Szélhegy, Kálváriahegy, pilisszentiváni Fehérhegyen a Pilis D-i csücskén. A dolomit porlódása, murvásodása, erős, vasas színeződése rendszerint törésvonalak mentén, vagy azok közelében jelenik meg. Bánya területeken is a főbb vetők mentén mutatkozik meg ez a jelenség. Ezek a jelenségek a mai kutatások alapján kölcsönösen igazolják a hévizek feltörési helyét és a vetők jelenlétét. A mélyből jövő forró gőzök és gázok ugyanis a legkönnyebben a törések mentén jutnak fel, tehát hatásuk eredményét is itt kell megtalálnunk.

 

A tömött fehér, sárgásfehér színű vastagpados jól karsztosodó dachsteini mészkő felső triász nóri emeletébe tartozik, bár egyes nézetek szerint még átmegy a karni emeletbe is. Területünkön a dachsteini mészkőnek alárendeltebb a szerepe. Kisebb-nagyobb foltokban megtalálható az Alsó Zsíros-hegy (ebben van a barlang is), Nagy és Kis Kevély, Csobánka, Hosszúhegy környékén. Ezzel szemben a Pilis (757 m) majdnem egész tömegét és a Remetehegy egész tömbjét ez a kőzet építi fel. A mészkőre jellegzetes formák, jelenségek csak a nagyobb platókon, rögökön észlelhetők. Mélyebb szinten az Erzsébet akna bányamezőjéből és a Solymár II. táróból ismeretes. A kiemelkedő mészkőrögök, platók nagy részét hárshegyi homokkő fedi. A dachsteini mészkő dőlés viszonyai megegyeznek a dolomitéval.

 

A jura és kréta rétegei területünkön nincsenek meg. A jura és kréta időszakban a Budai hegység szárazulat volt. Ezt az időszakot terresztrikus törmelék-felhalmozódás jelzi. A szárazföldi törmelékanyag az alaphegység helyben maradt, vagy kis távolságra elmozdult aprózódott terméke. A fúrások alapján a mélyben is megvan, de néhány felszíni kibukkanását is ismerjük. A pilisvörösvári Kálvária hegyi kibukkanást is ide kell sorolnom, (fénykép) bár ezt az összecementált konglomerátumot a melegvizek is átjárták.

 

Az alapkonglomerátumra települő tarkaagyag alsó része dolomit-kavicsos. A vöröses-barnás tarkaagyag már alsóeocén édesvízi üledék. Egy része homokos agyag, más része egykori bauxittelepek lepusztulásából ered. A nagyrészt triász üregekben található vörös agyagot régen szárazföldi képződménynek (Semptey), bauxitnak tartották. Ezt festékföldnek is használták. Kutatásaim alapján az Ördöglyuk-barlang környéki betelepülések foghatók fel ennek.

 

Az eocén rétegek felszíni előfordulása az infraoligocén denudáció miatt a triász képződményekhez képest aránylag alárendelt. Az eocén rétegek medencebeli sora a szénbányászat során vált ismertté. Az alsóeocént tehát szárazföldi (dolomit és mészkő-konglomerátum) és édesvízi rétegek (vöröses-barnás tarkaagyagok, kőszénképződmény, édesvízi mészkőpad, mészmárga) édesvízi barna kőszénképződmény, csökkent sósvízi rétegösszlet (agyag, vékony kőszéntelep, stb.) operkulinás agyagmárga képviselik.

 

A középeocén alsó részét váltakozva miliolinás – orbituliteses – alveolinás mészkövek, agyagok és foraminiferás (nummuliteszes) – molluszkás márgák alkotják. A felső részében a tenger visszahúzódott, - a nyílt tengeröblök lefűződtek – és ez ismétlődve kőszénképződéshez vezetett. A rétegsor édesvízi rétegek és elegyesvízi rétegek váltakozásából áll. A rétegsor utolsó tagja laza homokkő.

 

Az eocén utolsó tagja a felsőeocén nummuliteszes és ortofragminás kemény, szürkés és sárgás-fehér mészkő. Az eocén képződmények egy részének felszíni előfordulását is ismerjük. A nummuliteszes-ortofragminás mészkő majdnem teljesen beborítja a Kopártető és a belőle kiemelkedő Kerekhegy felszínét, kivéve a Remetehegyet. Térképek alapján a Jegenye völgyben, a paphegy Ny-i lábánál is előfordul. A Várerdő-hegynél vastag konglomerátumos, homokköves mészkőpadokkal váltakozó kifejlődésű. A pilisvörösvári medencében nincs meg mindenütt, vagy elpusztult az infraoligocén denudáció során, vagy a medence szárazulat volt akkor.

 

A felsőeocén konlomerátum, breccsa, homokkő, a felsőeocén tenger transzgressziója során alakult ki. Nyomokban fordul csak elő a pilisvörösvári Kálváriahegy É-i lejtőjén, a pilisszentiváni Vörös-hegyen és Fehérhegy mellett, a Hosszúrét ároktól É-ra, Alsó és Felső Zsíros-hegy környékén a turistaház körzetében. Ennek anyagait találjuk bemosva a solymári ördöglyuk hévforrásos barlangban is. Alsóeocén édesvízi mészmárga és mészkő a Zsíros-hegy D-i peremén, tűzálló agyag és édesvízi mészkőfoszlány  pilsszentiváni Schuhnägel árok és a Nagy-Szénás D-i területéről ismeretes. Takács E. szerint a pilisvörösvári vasútállomás melletti édesvízi mészkő (homokkő és dolomit között) is e kor üledékét képviseli. Kisebb eocénkori foszlányt találhatunk a Hármashatárhegy vonulatában raibli mészkőből és dolomitból (karni) álló Csúcs-hegy környékén.

 

Az infraoligocén denudáció hatása a Pilisvörösvári medencében igen nagy volt. Helyenként az alsóeocén képződményekig lepusztult, sőt ennek egy része is még letarolódott. A hatása azért is volt nagy, mert a medencében a nummuliteszes mészkő kisebb területen s homokos márgás fáciesben fejlődött ki. Mivel könnyebben pusztult, nem tudta megvédeni az alatta levő rétegeket.

 

Az alaphegység rögeiben előforduló szárazföldi, helyenként tűzálló agyagot ezen szárazföldi időszak lerakódásának tartják, illetve alsó-oligocénnak. Szőts Endre szerint idősebb. Uralkodóan a Veres-hegyen fordul elő, de ott is csak foltokban.

 

A budai márga sekélytengeri partközeli üledék és egyben helyettesítő fáciese a parti kifejlődésű hárshegyi homokkőnek. A hárshegyi homokkő előfordulásától K-re jelentkezik a Kevély-csoport K-i végén, a Hármashatárhegy DK-i részén lép fel a legközelebb. A pireneusi mozgásokat követő letarolásból származó törmelék-felhalmozódás egyik legjellegzetesebb képződménye az alsó-oligocén lattorfi emeletbe sorolt hárshegyi homokkő.

 

A területünkön kisebb-nagyobb egységben, de főleg kisebb felszíni foltokban jelenik meg. A medence mélyén különböző magasságokban helyezkedik el a lezökkenés mértékétől függően.

 

Nagyobb egységekben a Kevély-csoportban, Hosszúhegyen, Ezüsthegyen, Pilisborosjenői Fehér-hegyen, Hármashatárhegy-csoportban, Jegenye völgyben, Kutyahegyen, Veres-hegyen, pilisvörösvári vasútállomásnál. A vöröses vagy szürkés hárshegyi homokkő helyenként meszes, de inkább kovás kötőanyagú. Átlagban egy-két mm átmérőjű szemcsék uralkodnak az összletben. Az apró szemű homokkő főleg kvarcanyagból áll. Gyakran durva konglomerátumpad bontja meg egységét, amelyben részletekben fekete grafitos kvarcitpala kavicsot is lehet találni. Feküje változatos, gyakran közvetlenül az alaphegységre települ (Pilisborosjenő, Jegenye völgy, stb.). A homokkövet építés céljából bányásszák.

 

A tenger kimélyülésével az üledék is megváltozik, így a durvább szemű homokkő helyett finomszemű agyagmárga (kiscelli agyag) rakódott le. A középső-oligocén rupéli emeletébe tartozó foraminiferán „kiscelli” agyag feküjében levő homokkő kőzettani kifejlődése (csillámos) eltér a hárshegyi homokkőtől, átmenetet képez a kiscelli agyag felé. Az üledék a mezozóospaleogén alaphegység szigeteit, Solymári árok, Ördögárok depresszióit követi. A kiemelt részekről a könnyen málló volta miatt lepusztult, a medencékben a felszín alatt majdnem mindenütt meg van, gyakran a mezozóos alaphegységre települve (Solymár I. akna táróvágat). Felszínen a kékesszürke, „kiscelli” agyag kevés helyen fordul elő, csupán a Pilisvörösvári árok K-i feléből és a Jegenyevölgy szorosából ismeretes (ürömi-solymári téglagyár a műút mellet stb.). A felsőoligocén katti emeletébe sorolják a Pectunculus obovatusos, regressziós időből való rétegcsoportot. A finom kvarcszemcséjű szürke homokkő közvetlenül a lösz alatt található, pl. Solymár környékén. (Kálváriahegy, a régi római út és az angol temető környékén). Egyesek nézetei szerint az Őrhegy ÉK-i oldalán a pleisztocén homok alatt is katti homok húzódik sok fekete kvarcit kaviccsal. A Vadászrét árok K-i végén és attól É-ra is hasonló jellegű az előfordulása. A Pomáz, Ezüst-hegy környéki foltszerűen megjelenő homok, homokkő is ide sorolható.

 

A középső-miocén meszeshomok, briozoás durva mészkő üledékéből csak a Hosszú-hegy környékén maradt egy kis foszlány, bár ennek a besorolása eléggé bizonytalan. A csobánkai Garancs-hegy vízmosásai a középső-miocén (helvéti emelet) andezit-tufát is feltárja. Ez nyilván a harmadkori vulkánossággal van kapcsolatban, amelynek során jött létre a vulkáni anyagokból felépült Szentendre-Visegrádi hegység. Területünk a miocén nagy részében már szárazulat, de ugyanakkor szerkezeti szempontból a legmozgalmasabb idő. A medencét és környékét ekkor érték a legerősebb kéregszerkezeti hatások. Ekkor alakult ki a Vörösvári medence szerkezete az uralkodó ÉNy-DK-i irányok mentén.

 

A pliocénban a lehordási időszak uralkodott. Egyesek a solymári Kálvária környékén felhalmozódott üledékeket a pliocénba helyezik.

 

A pleisztocénban a kiemelt részeken folytatódott a letarolódás, ugyanakkor a medencében és peremein a felhalmozódás. A pleisztocén agyagszerű képződmények a tarka agyagok mállástermékeiből rakódtak le. A Duna árteréről és a nagy homokkő, homoktérszínekről elszállított por a medencékben lehullott és lösszé alakult át. Típusos lösz csak kisebb egységekben található meg. A legkiterjedtebb előfordulásnál már kissé átmosott, vagy kissé homokos.

 

A Solymári medencében és Pilisborosjenői, Ürömi medencékben, Hosszú-hegy D-i előterében szép feltárásokkal találkozunk (lösz-mélyút).

 

A pleisztocén elején a mai erozióbázishoz képest a hévizek magasabban törtek fel. Az általuk pliocén végén – ópleisztocénben – lerakott mésztufából csak kisebb egységek maradtak meg, Budakalász, Ezüst-hegy, Üröm-hegy,  Arany-hegy környékén. A mésztufa-padok kettős szintje nem két különböző lerakódási időt jelent, hanem a solymári völgy oldalán a suvadás mértékét. Ugyanis az agyagos altalajon a mésztufa egy része lesuvadt és alacsonyabb szintet foglalt el. A pleisztocénból ismerjük a Duna teraszképződményeit, amelyek a területünktől jóval keletebbre helyezkednek el. A medencéből még teraszroncsot sem ismerünk, mert a felépítő kőzet túlzottan laza, másrészt lepusztult. A solymári Várhegyet Láng S. a Solymári patak IV. számú teraszának tartja. Ennek igazolására megfelelő támpontot nem találtam. A Solymári pataknak idősebb teraszául elfogadható az Üröm-hegy-környéki feltárás. Fiatalabb teraszok még a Jegenye völgyben ismerhetők fel.

 

A pilisvörösvári részen, Veres-hegy K-i előterében inkább homok felszínnel találkozunk, amely szintén a homokkő, homoküledékek letarolódásából, áttelepítéséből keletkezett. A jégkorszak váltakozó hőmérséklete előkészítette a kőzetet az elszállításra. A szállítóeszköz víz és a szél volt. A pleisztocénban a hegyek peremén – sőt egyes helyeken már a pliocénban – megindult a törmeléklejtők kialakulása.

 

A holocénban a homokból felépített felszín képe is átalakult. A szél tovább mozgatta, meggörgette a homokot. Bár futóhomoknak jelölik a geológusok – különösen a pilisvörösvári területen – mégis formakincsében és szemcsealakban elér a típusos futóhomoktól. A terület nagy része már szántóföld vagy növényzettel borított, ezért a felszíni formakincs eredeti fejlődése csökkentett mértékben hat. A hegylábi törmelékek (átmosott dolomitliszttel, lösszel keveredve) fejlődése is tovább tart, de csökkentett mértékben és uralkodóan más tényezők hatására az előbbiek mellett. A holocén képződményei még a medencéből lefutó patakok patakhordaléka és ártéri üledékei.

 

 

 

 

Vízrajz

 

A medence vízrajzi képének kialakításában fontos preformáló szerepe volt a szerkezeti viszonyoknak. A medence lejtése K-i, tehát a pusztulás a lefolyás iránya is ezt az irányt követi. A medence területén a vízfolyások sugarasan helyezkednek el. A peremvonulatokba majdnem egészen hátravágódó völgyek egymás felé tartanak, végül az ürömi téglagyáraknál egyesülnek. E ponttól kezdve a Solymári völgy a neve, de ismeretes, mint Arany-hegyi árok, Filatori árok is. A medence maihoz hasonló vízrajzi képe a Vürmben alakult ki. Bár egyes üledékadatok arról tanúskodnak, hogy a pleisztocén elején is meg volt már a Solymári árok. Ezen vízfolyások kialakulása szoros kapcsolatban állt a Duna völgyének kialakulásával.

 

Területünkön állandó és időszakos vízfolyások vannak.

 

Az Aranyhegyi árok az ürömi és hármashatárhegyi szorulat előtt már bizonyos mértékig szabályozott. A medencének ez az egyetlen állandó jellegű vízfolyása. Általában a budai hegyvidékek vízfolyásai heves vízjárásúak. Az Aranyhegyi árok vízhozam adatai is ezt igazolják. Az óbudai torkolatnál a gyakorlati tervezéseknél számba veendő kis vízhozama 0,010 m3/s, közép vízhozam sokévi átlaga 0,30 m3/s, a 3% valószínűségű árvízhozam 30 m3/s, legkisebb vize 0. A vízfolyás különösen zápor idején veszélyes, mert a hirtelen leesett vízmennyiséget medre nem tudja oly gyorsan levezetni. A kb. 105 km2 területről közel 18-20 km hosszú vízfolyás szállítja el a vizeket. Mellékvizei a Pesthidegkúti árok (Jegenye völgy), Háziréti árok, Koller-árok, Pilisborosjenői-Ürömi árok, Csíz völgy, Római-fürdői árok. Az Aranyhegyi árok felső (forrásvidéke) részén Rétvölgy a neve.

 

Az esésviszonyok igen változatos értékűek. A medence peremi részén nagyobbak az esésviszonyok. Ezeken a területeken főleg időszakos vízfolyások, aszóvölgyek alakultak ki, amelyek főleg záporok idején működnek. Nagy esésük folytán a vizet gyorsan vezetik le, a víz erodáló tevékenysége igen nagy. A száraz időszakban ezek is szárazak. Az időszakos vízfolyások, aszók egy része a hegylábi törmelékben vágódik hátra, gyakran elérve a dolomitot is. Ilyen a Solymári barlangkő fejtőjéhez (és attól ÉNy-ra) futó aszóvölgy csoport, a Pilisi híd és Solymári fal környékén levő aszóvölgyek. Az időszakos vízfolyások másik csoportja homokkal és lösszel borított térszínen gyakori. Ide tartoznak a Solymár környéki mélyedések, Schuchnägel árok és környéke, Garancs és környéke, Ziribári félmedence völgye, Pilisszántó félig mesterséges mélyedései, a Köves  bérc és Malom-erdő közötti árok.

A Pilisvörösvári és a Solymári medence lefolyásviszonyai viszonylag kedvezőtlenek. Vizsgáljuk meg a lefolyási viszonyokat befolyásoló tényezőket:

 

A domborzati viszonyokat tekintve meredek lejtőt csak az egyes kiemelkedő hegyek peremén találni. (Itt az esésviszonyok nagyobbak). Ezek a vonulatok főleg karsztos kőzetekből épülnek fel. A medence központi részén enyhe lejtőjű dombvonulatok húzódnak az egyes vízfolyások között. Az enyhébb lejtésviszonyok kedveznek a beszivárgásnak.

 

A csapadékviszonyok sem kielégítőek. A 600-650 mm évi csapadékeloszlás kedvezőtlen. A csapadék nagy része főleg a nyári félévben esik le és azok is kisebb záporok formájában. A lehullott csapadék egy része a meredekebb lejtőkön gyorsan lefut, de az enyhébb lejtésű térszínen a legnagyobb százaléka beszivárog a száraz talajba. Mivel nyári időszakról van szó a magasabb hőmérséklettel együtt járó nagyobb párolgás mértékét sem szabad figyelmen kívül hagyni. A téli csapadék – bár kis vízmennyiségű – adja a legtöbb lefolyó vízmennyiséget, de értéke nem lehet nagy a téli csapadékminimum miatt. Ekkor a nedves talajállapot és a tavaszi hóolvadás az, ami megemeli a lefolyó vízmennyiséget.

 

Lényeges befolyásoló szerepe van a kőzetminőségnek. Karsztos területeken a csapadék nagy része beszivárog és földalatti lefolyást nyer (Dunába, bányába). A medencében a laza és nagy pórustérfogatú homok (folyami, futó, tengeri), kavics van a felszínen. Nagy területet borít be a lösz is. A víz ezekben a kőzetekben gyorsan elszivárog, különösen ha kicsik a lejtésviszonyok.

 

A növényzet is csökkentőleg hat a lefolyási viszonyokra, különösen a nyári hónapokban. A medence mezőgazdaságilag művelt területén váltakozó minőségű a lefolyás aszerint, hogy talajművelés alatt áll vagy sem, és azt milyen formában végzik el, milyen növényeket termesztenek. Sajnos a talajeróziónak még nagyon kedvez az elég gyakran alkalmazott lejtővel párhuzamos művelés. A medencében a lefolyási viszonyok tehát kedvezőtlenek néhány helyet kivéve, ugyanakkor a hegyek peremén kedvezőek és egyben pusztító jellegűek. Az aprózódott dolomittörmelék záporok alkalmával a szántóföldekre zúdul, utakat borít el vagy mos el, stb. Ennek megakadályozására és az erdőterület növelése céljából a Veres-hegy és Nagy-Szénás környékén fenyőcsemetéket ültettek (lásd fénykép).

 

Láng S. számítása szerint a budai patakok átlagos fajlagos lefolyása 3 l/mp.km2-ben, de felhőszakadás alkalmával tízszeresére is emelkedhet. Az Aranyhegyi árok lefolyási tényezője 12,9% KÖQ esetében, és ha a karsztos területet leszámítjuk kb. 14,5%. A fajlagos lefolyása 2,5 l/mp.km2, nagyvízkor 300 l/mp.km2 3%-os valószínűségi árvízhozam.

 

Az aranyhegyi árok forrásvidékén tehát nagyobbak az esésviszonyok. A középső szakaszán 4-6‰, a torkolatnál 2-3‰-es. Tehát az esetleges nagyobb vizek főleg csak az alsó, esetleg középső szakaszán veszélyes. Az Aranyhegyi árok forrásvidékén állandó vízfolyás nincs, legfeljebb csak kisebb szivárgás. Szárazság idején a Házi-rétek völgyben csak a pilisszántói műúttól D-re jelenik meg a víz. Az Aranyhegyi-árok ezen ága a Kövesárok-völgy forrásvidékén levő forrásból ered. A Solymári falnál egyesül a Koller árok (Határ rétek)vizével. Itt ebben az árokban a pilisszántóitól (műúttól) D-re jelenik meg a felszíni vízfolyás. A két vízfolyás találkozásánál a kisebb esés másrészt a mesterséges beavatkozás folytán a lefutó víz kis tóvá duzzad fel. Itt vízinövények (főleg sás) borítják el a vízfelszínt. A Rétvölgy Pilisszentiván és Pilisvörösvár közti terület vizeit szedi össze. Pilisszentiván belterületén szabályozott mederben folyik le. A pilisvörösvári részen közvetlen a viadukt után kis kacsaúsztatót létesítettek visszaduzzasztással. A mesterségesen létrehozott mélyedések vize túlfolyóként a rétvölgyet táplálja. A Solymári völgy alsó részén már malommal is találkozunk, amely azt bizonyítja, hogy nemcsak a hirtelen levonuló víz, hanem az állandóan lefolyó vizet is fel tudják használni. A malom – tudomásom szerint – ma már nem működik. Állandó vízfolyással találkozunk a Solymár község K-i felén és a Jegenye völgyben. A Jegenye völgy a Pesthidegkúti medence vizeinek nagy részét erre viszi le. A Felső-patakhegy oldalában részben mesterséges gáttal találkozunk. Kiérve a szorosból szétterül, majd a Várhegynél rendes mederben futva ömlik be a Rétvölgybe.

 

A területünkön szereplő tómedencék (Vadászrét árok, Pilisszentiván, Pilisvörösvár) mind mesterségesek. A mélyedésekben talajvíz, vagy bányavíz gyűlik össze.

 

A medencében van egy igen érdekes jelenség. Pilisvörösvárról Pilisszántó és Csobánka felé is vezet egy műút. A két műút közötti területen van egy bizonytalan lefolyású rész. Lefolyása hol ÉK, hol K-i irányú. A bizonytalan lefolyású terület a két oldalról gyengén hátra-harapódzó mélyedés eredményeképpen jött létre. Ehhez még hozzájárul az is, hogy a terület agyagos anyagból épül fel.

 

A medencében a talajvíztükör mélysége 3-25 méter között ingadozik. Van egy általános lejtése DK felé és minden dombvonulatnak a völgyek felé (vagyis ÉK és DNy felé). A talajvíz általában pleisztocén üledékekben, homokban (az agyag határán) vagy homokkőben, löszben, dolomitkavicsban tározódik. Az adatok szerint a régi temetőből Ürömig repedéses homokkőben 12-25 méter között ingadozik a szintje. Solymár község köz- és magán kútjainak egy része is homokkőből nyerik vizüket (5-25 m-ről). Egyes nézetek szerint bizonyos kommunizáció kimutatható a pilisszentiváni szénbánya vizével, mert amikor nagyon lecsapolják a bányavizet, akkor a kutakban eltűnik a víz. A solymári Török forrás gravitációs úton látja el Solymár egy részét vízzel. Valószínűleg innen látták el Aquincumot ivóvízzel 8,5 km-es fenyőfa csővezetékben. (Helyi értesülés).

 

A talajvíz ingadozása függ a csapadéktól, hőmérséklettől, víztartó térfogattól, vízrekesztő réteg lejtőjétől. Sekély talajvízben nagyobb az ingadozás. A finom pórusú víztartó rétegben  a vízfolyás lassúbb, minta kavicsos rétegben. A hárshegyi homokkő akkor jó víztároló, ha alatta agyag van, mint pl. Ürömön, és erősen repedezett.

 

A források nagy része talajvíz-forrás (Vadászrét árok, Hungária forrás, Hármas forrás, stb.). Néhánynak a melegebb volta nem a mélyebb szintről való eredetet mutatja. Lehetséges, hogy a magasabb hőfok a kőzetelbomlással, illetve növényi maradványok elbomlásával kapcsolatos.

 

Karsztforrás a medencéből nem ismeretes, mert a karsztvízszint jóval a felszín alatt van, kb. 136-138 tszf. m-ban. (Pilisvörösvár, Erzsébet akna). A karsztvíztükör is a Duna völgye felé süllyed, mert ez a fő megcsapolója. Így karsztos források csak a Duna mentén ismeretesek. Ezek a mély karsztvizéből táplálkoznak, langyos hőfokúak (Árpádfürdő, Csillaghegy). Nagy részüket mesterséges úton hozták fel.

 

Pilisvörösvár vízellátását a pilisszentiváni Fehérhegybe mélyített karsztvíz aknából biztosítják. Az É felé 41° szöggel dőlő dolomitban 73,5 m aknával elérték a karsztvízszintet. A normál fogyasztás esős időben 600 l/sec. A tartályból vízvezetéken továbbítják a vizet a Templomhegyen és Pilisszentivánon lévő tárolók segítségével Pilisvörösvárra.

 

A helyi vízellátást kiegészítik az ásott kutak. Ezekben a kutakban kedvezően észlelhető a talajvízszint ingadozása.

 

Tönk- és rögfelszínek

 

A medencét változatos formakincsű rög- és tönkmaradványok veszik körül. A gyenge reliefenergiájú, hullámos pliocén felszín a miocén alsó pliocén szárazföldi tönkösödésre hajlamos időszakában tarolódott le. A közép pliocén utáni és ópleisztocénban is tartó orogén fázisban a régi törésvonalak megújultak és azok mentén különböző magasságra emelkedtek a rögplatók. A medencék besüllyedtek a hegységrészek közé. A felszín kialakításában valószínű az attikai-rhodánusi és a valáchiai fázisnak volt a legnagyobb hatása, mert az É-D és K-Ny irányú törésvonalak mellett ekkor alakultak ki az egyes rögök és a medencefelszín határvonalai. A kutatások alapján az ópleisztocénban is feltételezhető 100-200 méteres emelkedés vagy süllyedés. A pleisztocénban a feltárások alapján több fiatalabb kéregmozgás hatása is kimutatható, azonban ezeknek nincs lényegesebb módosító hatásuk a felszín képének kialakításában.

 

A Hármashatárhegy csoportjában csak kisebb tönkrögök vagy apróbb rögök találhatók. Nagyobb kiterjedésű tönkfelszínek nincsenek. A Hármashatárhegy egész csoportja a fiatal kéregmozgások hatására délre megbillent és a régi pikkelyeződések irányában vetődések jöttek létre. A központi csoport emelkedett ki a legerőteljesebben, a Pesthidegkúti medence fennakadt. A csúcshegy előtti pihenő és a Felsőpatak-hegy alacsonyabb szintje a Pilisvörösvári medence egyik jobban kiemelt részlete.

 

A medence fölé emelkedő rögök a legtöbb helyen tört lejtővel mennek át a medence lösszel borított térszínébe. A Hármashatárhegy csoportjának felszíni formakincse külön figyelmet érdemel. Ha végigmegyünk a gerincen, akkor rögtön észrevenni a minden oldalról meredek lejtőkel határolt féloldalas kúpszerű kiemelkedéseket. Keletkezésük a kéregmozgással (kisebb-nagyobb vetők), az aprózódás mértékével áll összefüggésben. Az egységes tömbök kisebb párhuzamos vetők által elkülönültek és féloldalasan kibillentek. A pleisztocén folyamán a dolomitrögök oldalai a fagy és a nagy hőmérsékletingadozás hatására aprózódtak. A víz, szél és a nehézségi erő hatására ezek lekerültek és körül ágyazták a dolomittömböt. Az aprózódás által az oldalak a lekerekített oldalakkal határolt kúpok képét nyújtják, (…. Ábra). Néhány helyen – a meredekebb oldalon, ahol a rétegfejek bukkannak a felszínre – azonban a váltakozó kőzetminőség hatására az egyenletes meredek lejtő csipkézett. A felszínt a hátravágódó száraz aszóvölgyek, kőtengerek, aszimmetrikus völgyek, löszös felszín formái teszik még változatosabbá.

A Nagy-Szénás, Kutya-hegy, Zsíros-hegy és a Remetehegy csoportjában több jól elkülöníthető tönkfelület, tönklépcső mutatható ki. A tönklépcsők kialakításában itt is elsősorban a fiatal tektonikus feldarabolódásnak van szerepe. A csoport két nagy kiterjedésű szintre különül el. Egyik a legmagasabbra kiemelt gyengén hullámos rögfennsík rész. A Kutyahegy (558 m) viszonylag széles, lapos, karrosodott fennsíkja eltér – a formakincs szempontjából – a lepusztulásból jobban kiemelt dolomitkúpok és jobban elkülönült rögökből álló Nagy-Szénás felszínétől. A kúpszerű kiemelkedések kialakulása azonos a Hármashatárhegynél tárgyalt kúpokéval. Emellett számtalan eróziós és tektonikusan preformált eróziós völgy, aszóvölgy tagolja.

 

A csoport szélesebb és alacsonyabb tönklépcsője az átlagosan 400 m magas Zsíros-hegy, Kerekhegy, Remetehegy. A legfiatalabb vetődések és hátraharapódzó erózió alig módosította (dachsteini és eocén mészkő uralkodóan az építőkőzet). Csak a tektonikusan preformált völgyek húzódnak egész a hegy belsejébe (Antalárok). A kutatók a Szénás-Kutya-hegy tömegét régebbi pliocén felszínnek tartják (legrégibb tönkfelület maradvány). A Zsíros-hegy-Remetehegy pedig megfelel a fiatalon kiemelt tönkfelszínnek (fiatalabb pliocén tönkfelszín). Ennél fiatalabb tönkfelszín részlet nem található. A Zsíros-hegy É-i és ÉNy-i előterében a nagyobb kiterjedésű tönk peremrészleteinek lépcsőzetesen leszakadt rögei változatos formakincsűek. A tektonikusan preformált völgyek mellett a kőfolyások és a dolomiton kialakult kőfolyások, meredek sziklafalak teszik érdekessé a területet. Egyik legérdekesebb forma az Ördögtorony. A pliocén végén és a pleisztocén elején működő hévforrások kovával összecementálták az egyes dolomitrészeket. A kovás anyaggal összecementált részek jobban ellenálltak a külső erőknek. A közel 8 méter magas torony apró törések mentén különült el. Az aprózódásnak a mértéke váltakozott a kőzet ellenállásának megfelelően. Az aprózódott törmelék a lábánál helyben megtalálható. A porszerű anyagot a szél, a többit a víz szállította el. Hasonló sziklatornyok és piramisok találhatók még ettől ÉNy-ra. Itt azonban a hévforrások hatására a dolomit nagy része porlásnak indult. A murvásodott részeket a külső erők jobban pusztították, mint a keményebb tömböket. A dolomit meredek lejtőjéhez közvetlenül homok, illetve lösz támaszkodik. Az inflexiós vonal alatt hegylábi törmelékkúpok láthatók. A Zsíros hegy és Kerekhegy É-i előterében (Solymári Kálvária) a Pilisvörösvári medencének szintén egy magasabbra emelt pereme található. Ez egész fiatal kéregmozgásokkal különül el a medencétől. A nagyrészt fiatalabb lösszel fedett térszint több eróziós völgy tagolja. A löszterületekre jellemző formákra is akad néhány példa.

 

A Zsíros-hegy-Remetehegy közötti tönkfelszín ÉNy felé (Piliscsaba) is megvan (400-440 m). Ezt a dolomit és hárshegyi homokkőből álló terület a tektonikusan preformált eróziós völgyek és vízmosások jellemzik. A dolomit sajátságos formakincsét itt is megtalálni (kúpszerű formák, sziklatornyok, hévforrásnyomok, aprózódás).

 

A medence hullámos homoktérszínéből meredeken emelkedik ki a Pilisi-híd tömege. Ez az egységes É-D irányú tönkfelszín a pliocén-pleisztocén kori kéregmozgások hatására K-felé billent meg (Nagy-Kopasz, Pilisvörösvári Zajnát hegyek). ÉNy-DK és reá merőleges irányú törések szabdalják, de ezek mellett megtalálhatók a K-Ny és reá merőleges irányú törések is. A medence felől azért tűnik a pereme meredeknek, mert dolomitból (D-en) és mészkőből (É-on) épült fel. Igen érdekes formakincsű a mikrotektonikusan feldarabolt rögsora (Veres-hegy, Fehér-hegy, Őrhegy). Jellegzetesek a kúpszerű formák, a nagyfokú aprózódás és a számtalan vízmosás. A peremén az aprózódás termékeiből hatalmas és lapos hegylábi törmeléklejtő épült. Különösen a vízmosások kijáratánál lévő törmelékkúpok feltárásai érdekesek, ahol lemérhető az a törmelékmennyiség, amennyit a jelen időben hirtelen fellépő záporok képesek leszállítani. A törésvonalak által erősen felszabdalt területet a sűrűen kifejlődött vízmosások még tagoltabbá teszik.

 

A medencét körülövező tönk és rögfelszínek közül a legjobban tanulmányozott a Pilis és a Nagy és Kis Kevély rögsora. A Békásmegyertől Esztergomig húzódó rögsor legmagasabb kiemelkedése a Pilis mészkőröge. Ez egyben a Dunazug hegységnek is a legmagasabb csúcsa. A Pilis rögét több ízben érhette a hegységképződéssel együtt járó nagy feltorlaszolás, pikkelyeződés, billenés, valamint a denudáció következtében beálló elegyengetés. Az É felé lankásan lejtő mészkőrög csoportjából a hárshegyi homokkő keletkezése előtti kéregmozgások hatására több rögdarab vált le. Számtalan törésvonal szabdalja (ÉNy-DK, DNy-ÉK, É-D, K-Ny) így a nagy és kis formák kifejlődése szoros kapcsolatot mutat a rögképződéssel. A Pilis a harmadkor folyamán tönkké pusztult. Lapos, gyengén hullámos tönkfelszínt vett körül a hárshegyi homokkő tengere. A tenger visszahúzódásával megindul a lassú, folyamatos tektonikus átalakulás (emelkedés, feltorlaszolódás, feldarabolódás). Igazolásul felhozhatók a fiatal üledékek településviszonyai (a fiatalabb üledékek egyre kisebb dőlésszögben települnek az idősebb üledékekre). A felszín főbb vonalai a közép-pliocénban kezdtek kialakulni. A pliocén végén, pleisztocén elején meginduló energikus folyamatok hatására a még viszonylag egységes tönkfelszín törések mentén feldarabolódott. Egyes részei gyorsan felemelkedtek, más részei besüllyedtek. Az emelkedés mértéke kitette a 200-300 métert is. A gyors energikus emelkedést legjobban igazolják a fiatal formák, mésztufa előfordulásának, a forrásbarlangok szintje, a hárshegyi homokkő előfordulások relatív magassága. Ekkor nyerte el a központi rög erős aszimmetrikus formáját. A rög D-felé meredek mészkő és dolomit lejtővel határolódik el. Pilisszántó község É-i részén felmérhető a dolomit és a homok, valamint az egyéb málladéktakaróból álló lejtőtörmelék fejlődése és a rög lepusztult tömegének a nagysága, illetve mennyisége (feltárások a község É-i részén). A hegylábi törmelék messze egészen a község D-i végéig majdnem elhúzódik  a DK felé húzódó dombvonulat tetején (morfológiai térkép). A Pilisen – mivel uralkodó építő kőzet a mészkő – kúpos formákat nem találunk, az aprózódás mértéke alárendeltebb. A Pilis felszíne hullámos, enyhén lejtő tönkfelszín. A meredek peremeken több tényező együttes hatására érdekes sziklaformák jöttek létre (kőzet repedezettsége, aprózódás, mállás, karsztosodás, a víz és a szél pusztító és elszállító munkája). A hátravágódó patakok már egészen megközelítették a fiatal meredek lejtőket. A hegylábi törmelékben több természetes és mesterséges úton kialakult időszakos vízlevezető mélyedést találni. A medencét kitöltő homok egészen megközelíti a rög lábát.

A Pilis röge egy kis nyereg által átvezet a Hosszú-hegy rögsorába (Hosszú-hegy, Ziribár, Garancs). A rögsor DK felé fokozatosan alacsonyodik. A denurált Pilisvörösvári medence fölé 250-100 méterrel emelkedik. A DK felé alacsonyodó rögsort újharmadkori sőt a közbenső mélyedéseket (Ziribári és Csobánkai medence) negyedkori lösz béleli. A Hosszú-hegy platóröge meredek juvenilis lejtőkkel emelkedik a Pilisvörösvári medence fölé. A félrebillent fennsík DNy-i része még külön feltorlaszolódott. A hosszanti és haránttörések által elkülönült három rög ferdén kiemelt és aszimmetrikus keresztmetszetű. A pilisi vulkánosság idejében már szárazulat volt. A reliefenergiája a maihoz képest kisebb kellett legyen. (A löszlepel alatt nincs meg a nagy vastagságú dolomit, mészkőtörmelék). A pliocén közepén és végén már megindul a kéregmozgások hatására a kiemelkedés, a DNy-ról ható erő hatására a DK-i rész feltorlaszolódása. A pliocén végi és pleisztocén elei kéregmozgások során különült el a három rög. A legfiatalabb (pleisztocén elei) mozgások hatására különült el a Ziribári medence a Csobánkaitól, és alakult ki a mai vízrajzi kép. A pleisztocénban és holocénban működő külső erők (főképpen a folyóvízi) tevékenysége elég nagy lehetett, mert a medencét beborító löszlepel egész a homokkőig pusztult le. A Ziribári és Csobánkai medence fiatalkori elkülönülését igazolja az a két feltárás, amely a ziribári Macskabarlang környékén és a csobánkai völgybevágódásban található. A két feltárás anyaga teljesen azonos. A településviszonyok is hasonlók. A lösz alatt minimális a törmelék felhalmozódás. A Hosszúhegy és a Ziribár DNy-i lejtői meredek tört lejtők; Felső részük a karsztosodás ellenére is elég jól pusztul. A lejtőtörmelékből épült lejtő is viszonylag elég meredek. A hegylábi törmelék itt tulajdonképpen a Hosszúhegy rögének egy alacsonyabban elhelyezkedő és törésvonal mellett lezökkent vonulatára – amelynek energikus formáit a löszlepel eltüntette – települt rá. Az időszakos vízfolyások nagyrészt a löszben és a lejtőtörmelékben vágódtak hátra, csak néhány érte el a mészkövet. A legtöbb esetben ezek gyenge tektonikus vonalakon alakultak ki. A Garancs és a Ziribár tömegét fiatal negyedkori üledékek veszik körül (lösz, homok). A vízmosások mind a homokból, löszből felépített viszonylag meredek lejtőjű térszínbe vágódtak hátra. A Ziribár és a Garancs röge szinte kulisszaszerűen helyezkednek el a Hosszú-hegy és a Kevély csoport között. A Garancs folytatását megtalálni mélyebb szinten a Csobánkára vezető műúttól DK-re, a Koller Árok ÉK-i oldalán. Morfológiailag a Koller Árok és a ziribári Macskabarlangtól induló vízfolyás között egy dombvonulat húzódik löszös homokkal fedve. Itt a dolomit a Garancshoz képest mélyebbre zökkent. A vékony löszös homok takaró alól az aprózódott dolomit törmelék és száldolomit több helyen a felszínre bukkan. Ennek a vonulatnak a folytatása a pilisborosjenői Fehér-hegy. A vonulatot a fiatal tektonikusan preformált Csíz völgy választja el.

 

A másik jelentősen kiemelt karsztos rögsor a Nagy-és Kis-Kevély csoportja. A rögcsoport itt is párhuzamos hosszanti és keresztvetőkkel különült el egymástól, és emelkedett a szomszédos terület fölé. A terület feldarabolódása fokozatos lehetett, mert az egyes rögök lapja különböző szögben van megbuktatva. Az energikusabb megbillentés a Nagy-és Kis- Kevély, Ezüst-hegy rögeinél, a gyengébb megbillentés pedig a Köves-bérc, Fehér-hegy, Róka-hegy esetében észlelhető. Ha figyelembe vesszük az egyes rögök relatív magassági értékét, akkor egy magasabban (Kevélyek) és egy alacsonyabban (Fehér-hegy, Péter-hegy, Róka-hegy) elhelyezkedő rögsort tudunk elkülöníteni egymástól. A pliocén végi és a pleisztocén elei kéregmozgások talán ezt a csoportot alakították át legjobban. A hévforrások is ekkor a kedvező törésvonalak mellett tudtak a legjobban és a legkönnyebben a felszínre jutni. Ebben a csoportban találjuk a legtöbb hátrahagyott emléket. A kis és nagy formáknál a legtöbb esetben kimutatható a tektonikus előrejelzettség és az aszimmetria. A dolomit pusztulási menetének megfelelően a felszínen az aprózódott dolomit törmelék nagy. A meredek, erősen karrosodott, juvenilis lejtő dolomit törmelékből álló hegylábi törmelékbe megy át. A tört lejtők az uralkodóak. Itt is megtaláljuk az É, ÉNy felé kibillent pados dolomit-felszín kúpszerű formáit (a két Kevély csúcs). A rögcsoportban található sziklatornyok (Oszoly, Jenői torony, Solymári fal) komplex eredetűek (lásd az Ördögtornyot).

 

Aszimmetrikus formák

 

Az aszimmetrikus felszíni formák a medencében és a peremi területeken több tényező együttes hatásaként jöttek létre, de minden esetben ki kell emelni a tektonikus hatást. A fő aszimmetrikus vonás az egyes rögök féloldalas fiatal (plio-pleisztocén) kiemelkedésével kapcsolatos. A medencét minden oldalról meredek permű rögök, rögcsoportok veszik körül. A kibillenés mellett majdnem mindegyik perem meredek lejtőjén a törésvonal mind geológiailag mind morfológiailag bizonyítható. Ha elkészítenénk az egyes hegycsoportok geológiai keresztszelvényét, akkor jobban szembetűnne a leírt forma. A medence É-i és ÉK-i peremén a rögök általában É, ÉK, esetleg ÉNy-ra billentek ki és ennek megfelelően a meredek lejtőjükkel fordulnak a medence felé és a lankásabb lejtőjükkel a Dera patak és a Pilisborosjenői medence felé (Nagy-és Kis-Kevély, Fehér-hegy, Pilis, Ziribár, Garancs). A Pilisi híd K-Ny irányú szelvénye alapján az enyhébb lejtő a Pilisvörösvári medence felé, meredekebb a Csévi medence felé tekint. A Hármashatárhegy D felé való megbillenése folytán a Pesthidegkúti medence felé enyhén lejt (onnan egész dombvidékiesnek látjuk). A Solymári völgyre meredek lépcsővel néz. A Kis- és a Nagy-Szénás, Zsíros-hegy tömbjénél is ugyanez a helyzet. A Nagykovácsi medence felé egyenletesen lejt a térszín, Solymár és Pilisvörösvár felé meredeken energikus törésvonallal határolódik el. A medencében a DK felé egyenletesen lejtő harmonikus felszínt részben denudációs maradvány-hegyek, részben feltorlódott dolomitrétegek bontják meg (Szél-hegy, pilisszentiváni Fehér-hegy). A lépcsős lezökkenések is ugyanezt a hatást mutatják (Nagy Kevély és a Kis- és Nagyszénás előtere).

 

Az aszimmetrikus jelleget tovább erősíti a kőzetminőség. A peremvonulatok dolomit és mészkő, illetve homokkőből épültek fel. A medence nagy része laza üledékes kőzetekből áll. A medencében a lekerekített formák uralkodnak. Csak ott mutatható ki kis aszimmetria, ahol nagyobb a kavicslepel. Ez ugyanis bizonyos mértékig megőrzi a területet a lepusztulástól (pl. a Határrétek forrásvidékén a jobboldali mellékpatak). A dolomit kis formái is a váltakozó kőzetminőség és a murvásodás folytán aszimmetrikus jellegűek.

 

Az eróziós völgyek nagy része tektonikusan preformált és aszimmetrikus keresztmetszetű (Jegenye-völgy, Csíz-völgy, a Csúcs-hegyről Rozália téglagyár felé vezető völgy, a Solymár II. tárótól lefutó völgy, Vadászrét-árok, a pilisszentiváni Fehérhegy mindkét oldalán levő völgy). A medence fővölgye is tektonikusan preformált, de a széles medencében az szimmetrikus formák a laza üledéktakaró gyors pusztulása miatt eltűntek.

Nem szabad megfeledkeznünk a Solymári völgy alsó részén a suvadásokról. Ezek megbontják a lejtők sima formáját és bizonyos aszimmetriát hoznak létre (Ürömi Aranyhegy).

 

Völgyek

 

Területünk völgyei viszonylag fiatal képződmények. A völgyek mai futását a pleisztocén elei és pliocén végi kéregmozgások, valamint a Duna megjelenése, illetve az erózióbázis helyzete szabta meg. A konzekvens völgyek párhuzamosan futó hátságokká darabolták fel a területet. Ezeket az ÉNy-DK irányban futó hátságokat a szubszekvens és reszekvens vízfolyások erősen kezdik feldarabolni.

 

A terület völgyei keletkezésük és morfológiai fejlődéstörténetük szerint több típusba sorolhatók.

 

1.    Szerkezeti vonalakkal előre jelzett eróziós völgy (teraszos). Ezen völgyeknek nagy része aszimmetrikus és törésvonalak mentén vagy tektonikus árokban jöttek létre. A szerkezeti vonalakkal előre jelzett mélyedést uralkodóan a felszíni normális erózió formálja. A völgyoldalak lekerekítésében a felszín leöblítésének, helyenként a suvadásnak is szerepe van.

2.    Eróziós völgyek. Rövid és egyben fiatal képződmények, amelyek a felszín általános lejtősödésének megfelelően alakultak i. Területünkön különösen a szubszekvens, reszekvens vízfolyások, valamint minden tektonikusan preformált eróziós völgyek forrásvidékén kialakult mélyedések ilyenek. A félig emberi beavatkozással keletkezett és természetes aszóvölgyek főleg a peremeken a nagyobb esésű szakaszokon találhatók meg.

3.    Korráziós völgyek és mélyedések. Tál alakú, enyhe lejtőjű mélyedések uralkodóan löszös, agyagos, vályogos felszíneken. Megtalálhatók még a löszös-homok, homokos-lösszel borított térszíneken is a lejtésiránynak megfelelően. A kialakításukban a felszíni leöblítésnek, suvasodásnak igen nagy szerepe van.

 

A völgyeket tulajdonképpen helytelen kategorizálni, mert a völgyek nagy része komplex eredetű. A jelenlegi felszín fejlődésében a különböző erőhatásokat – ha nem is tudjuk teljesen elkülöníteni és súlyozni – meg kell vizsgálnunk, mert a jégkorszak folyamán és a holocénban a külső erőknek nemcsak az üteme (pusztulási ütem), de minőségi jellege is állandóan változott. A fiatal szerkezeti mozgások hatását több helyen kimutathatjuk. A medence a lankás lejtőben a lekerekített formáival a felszíni fejlődés maturus képét mutatja, azonban természetesen a szép hullámos formák értékelésénél nemcsak az időt, a felszín fejlődés stádiumát kell figyelembe venni, hanem azt is, hogy a terület nagy részén laza, könnyen és sajátságosan pusztuló üledékek fordulnak elő. Tehát a lekerekített forma nem biztos, hogy egyet jelent a maturus állapottal. A területünk esetében már azért is ügyelni kell a meghatározással, mert a medence peremén elhelyezkedő hegyek igen fiatal felszíni formakincset mutatnak.

 

Tektonikusan preformált eróziós völgy a Hosszú-árok. Jobb oldalán a magasan kiemelkedő dolomitrög vetők mentén emelkedett a medence szintje fölé. Bal oldalán a mélyebben elhelyezkedő dolomiton fiatal felhalmozódású homok települ, enyhe hullámos felszíni formákkal. A völgyek magát is homok béleli. A homok ide a pleisztocén folyamán került folyóvízi szállítás útján. A felszíni részét a szél is megmozgatta (homokbánya feltárás, jávorszarvas lelet).

 

A Házi-rétek forrásvidékén a forrásból táplálkozó Köves-árok is tektonikusan preformált eróziós völgy (a törések jól láthatók a közeli kőfejtőben). A fiatal kéregmozgás során itt is a forrásbarlang a mai erózióbázishoz képest magasabb szintre került. A mészkőszurdokból kijövő patak vize a homokos, kavicsos törmelékből felépített medence térszínére érve szétszivárog. Ezen a helyen annyira szétterül és lapossá válik a völgy, hogy szinte észre sem lehet venni a mélyedést, pedig a tektonikus előre jelzettség itt is adott. Morfológiailag csak az egyenes futásból következtethetünk a vető jelenlétére. A fúrási szelvények a mélyben minden esetben kimutatják a vetőt. Hasonló kinézésű és jellegű a Rétvölgy is.

 

A Vadászrét árok a Nagy-Szénás É-i részén K-Ny irányú törés mentén zökkent le. A völgy aszimmetrikus. Fenekét homok tölti ki. A bal oldali része mélyebben helyezkedik el és homokkal fedett, így a kőzet lazább lévén az itteni lejtők is lekerekítettebbek. A Vadászrét árok esetében feltételezhető, hogy régebben ÉNy-DK felé – Schuchnägel árok irányába – folyt. A fiatal kéregmozgások hatására a pilisszentiváni Fehérhegy feltorlódott. A Rétvölgy pilisszentiváni ága ekkor jött létre. Itt az ÉNy-DK vetők mentén a pilisvörösvári állomás és Pilisszentiván község között egy kis hosszanti rög emelkedett ki. A pilisszentiváni tektonikusan preformált völgy patakja ÉNy felé regresszióval haladt előre, míg el nem érte a Vadászrét árkot és azt maga felé nem fordította. Bizonyítékul felhasználhatom a következőket:

a./ A Vadászrét árok környéki folyóvízi üledékek (közepesen görgetett) a Fehér-hegytől DK felé is megtalálható a folyás irányának megfelelően (Schuchnägel árok). Ezen árok egyik feltárásában a homok felszíni része közepesen szélhordott, alatta megtalálható a közepesen görgetett folyóvízi üledék (bányakutatási eredmények).

b./ A völgy futásiránya megegyezik a Schuchnägel árokéval.

c./ A Fehér-hegy ÉNy-i oldalán a feltárásban megfigyelhető gyenge keresztrétegzettség. A folyóvizek által gyengén megkoptatott homoköszletre durva dolomit törmelék, kavics települ (helyenként lencsés betelepüléssel). A durvább dolomit és kavicsos réteg többször váltakozik a homokkal. Ez a feltárás azt igazolja, hogy régen nagy tömegben rakódott le a gyengén megmozgatott folyóvízi homok.

d./ A Fehér-hegy kiemelkedése után az Ördög-torony felől jövő időszakos vízfolyások az aprózódott törmelékeiket ÉK felé rakják le. A váltakozó település a lehordás ütemé ad felvilágosítást. A közbe települt dolomit, murva, kavicsrétegek nagy záporok idején kerültek a származási helytől a jelenlegi helyükre.

A patak gyengén középszakasz jellegű egészen a visszaduzzasztott tóig.

 

A Hosszú-hegy, Ziribár, Garancs, Nagy-és Kis-Kevély D-i előterében a kialakulás szempontjából a Pilisvörösvári medence legérdekesebb völgye található.

 

A plio-pleisztocén kéregmozgások hatására a terület fokozatosan rögökre darabolódott és különböző magasságra emelkedett. Legmagasabbra emelkedett a Nagy-és Kis-Kevély. Alacsonyabb szintben helyezkedik el a Köves-bérc, Fehér-hegy, Rókahegy. Ezek fiatalabb korban emelkedtek ki és az erőteljes kiemelkedéshez képest nem billentek meg annyira, mint a Kevély csoport többi tagja. A fiatal kéregmozgások hatására a Ziribári medence a Csobánkaihoz és a Pilisvörösvári medencéhez képest függésbe került. Emiatt kis darabon nagyobb az esése a Ziribári medencét lecsapoló vízmosásnak. A friss vetődés meglazította a mélyebb szinten települt dachsteini mészkövet. A repedések az oldódás folytán tágultak, a barlang felfelé harapódzott és végül megnyílt. A hárshegyi homokkővel fedett karsztos üregbe torkollik a vízmosás. A felszínen a kéregmozgások hatására a vízmosás folytonosan K felé vándorol és közben a kibillent homokkő lapról teljesen lepusztította a löszt. A Macska barlang alatt a lösszel bélelt völgy kis esésű. Széles, lapos alluviuma van. Tektonikusan preformált, mert párhuzamos a Kevély és a Garancs rögsorával. A jelenleg középszakasz jelleggel kanyarodó vízfolyás (nyáron száraz) nem alakíthatta ki a széles völgyet. A völgy idősebb. A hosszanti süllyedékbe a lejtőkről mosódott le a lösz és egyéb törmelék. A völgy a Solymári fal, Pilisborosjenő, Üröm felé futott a régebbi időben. A fiatal kéregmozgások hatására két kaptura jött létre. Amikor a Solymári fal, Fehér-hegy, Köves-bérc kiemelkedett a völgy valósággal kettétört. A Csíz-malom felől ÉNy-ÉK irányú vető mentén a Csíz-völgy patakja kezdett fokozatosan hátraharapódzni, míg végül elérte és maga felé fordította az előbb említett vízfolyást. A Csíz-völgy felett az eredeti szakasz és az obszekvencs szakasz függ, amelyet a vízfolyás vízeséssel győz le. A Fehér-hegytől leválasztott dolomitrög darabjának epigenetikus leválasztására nincs elég bizonyíték. A térszint lösz fedi. Ott, ahol a denudáció már lepusztította, felszínre bukkan a dolomitrög. A völgy végig törés mentén halad, medrében igen sok a felülről lekerült aprózódott különböző nagyságú törmelék. Láng Sándor által említett II. sz. teraszt nem találtam meg.

 

A másik kaptura Pilisborosjenő és Üröm között jött létre. A kissé besüllyedt és lösszel bélelt Pilisborosjenői medence vízfolyásának kelet felé tartó útját az ürömi terület megemelkedése akadályozta meg. Az ürömi vasútállomás felől a DNy-ról ÉK felé haladó törésvonal mentén kialakult vízfolyás lassan elérte a pilisborosjenői ágat és maga felé fordította. A vízfolyás üledékei a helyszínen megtalálhatók, (dolomit törmelék, homokkő törmelék, vályog). A patak kis vízhozammal gyenge kanyarokat fejlesztve éri el az Aranyhegyi árkot. A kéregmozgás a patak hátravágódása idején még tartott.

 

Még néhány tektonikusan preformált aszimmetrikus eróziós völgy található ezen a területen, de ezeknek a vízfolyásoknak a többihez képest időszakos jellege van és jelentéktelenebbek. Mind az Antal-árok, mind a Solymár II. tárótól, mind a Csúcs-hegytől a Rozália téglagyár felé induló völgy tektonikusan preformált és aszimmetrikus eróziós völgy.

 

A tektonikusan preformált eróziós völgyek közül a legszebb és a fejlődés szempontjából a legérdekesebb a solymári Jegenye-völgy. A Pesthidegkúti medence denudált pleisztocén térszínéről (lösz) gyűjti össze a vizet. A Pesthidegkúti medencében a Hármashatárhegy közeléből konzekvens vízmosások indulnak. Az aszóvölgyek két határozott mederbe vezetik le a vizet. A Jegenye völgynek csak a malomtól kezdve van határozott völgye. Állandó felszíni vízfolyása csak a víz át nem eresztő rétegek elérési szintjétől van. A lösszel bélelt medencében kis eséssel haladnak egészen a Felsőpatakhegynél kezdődő szurdokszerű völgyig. Innen Jegenyevölgy a neve. Formakincse nemcsak érdekes, hanem egyben gazdag is. A völgy kiváló képviselője az aszimmetrikus keresztmetszetű tektonikusan preformált eróziós völgyeknek. A völgyet Pesthez való közelsége és szépsége folytán már többen vizsgálták. Kerekes József, Kéz Andor, Jablonkay Pál tollából jelentek meg leírások. Kerekes József eredményei megfelelnek a mai geomorfológiai kutatás szemléletnek.

A völgyet a jobb oldalon egész végig meredek juvenilis dolomit lejtő határolja. A dolomit a törés mentén feltörő hévforrás hatására erősen murvásodott és porlásnak indult. Kb. a patak medre felett 70 méterrel egy pihenő található hárshegyi homokkővel fedve. Ez a Hármashatárhegy tönkjének egy mélyebben maradt részlete. A völgy kijáratánál a medencének egyik magasabban kiemelt hárshegyi homokkővel fedett részlete adja a völgy jobb oldali határát. Itt néhány morfológiai szempontból érdekes feltárás, kőbánya vonja magára a szemlélődő figyelmét. A solymári Várhegy is a pilisvörösvári medencének egy magasabbra kiemelt szintje, amelyet a felszíni normális erózió különített el majdnem teljesen a többi résztől. A kúpszerű kiemelkedésen levő kavicsok nem teraszkavicsok, hanem azok a helyben települt homokkőből erednek.

 

A völgy bal oldalán a dolomit mélyebbre zökkent. A felszínen lösz, és löszös homok van, ami pleisztocén felszínnek fogható fel. A lejtők a lazább kőzet folytán enyhébbek. A patak gyenge kifejlődésű törmelékkúpja miatt kissé elvonszolódik és a vasútállomás után csatlakozik be a völgybe.

 

Kerekes József nézete – a völgy kialakulásáról – elfogadható. Csak az epigenetikus eredetre nem találtam kielégítő bizonyítékot. A patak a Jegenye völgyben kanyarogva folyik végig, kivéve a torkolati résznél. A völgy bejárata előtt már megtalálható egy gyenge kifejlődésű terasz. A patakot végigkísérő terasz lassan a reátelepült fiatalabb rétegek alá süllyed. A sportpályánál újra rajta járunk. A Rózsika forrás után egy természetes eredetű hárshegyi homokkő gátat találunk – másodlagos településben – amely alatt az oldalak bevágódásában szintén megtalálható a terasz. A terasz anyaga nagyrészt homok, kavics, dolomitmurva, löszös kötőanyaggal. A Felsőpatak-hegy alatti szakaszon a terasz anyaga durvább, mint a felette, illetve alatta lévő szakaszon. Itt az apróbb dolomit és egyéb kavics mellett nagyobb hárshegyi homokkő görgetegek is találhatók. A teraszt beborító lösz felső részében talált csigák a fiatalabb löszre (Würm) utalnak.

 

 

 

Az elmondottak alapján megállapítható:

1.    A völgyben – mivel fiatalabb lösz borítja II. b. sz. terasz kíséri végig a patakot Ezen a szinten járunk a futballpályán és ennek az anyagát tárja fel a kőfejtőkkel szemben lévő feltárás.  A szűkebb keresztmetszetű völgyben a terasz a patak jobb oldalán a meder felett kb. 2-3 m magasságban húzódik. A baloldalon lösz, löszös homok fedi. Az I. számú terasz gyengén fejlett.

2.    A Felsőpatak-hegy alatti terasz anyaga durvább összetételű. A durvább görgetegek a Felsőpatak-hegy aprózódott homokkő területéről kerültek ide a pleisztocén második felében. A jégkorszakban a nagy hőmérsékletingadozás, kifagyás hatására a homokkő aprózódási mértéke nagyobb volt. Igazolásul a periglaciális kőtengerek előfordulását hozhatom fel (Hárshegy, Vadaskert, Felsőpatak-hegy, stb.). Így a patak jégkorszaki medrének anyaga ezen a részen uralkodóan ebből az anyagból áll. A mederbe került görgetegek nagy részét még az áradó patak sem tudta tovább szállítani. A jelenleg ható fizikai folyamatok mellett a törmelékképződés, aprózódás és a törmelék anyag lehúzódása kisebb mértékű és más jellegű.

3.    A homokkőgát másodlagos helyen van. A gát anyaga a pleisztocén végén (II. sz. terasz bevágódása után) került a jelenlegi helyére a Felsőpatak-hegy kőtengeréből. A homokkőgáton a patak vízeséssel jut tovább. A gát jelenléte a Pesthidegkúti medence felszíni formáira igen nagy hatást gyakorolt (Kéz Andor megfigyelése). Jelenleg a gát már sokkal alacsonyabb. A helyi lakosság medencét épített a mederbe, ami nagyon megnehezíti a kutatást.

4.    A fiatal plio-pleisztocén kéregmozgás hatására a Hármashatárhegy és a Kerek-hegy D-DNy-É-ÉK-i törés mentén elkülönült egymástól. A kéregmozgás még a pleisztocén közepén, illetve végén is tarthatott. Ezt igazolja a Rozália téglagyár lösz feltárásában levő 2 cm-es elmozdulás (közbetelepült agyagban jobban látható). A patak a törésvonal mentén fokozatosan hátravágódott. Régebbi teraszokkal nem találkoztunk, így valószínűleg a patak, a közép-pleisztoéntól kezdve lehet jelen.

 

A Solymári medencében futó Solymári völgy kialakulása szabta meg valamennyi völgy, patak futását. Határozott völgy alakja csak az alsó részén az Ürömi hegy és Hármashatárhegy, Csúcs-hegy között van. A völgy kialakulása szoros kapcsolatot mutat a Duna völgy kialakulásával. A pliocén elején a medencének már medence jellege van, de nagy szintkülönbségek nincsenek és Bizonytalan a vízrajzi hálózat is. A pliocén végi és pleisztocén eleji kéregmozgások határozták meg a völgy DK felé való futását. A Solymár völgy főága majdnem Pilisszántó határáig tektonikusan preformált eróziós völgy. A Solymári téglagyár és Pilisszentiván közötti Rétvölgy, valamint a Csíz malom és Pilisi híd között kialakult Házi -rétek is az előbbihez hasonlóan ÉNy-DK irányú törésvonal mentén alakultak ki. Geomorfológiailag az aszimmetrikus jelleg nem mutatható ki csak ott, ahol kemény kőzetből épült fel a terület (Pilisszentiván községben). A laza homokból, homokos löszből, löszből felépített térszínen a völgyek oldalai lekerekítődtek. A jégkorszaki szoliflukció, suvadások erősen csökkentették a lejtők meredekségét. A Solymári völgy mai futása már a pleisztocén eleje óta megvan. Erről tanúskodik az Ürömi és Arany-hegyi terasz, amelyet Láng Sándor a Duna és a Solymári patak közös teraszának tart. A solymári patak nagyobb mérvű bevágódásai a Dunához a helyi erózióbázis pillanatnyi helyzetéhez igazodott. Az I. és II. számú teraszroncsokat helyenként meg lehet találni. A Solymári völgyben futó patak eredeti eróziós munkáját nehéz meghatározni, mert nagy részét szabályozták, illetve helyenként völgyzáró gátakkal a vizet visszaduzzasztották (Aranyhegyi árok, Csíz malom, Pilisszentiván).

 

Az eróziós völgyek nagy része mai képüket  a jelenkorban nyerték el. Ezek a felszín lejtősödésének megfelelően alakultak ki, a legtöbb esetben mint szubszekvens, reszekvens és sztratószubszekvens mellékvölgyek. Ide sorolhatók a tektonikusan preformált eróziós völgyek forrásvidékei. A felső szakaszukon nem mutatható ki még a mélyben sem vető, mégis a patakok a hátravágódásuk során megtartják az alsó és középszakaszon kialakult irányukat. Némelyiket forrás is táplálja (Pilisszántó).

 

Jellegzetesen eróziós völgy a solymári Ördöglyuk barlang kőfejtője felett eredő Törökkút völgy. Ez meredek pusztuló lejtőbe vágódott hátra. Valószínű, ennek a pataknak a vize mosta be a barlangba a Vértes László által megtalált pleisztocén kori állatcsontokat. A pleisztocénban is tartó kéregmozgások hatására a terület még tovább emelkedett. A patak (lévén mészkő) csak vízeséssel tudott továbbjutni. A szintkülönbséget még megnövelte az itt nyíló kőfejtő. Ma már a felső részén levő időszakos vízfolyás (záporok idején) a kőbányában elvész. A kőbánya alatt végig mélyen bevágódott a völgy. Sajátságos formakincset kap, amikor a lösztérszínt eléri. Felszíni állandó vízfolyása csak Solymár községtől kezdve van.

 

A medencét határoló tönk és rögmaradványok uralkodóan tört lejtővel határolódnak el a medence felé. A vízmosások nagy része (felső szakaszukon) a meredek pusztuló dolomit, mészkőből felépített hegylejtőkbe vágódott hátra. A kismértékű aprózódás által termelt törmelék nagy része záporok idején ezen az útvonalon jut el. A pleisztocén – egyesek szerint (Jablonkay) a pliocén végi – torrensvízfolyások emlékeit a feltárásokban is megtaláljuk. Ez azt igazolja, hogy a perem pusztulása nagyrészt aprózódással történik. A törmeléket a nehézségi erő mellett az időszakos vízfolyások szállítják le az alacsonyabb szintekre (Fehér-hegy –Veres-hegy közötti, Solymári fal – Fehér-hegy közötti, Nagy-Szénás aszóvölgyei). A vízmosások általában nagy esésűek és rendszerint meredek lejtők határolják. Bizonyos mértékig más képet mutatnak a lejtőbe mélyült vízmosások. A nagyrészt lejtőtörmelékből álló területen kisebbek a lejtésviszonyok, enyhébbek a lejtők. A vízmosások, aszóvölgyek nagy része a lejtő lábánál véget ér. Egy részük  mesterséges beavatkozása során jött létre. Ezeket főleg Pilisszántó ÉNy-i és a Pilisi híd K-i peremén találjuk meg. Itt a záporok idején lefutó vizek megpróbálták  egységes, közel párhuzamosan futó árkokba összegyűjteni. A kialakított mesterséges mélyedések fejlődése a továbbiakban teljesen megegyezik a többi vízmosásokéval.

 

Nagyon érdekes az a kis szerteágazó aszóvölgy, amelyik a Fehérhegy és a Köves-bérc között fejlődött ki. Az aszóvölgy a záporok idején ütemesen harapódzott hátra a homokos löszből álló felszínen. A völgy esése a homokkő réteg elérésénél hirtelen megnőtt. A homokkő réteg erősen repedezett és törések mentén felszabdalt. A záporok idején összegyűlt víz megkereste a kisebb-nagyobb repedéseket és az aszóvölgy ezek mentén harapódzott hátra. Így egy zegzugos, egymásba kapcsolódó „aszóvölgyrendszer” jött létre. Szerkezeti szempontból az itt található feltárás igen fontos, a Pilisvörösvári medencének a lezökkent darabja és a vető mentén magasabbra került Fehérhegy tömbje között a nagy szintkülönbséget, az éles formát a homokos lösz eltüntette, kiegyenlítette. A hátraharapódzó aszóvölgy a felszínre hozta a peremtörést. A közel ÉNy-DK irányú vetőnél az ugrómagasság folytán – az egyik ágban – kis vízesést alkotva jut le a záporok vize.

 

Nagyobb figyelmet érdemelnek a löszből, homokos löszből felépített térszínek pusztulás formái. Területünket uralkodóan homokos kifejlődésű lösz borítja be, amelynek vályogosodása erőteljesebb. A löszös térszíneken a lösz karsztformái mellett a normális lepusztulási formák a gyakoribbak. A területünkön helyenként előforduló, átmosott lösz (völgyi lösz) a mai helyére, valószínűleg a Würm glaciális végén és a fenyő-nyír korban települt át suvadás, szoliflukció, lejtőleöblítés, lineáris erózió folytán. A homokos kifejlődésű, jobban vályogosodott löszös felszín részletekben főként a normális formái – a lapos fenekű, enyhe lejtőjű eróziós völgyek – fejlődtek ki. Ezek mellett megtaláljuk a típusos kis löszformákat és a kevert löszformákat: a löszszakadékot, löszmélyutat, löszpiramist, löszcirkuszt. A kevert löszformák a löszkarsztosodása és a földalatti erózió együttes de nem egyidejű működése során keletkeztek. A löszszakadék képződése a lösz belsejében indul meg. A víz függőleges és vízszintes járatokat alakít ki magának. Nagy esőzéskor a normális erózió is bővíti. Az erősen üreges kőzet állékonysága meggyengül és nagy záporok idején könnyen felnyílik. A megnyílt löszszakadék gyorsan harapódzik hátra és mélyül, végül eróziós szakadékvölggyé alakul át. Területünkön főleg a homokos löszben gyakori pusztulási forma. A legszebb példa a Garancs és Ziribár lejtőjéhez támaszkodó homokos lösz felszínen kialakult eróziós szakadékvölgy. Az eléggé meredek lejtőbe mélyült eróziós szakadékvölgy helyenként eléri a 6-8 m-t is. Elég nagy esésű. Völgyfője már villásan kezd szétágazni, páholyszerűen kiszélesedni. Ezt a formát már löszcirkusznak nevezhetjük. A rajta átvezető hídról kiválóan megvizsgálható a sajátságos képű löszpiramis tornyos alakja. Ezek a kis formák a lösz állékonysága, karsztosodása és a normális erózió eredményeként alakultak ki.

 

A solymári Ördöglyuk barlanghoz vezető út mellett haladó eróziós szakadékvölgy fejlődését módom volt 7 éven át megfigyelni. Hét évvel ezelőtt közel 1,5 m széles és 2 m mély volt. Azóta már helyenként 5 m-re szélesedett és kb. 2 m-t mélyült. Egy nagy zápor után az oldaláról 1 m szélességű rög vált le és kb. 40 cm-t mélyült. Az eróziós szakadékvölgyben szép löszpiramisokat, lösztornyokat találni. A völgy megkötése ajánlatos lenne, mert igen nagy területet hódít el a szántóföldtől évről évre. Az eróziós szakadékvölgy a település peremén hirtelen véget ér (a meredek lejtőnek is vége). Az elmondottakból következik, hogy területünkön a löszszakadékok nagy része a meredekebb lejtők peremén jön létre.

 

A mélyút löszszakadékok genezise eltér az előbbiektől. Ezek löszmélyutak mentén fejlődtek ki szakadékvölggyé (Solymár környéke, Garancs lejtője).

 

A löszmélyutak kifejlődése szoros összefüggést mutat a lösz, homokos lösz, mésztartalmával, kapilláris szerkezetével és a normális erózióval. Egyik legszebb példája a Határ- és a Házi-rétek között elhelyezkedő kocsiút.

 

A korráziós völgyek és mélyedések a löszös (homokos löszt is beleértve) agyagos, vályogos felszíneken tál, vagy hosszanti alakú mélyedések. Rendszerint a lejtősödésnek megfelelően enyhébb lejtésű térszíneken alakulnak ki. Ilyeneket találunk a Solymári völgy, a Házi- és Határrétek völgy oldalában.  Hosszúságuk változó. Kialakításukban a felszín leöblítésének, a suvadásnak van és régebben a szoliflukciónak volt a legnagyobb szerepe. A korráziós völgyek fejlődését az intenzívebb és a reálisabb szántó művelés erősen szabályozza. Így is nagy záporok idején elég nagy mennyiségű talaj pusztul el. Szép lekerekített lejtők, lapos völgyfenék, enyhe esés jellemzi valamennyit.

 

 

Teraszok

 

A Duna völgyével és teraszaival nem kívánok itt bővebben foglalkozni, mert ezt a témát a legújabban megjelent könyv teljes mértékben kimeríti. A kutatási eredményeimet az ebben leírtakkal megpróbáltam összhangba hozni. Számunkra a legfontosabb a Dunának a Pesti síkságon való megjelenési ideje és a hátrahagyott teraszok szintje és előfordulása, kora.

 

A Pilisvörösvári medence területén teraszfelszíneket nem találunk. A medence nagy részét lösz, löszös homok, helyenként agyag, homok fedi. Ezeken a területeken ha volt is terasz, azt a jégkorszaki szoliflukció, suvadás, záporok felszíni leöblítése, normális denudáció eltüntette. A medence esetében lehet számolni a pleisztocénban is tartó mozgásokkal, helyi süllyedéssel. A Solymári völgynek csak az Ürömi hegynél található meg egy kis teraszfoszlánya. A nagyrészt dolomit-törmelékből álló terasz IV. sz. lehet a mai erózióbázis feletti magasság és a mésztufa folt helyzete alapján. Ilyen teraszfoszlányokat lehet találni a Hármashatárhegy ÉK-i lejtőjének az alsó részén (Horusitzky). II. sz. teraszt találunk a Jegenyevölgyben. Az I. sz. terasz majdnem végig kísérhető mind a két völgyben.

 

Periglaciális képződmények

 

A jégkorszak idején a kifagyás és a nagy hőmérsékletingadozás hatására nagyfokú aprózódás indul meg. A dolomit erősebb fokú aprózódása mellett a hárshegyi homokkő kőtengereit érdemes kiemelni. A periglaciális blokkfácies emlékeit területünkön is megtalálni. Jelentősebb periglaciális kőtengereket a Jegenyevölgy feletti Felső-patakhegyen, Kutyahegyen, Ziribáron, Hosszú-hegy környékén, kisebb mértékben a Kevélycsoportban fedezhetünk fel. A hárshegyi homokkő periglaciális kőtengere változatos nagyságú kődarabokból áll, azonban az uralkodó a fejnagyságú. Ezek vagy a nehézségi erő hatására, vagy a felszíni időszakos vízfolyások által kerültek le a mélyebb szintekre. Számunkra érdekes az, hogy ugyanazon külső hatás másképp érvényesül a dolomiton és a homokkövön. Ezt a kérdést a kőzet fizikai és kémiai állapotának vizsgálati eredményei világítják meg. A Solymár községtől Ny-ra és D-re levő feltárásokban jól látható a pleisztocén kori torrensek által szállított anyag. Bizonyos szortírozottság is észlelhető a távolság függvényében.

 

A jégkorszakban lehullott porból keletkezett lösz mint formakiegyenlítő játszott fontos szerepet. Felszínén a pusztulási formák főként a jelenkori éghajlaton kialakult denudációs viszonyoknak és a lösz sajátságos pusztulási menetének megfelelően jöttek létre. Így gyakori a löszmélyút, löszszakadék, löszpiramis, korráziós völgyek, vízmosások. Löszvölgyek a típusos lösz és a nagy kiterjedésű löszlepel hiányában nem alakulhattak ki. Területünkön csak Solymár község határában találunk löszt. A többi területen homokos lösz, vagy löszös homok, átmosott lösz található.

 

Karsztjelenségek

 

A felszíni formák közül a karsztjelenségek igen gyér számmal fejlődtek ki és azok is csak a medencét övező rögök peremén, illetve tetején. A medencét körülvevő kiemelkedő hegycsoportok karsztosodásának kisebb mértékét a következő okokkal magyarázhatjuk:

1.    A csapadék viszonylag kis mennyiségű (évi 600-650 mm).

2.    A terület a fiatal kéregmozgások hatására erősen feldarabolódott, tehát nincsenek nagy kiterjedésű karsztos felszínek, karsztplatók.

3.    A karsztos kőzetanyag előfordulása nem egységes (dolomit, mészkő, márga, stb.).

4.    A dolomit sajátságos pusztulási formákat mutat.

5.    A terület fiatal kiemelkedése.

 

A hideg vizek által kialakított karsztformák mind fiatal korúak. A legnagyobb részük a pleisztocén folyamán alakult ki A jelenlegi felszíni formák pedig recensek (karrok, dolinák). A nagyobb méretű barlangok és üregek a hévforrások tevékenysége eredményeképpen alakultak ki.

 

A Budai hegységben a hévforrások megjelenésével és jellegükkel, tevékenységükkel többen foglalkoztak (Lóczy L., Vendel Aladár, Schafarzik F., Scherf E., Szentes F., Jakucs László). Az egyes nézetek leírását mellőzve a legelfogadottabb nézetek alapján értékelem a hévforrások tevékenységét. A hévforrások a geológiai korok folytán több fázisban és különböző jelleggel törtek fel (porlódást előidéző, kovalerakó, oldó, mésztufát lerakó).

 

A triászban Pálffy M. a tenger alatti hévforrásokat teszi felelőssé a remetehegyi dachsteini mészkő porlódásáért. Az eocén elején gyenge hévforrásműködést jeleznek a Pilisszentiván Nagykovácsi közti területen előforduló bitumenes dió-alma alsóeocén mészkő-pizolitok. Ezek belsejében dolomitdarab van, amely gyorsan szétmorzsolódik.

 

A nagy hévíz feltörések a miocénben jelentkeznek. Jakucs L. nem a stájer mozgási szakasszal, hanem a Budai hegység alá a miocénban felnyomuló magma tömegekkel hozza összefüggésbe a miocén elei hévforrások megjelenését.

 

A források jelenkor felé egyre csökkenő tendenciát mutatnak (vízhozam, felszíni elterjedtség, hőmérséklet, vegyi jelleg).

 

A miocén elején porlasztást kiváltó hévíz-feltörési szakaszt követte a kovasav lerakó szakasz. A nagy hőfokú vízben agresszív szénsav nincs, oldási munkát nem tud végezni, helyette eltömi kovával a járatokat.

 

A pliocénban a hévforrás-tevékenység szűkebb területre húzódik és most már oldó tevékenységgel lép fel. A nagy barlangok a pliocén végén, illetve az ópleisztocén elején alakultak ki.

 

Ezt a fázist követte a mésztufát lerakó hévforrás működése. A mésztufák tengerszint feletti és az erózióbázis feletti magasságából következtethetünk a mésztufa és a barlangok korára.

 

A 100-150 tengerszintfeletti magasságban lévő mésztufa foltok pleisztocén, a 150 méter felettiek levantei korúak (Schaforzik F.).

 

A források hátrahagyott nyomai igazolják, hogy régebbi időben magasabb szinten törtek fel, majd fokozatosan szálltak alacsonyabbra, a mai Duna szintjéig (Pilisszentiváni mészkőpizolitok, solymári Ördöglyuk barlang, ürömi-budakalászi mésztufák, Árpádfürdő, Csillaghegyi fürdő, stb.).

 

A vasas bekérgezések, murvásodás, porlódás mind a hévforrás-tevékenység bizonyítékai. A murvásodást részletesebben a kőzet-morfológiánál ismertetem.

 

Az egyes hegycsoportok közül karsztjelenségekben a legszegényebb a Hármashatárhegy vonulata. Az uralkodóan dolomitból (csak a pilisvörösvári árok felé eső részt tekintve) felépített területen leginkább gyenge kifejlődésű karrokat és kisebb üregeket találni. Utóbbiak kialakításáért a hévizek a felelősek. A vonulat ÉNy-i részén a dolomit erős murvásodása, porlódása ismeretes.

 

A Nagy-Szénás helyenként fedett dolomit tömbjén a dolomit sajátságos pusztulás formái mellett is gyenge kifejlődésű karrosodás észlelhető. Karsztjelenségekben a Remetehegy és Zsíros-hegy platója – különösen a  máriaremetei szoros környékén - már magasabb. Ezt a területet Leél–Őssy S. írja le részletesen. A remetei Szurdokvölgyben és különböző szintekben elhelyezkedő forrásbarlangok a völgy vízhálózat fiatal kialakulásával kapcsolatban fontos bizonyítékul szolgálnak. A Szurdokvölgyet még Cholnoky Jenő felszakadt barlangnak tartja. A legjelentősebb és legmodernebb magyarázatot Bulla Béla Professzor adja. Szerinte regressziós eredetű és az Ördögárok kapturája is kapcsolatban van a szoros kialakulásával. Láng S. szerint a felszíni lineáris erózióval keletkezett és epigenetikus-antecedens eredetű. Leél-Őssy Sándor újabb kutatása alapján törésvonal mentén regresszió által létrehozott áttöréses völgy. A szurdokszerű bevágódást és hátraharapódzást a térszín fiatal szakaszos kiemelkedése idézte elő. Dachsteini mészkőben alakult ki a Budai hegység egyetlen zsombolya, a „Hétlyuk-zsomboly”. A közelben egy kisméretű dolina is ismeretes. Ez a terület azonban egy kissé távol esik a tárgyalt medencétől és így nem is foglalkozunk vele bővebben. Az alsó Zsíros-hegy egyik kőfejtőjéből ismert Budapest egyik legnagyobb hévforrásos barlangja, a „solymári Ördöglyuk” barlang (310 m tengerszint feletti magasság).

 

A barlanggal, a környékének kutatásával Radó Denise foglalkozott. A hévforrásos barlang ÉNy-DK és reá merőleges, valamint K-Ny és reá merőleges hasadékok mentén alakult ki, dachsteini mészkőben. A talppontok az egyes termek legmélyebb pontjai a bejárat szintje alatt kb. 44-50 méterrel helyezkednek el. Mivel a hévforrásos barlangoknál nem a bejárati szint, hanem a morfológiai talppontja  mérvadó, így a barlang keletkezés idejét a pliocén végére és pleisztocén elejére kell helyeznünk. A kutatások alapján volt egy szűkebb és idősebb barlangi járat, amelynek egy részét eltömte a felülről bemosott kavics és homok. Ezt az újabban feltörő vizek átlyuggatták és a feltárását lehetővé tették. A barlangban a hévíz oldódási munkájának eredményeképpen szép gömbfülkék, avenek jöttek létre. A barlangban előforduló ásványok (gipsz, aragonit, kalcit, kovás lerakódások, vasas elszíneződést, stb.) is ezt igazolják. A járatok emeletessége (vízszintes járatok váltakozása függőlegesekkel) i s uralkodó jelleg ebben az esetben. A kőfejtőben a két barlangi nyílás mellett több hévforrásos üreg nyílik. Az egész barlangrendszert a pleisztocén elei vagy közepi mozgások emelték magasabb helyzetébe. Újabb adatok szerint a pleisztocén eleji mozgásokkal egy időben még folyt a hévforrásoldó  tevékenysége. Azt, hogy a barlang a pleisztocén közepén már a mai képében megvolt a talált állatmaradványok igazolják. A medence pleisztocén térszíne felett való igen magas elhelyezkedése is ezt bizonyítja.

 

A „János-barlang” a Zsíros-hegyről lejövő időszakos patak jobb oldalán nyílik. Valószínű, hogy kis forrásbarlang, amely az erózióbázis süllyedésével kapcsolatban került ilyen magasra. A hideg vizes barlang törése mentén alakult ki.

 

A Pilis tömbjében és környékén valamivel több karsztosodási nyomot lehet kimutatni (magasabbra kiemelt terület és nagyobb egység). A karros formák mellett gazdagabb víznyelőkben, hévforrásos barlangokban, bár ezek nagy része nem a mi területünkre esik (Csévi barlang, Gyula pihenője, Széplaki Ördöglyuk, Leány-és Legény-barlang, Remetelyuk, stb.) leletek szempontjából a pilisszántói kőfülke jön számításba. A pilisszántói kőfülke a pilis D felé előugró szikla bordájának dachsteini mészkövében alakult ki. A 423 m. tszf. magasságban fekvő fülke a pilisvörösvári medence felett 220 m magasságban van a kialakulásakor az erózióbázis szintjében volt. Az üregben a felső pleisztocén ősember emlékeit találták meg (solutreén és magdalénien kultúra emlékei). A forrásbarlang pliocén, ópleisztocén végén alakult és a kéregmozgások során emelkedett ilyen magasságra. Jelenleg pusztuló barlang. Közvetlen a környékén több, a pliocén végén, ópleisztocénben működő karsztforrások által kialakított, nagyrészt eltömődött üreget lehet találni 394-400 m tszf. magasságban. Ezen forrásbarlangok jelenlegi függése a Pilisvörösvári medence felett mind a fiatal kiemelkedést bizonyítja. A Pilisi híd területén dachsteini mészkőben alakult ki a „Klotild vagy Ördöglyuk barlang” kb. 300 m tszf. magasságban. Az É. Felé nyíló és a Kövesárok felett kb. 40 méterrel magasabban fekvő barlang is forrásbarlang. Ez a barlang a tektonikusan preformált, de regresszióval kialakult völgy kialakulásával kapcsolatos, tehát, keletkezési idejét a pleisztocén elejére kell helyeznünk. A víz korrodáló munkáját jól lehet látni. Egyes nézetek szerint hévforrásos, mert közvetlen közelében (a kőfejtben) kimutatható a hévforrás tevékenység nyoma.

 

A Pilisvörösvár településtől ÉNy-ra a medence szintjében a murvásodott dolomitban lévő üregek hévforrásos eredetűek, de csak részben. Ezeket az üregeket mesterségesen kibővítették.

 

A Hosszú-hegy vonulatában – bár a mészkő az uralkodó – a karsztosodás foka nem nagy, mert nagy része hárshegyi homokkővel fedett. Csak a Dera patak völgyéből, Csobánka és Ziribár környékéről ismertünk kisebb, nagyobb víznyelő és forrás barlangot.

 

Területünk peremén foltokban karrosodással is találkozunk. Az előforduló barlangok közül a ziribári „Macskabarlang” igen érdekes. Szoros kapcsolatot mutat a Pilisvörösvári medence vízhálózatának fejlődésével. A Ziribártól K-re egy kis időszakos vízfolyás medréből nyílik. A dachsteini mészkőre hárshegyi homokkő települt, dőlése É-ÉK-i. Az időszakos vízfolyás medre a  homokkő réteglapjain kis vető mentén alakult ki. A homokkő nem nagyon repedezett, de a vető és környékén a repedésekben a víz könnyen a mélybe szivárgott. Elérve a mészkövet, ott a lefelé szivárgó víz komolyabb járatrendszert alakított ki. Idők folyamán a homokkő annyira lekopott, és a mészkőben a járatrendszer annyira bővült, hogy a felette lévő kőzetnyomást nem bírta el és beomlott. Így az időszakosan lefutó víz ebben az üregrendszerben jelenleg eltűnik, tehát, nyílt víznyelő barlanggá alakult át. Nagy záporok idején, amikor a víznyelő nem tudja olyan gyorsan elnyelni a vizet, a felesleg a Solymári fal felé haladó völgyben talál lefolyást.

 

A barlang nyílásánál gyenge K-ÉK keresztirányú vetőt lehet még kinyomozni. Valószínű, hogy a felszakadás helye bizonyos mértékig ettől is függött. Az 5x15 méter nagyságú, befelé lejtő barlangban a cseppköveket a bezúduló víz, a besodort törmelék, faágak, teljesen elpusztították. A jelenlegi fejlődése – bár a víz mennyiség összes értéke kevés – meggyorsul, mert a nyitott székes bejáratú üregbe záporok idején a közvetlenül bekerülő homokkő görgetegek komoly csiszoló munkát végeznek.

 

A Nagy-és Kis-Kevély vonulata szegény karsztjelenségekben. A dolinák, víznyelők, karrmezők fejletlenek és kisméretűek (karsztvonulat keskenysége és fedettsége folytán). A Kevély hegycsoport területére inkább a hévizes karsztosodás jellemző.

 

Nagyon szépen fejlett karrlejtőket figyelhetünk meg a Nagy-Kevély D-i oldalán, ahol a meredek részen lefutó és beszivárgó vizek korrodáló munkája mellett inkább a mechanikai hatása nagyobb. A karrlejtők a repedések mentén alakultak ki. Több helyen még sziklatornyok is képződtek (Solymári fal, Nagy-és Kis-Kevély). Fedett karrok csak a talajjal fedett mészkő felszínen alakulta ki (Kevély-nyereg, Kis-Kevély). A dolomiton a karrosodás nem annyira típusos, mint a mészkő felszíneken, kivéve a karrlejtőket.

 

Az egész hegycsoportban csak egy típusos rogyott dolina található (Aranylyuk). Ez azt jelenti, hogy a fiatal kiemelkedés miatt és a keskeny lejtős térszín miatt nincs lehetőség dolinák kialakulására. A Budapest környékén lévő egyetlen aktív víznyelő – bár a medence területéhez tartozik felszínileg – az Ürömi víznyelő barlang, K felé adja le vizét (Dunába). A többi víznyelők jelentéktelenek és csupán az Aranylyuk melletti tartozik még a területünkhöz.

 

A barlangok, zsombolyok nagy része tektonikus eredetű. De a többiek esetében is jól kimutatható a tektonikus preformáció. Valamennyi kiemelt száraz és pusztuló barlang. Briozoás márga és hárshegyi homokkő határán 330 m tszf. magasságban nyílik, mint fedett karsztjelenség, az Ezüsthegyi alsó barlang. Láng Sándor szerint a dachsteini mészkő alapzatban létrejött üreg boltozata nem bírta el a hegy nyomását, és a fedőben lévő homokkő ennek folytán beomlott. Itt azonban a tektonikai preformáltság mellett a hidrotermális hatásmértékét is meg kell vizsgálnunk. Az Ezüst-hegyi barlangok (350-360 m tszf. m.) tektonikus hasadékbarlangok a homokkőben. A beomlások és csúszások, tömegmozgások egész törmeléklabirintussá alakították át a járatrendszert. Az Ezüsthegy és Nagy Kevély közti nyeregben kialakult Aranylyuk is fedett karszton jött létre. A barlangot hévizek  oldották ki törések mentén. A dachsteini mészkőben kialakult üreg szép gömbfülkékkel dicsekedhet. A mészkő felett lévő homokkő beomlott, tehát, a barlangba csak kis függőleges aknán keresztül lehet bejutni. Az egyik legnagyobb barlang a „Kevélynyergi zsomboly” (kb. 420 m tszf. m.). Leél-Össy Sándor tektonikus hasadékok mentén kialakult hévizes eredetű emeletes aknabarlangnak tartja. (Bizonyíték: gömbfülkék). Venkovits István szerint ez felszakadt zsomboly. Tektonikus hasadék mentén és a dolomit apróódása  folytán jött létre a „Nagy Kevélyi kőfülke”. Leél-Össy S. szerint hidrotermális eredetű is lehet. Hévizes eredetűnek tartják a „Turistaházi barlangot”. A dachsteini mészkőben kialakult többnyílású barlang igen szűk, szerteágazó. Az Ürömi víznyelőnek a barlangja igen fejlett. Ismert járata kb. 200 m. A ma is aktív barlang nummunlinás mészkőben alakult ki, de a bejárata márgában van. Az emeletes barlangrendszer valamennyi járata tektonikus vonalak mentén alakult ki, így eléggé labirintusos. A kb. 40 m mély barlang 20-25 m-rel lehet az állandó karsztvízszint felett. A keskeny járatrendszer nagy záporok idején nem tudja befogadni a vízgyűjtőjén felgyülemlett vizet, így a bejárat ekkor kis tóvá duzzad fel. Az eltömődése elég gyakori (szűk nyílás, sok felszíni törmelék, stb.). A feltárás óta többször bontották.

 

 

IRODALOM

 

1.      Bekey I. G., A csobánkai Macskabarlang. Barlangkutatás. 1914.

2.      Bekey I. G., A solymári Ördöglyuk-barlang részeinek elnevezése. Turisták Lapja (1920.)

3.      Bódi B., A Budapest környéki harmadkori kavicsok kőzettani vizsgálata. Földt. Közl. (19938.) BD. 68.

4.      Boros Á., Az állatok taposásának térszínalakító jelentősége. Földr. Közl. (1941.)

5.      Brugger F., A buda környéki dolomitok kőzetkémiai vizsgálata. Akad. Mat. – Term. Tud. Ért. (1940. ( 59. k.

6.      Budinszky K., Solymári diluviális csontlelet.(Felis spelace.) Földt. Közl. (1907.) 37., 38. k.

7.      Bulla B., Adatok a budai Ördögárok völgyének kialakulásához. Földr. Közl. (1932.)

7/a. Bulla B., Általános természeti földrajz I., II. Bpest (1954.)

8.      Bulla B., Teraszvizsgálatok Budapest és Adony között. Földr. Közl. (1939.)

9.      Bulla B., Általános természeti földrajz, II. Bp. 1954.

10. Cholnoky J., A futóhomok mozgásának törvényei. Földt. Közl. (1902.)

11. Cholnoky J., A Dunazug-hegyvidék. Földr. Közl. (1937.)

12. Cholnoky J., A futóhomok elterjedése. Földt. Közl. (1940.)

13. Cholnoky J., A mésztufa v. travertino képződéséről. Akad. Mat. és Term. Tud. Ért. (1940.)

14. Fekete Z., Adatok a hárshegyi homokkő geológiájához. Földt. Közl. (1936.)

15. Ferencz K., A Pilis-hegy és a tőle D-re eső terület földtani viszonyai. Földt. Int. Évi Jel. 1943-ról

16. Ferenczi I., Adatok a Buda-Kovácsi hegység földtani viszonyaihoz. Földt. Közl. (1925.)

17. Góczán L. -  Marosi S. – Szilárd J., Adatok a kőzetminőség, az erózió és a tektonikus mozgások jelenleg ható felszínformáló szerepéhez, valamint a talajerózióhoz. Földr. Közl. (1954.)

18. Hampel F., Az ürömi víznyelő (ponor). M. Katonati Szemle (1940.)

19. Hofmann K., A Buda-Kovácsi hegység földtani viszonyai. Földt. Int. Évk.(1871.) I. k. 2. f.

20. Horusitzky F. és Vigh Gy., Az óharmadkori vulkánosság újabb nyomai a Budai-hegységben. Földt. Közl. (1933.) T. 63.

21. Horusitzky F., Megjz. A Budapest körny. Budigálien kérdéséhez. Földt. Közl. (1934.)

22. Horusitzky F., A Budai-hegység hegyszerkezetének nagy egységei. Besz. A Földt. Int. Vitaül. Munk.-ról A Földt. Int. 1943. évi Jel.-nek Függeléke. V. évf. 5.f.

23. Horusitzky F., Budapest Székesfőv. III. ker.-nek agronomgeológiai viszonyai. Földt. Int. Évk. 1898. XII. k. 5. f.

24. Horusitzky F., Az Óbudai barlang. Term. Tud. Közl. (1913.)

25. Horusitzky F., A Budai hegység hegyszerkezete. Földt. Int. Évi Jel. függ. – Bp. 1943.

26. Horusitzky F., Budapest Duna jobb parti részének hidrogeológiája. Hidr. Közl. (1938.)

27. Jablonkay F., Solymár földrajz. Doktori értekezés. Bp. 1935.

28. Jablonkay F., Nagykovácsi földrajza. Doktori értekezés. Bp. 1937.

29. Jakucs L., Újabb hozzászólás a Budai-hegység hidrothermáinak eredetéhez. Hidr. Közl. (1950.)

30. Jakucs L., A dolomitporlódás kérdése a Budai-hegységben. Földt. Közl. (1950.)

31. Jaskó S., Adatok a Pilis-hegység hidrogeológiájához. Hidr. Közl. (1937.)

32. Kéz A., A Pesthidegkúti medence földrajza. Földr. Közl. (1925.)

33. Koch A., A Solymár melletti Várerdőhely földtani szerkezete. Földt. Közl. (1871.)

34. Koch A., A csobánkai és solymári barlangok. Földt. Közl. (1871.)

35. Kormos T. és Schréter Z., Előzetes jelentés a Budai-hegyek és a Gerecse-hegység szélein előforduló édesvízi mészkövek tanulmányozásáról. Földt. Int. Évi jel. 1915-ről

36. Kriván Pál, A pleisztocén földtörténeti ritmusai. Az új szintézis. Alföldi Kongresszus. Bp. 1953.

37. Kubacska A., A solymári sziklaüreg pleisztocén csontlelete. Barlangvilág (1926.)

38. Láng S., Folyóterasz-tanulmányok. Földt. Közl. (1938.)

39. Láng S., A Pilis morfológiája. Földr. Ért. (1953.)

40. Leél-Őssy S., A remetehegyi Hétlyuk zsomboly. Hidr. Közl. (1950.)

41. Leél-Őssy S., Geomorfológiai és hidrológiai vizsgálatok a Máriaremetei szorosban. Hidr. Közl. (1950.)

42. Leél-Őssy S., A Budai-hegység barlangjai. Földr. Ért. (1957.)

43. Leél-Őssy S., A Kevély hegycsoport karsztmorfológiája és barlangjai. Földr. Ért. 1958. I. füzet

44. Mezey V., A pilisszentiváni barnaszén-medence sztratigráfiai viszonyai. Doktori értekezés. (1923.)

45. Pécsi M., Morfológiai megfigyelések a Duna jobb partján Szentendre és Budapest között. Földr. Ért. (1954.)

46. Pécsi M., Újabb völgyfejlődés-történeti és morfológiai adatok a Duna-völgy Pozsony (Bartislava) – Budapest közötti szakaszáról. Földr. Ért. (1956.)

47. Pécsi M., Magyarországi Duna-völgy kialakulása és felszínalaktana. Bp. 1959. AK. Kiadó.

47/a. Láng S., Budapest természeti képe. 1958. Bp. AK. Kiadó.

48. Polifka K., A Pilis-hegység geográfiája. Disszertáció, Bp., 1917.

49. Radó D., Karsztmorfológiai vizsgálatok a solymári Ördöglyuk-barlangban és környékén. Földr. Ért. (1954.)

50. Roth K. Telegdi Infraoligocén denudáció nyomai a dunántúli Középhegység ÉNy-i peremén. Földt. Közl. (1927.)

51. Rozlozsnik Pl., Adatok a Buda-Kovácsi-hegység óharmadkori rétegeinek ismeretéhez. Földt. Int. Évi je. 1925-28-ról

52. Schafarzik F., Visszapillantása budai hévforrások fejlődéstörténetére. Hidr. Közl. (1921.)

53. Schafarzik F. – Vendl A., Geológiai kirándulások Budapest környékén. Bp. (1929.)

54. Scherf E., Hévforrások okozta kőzetváltozások a Buda-Pilisi-hegységben. Hidr. Közl. (1922.)

55. Schmidt E. R. Geomechanika. AK. Kiadó (1957.)

56. Schréter Z., A pilisborosjenői mélyfúrás geológiai eredményei. Földt. Közl. (1909.)

57. Schréter Z., Harmadkori és pleisztocén-kori hévforrások tevékenységének nyomai a Budai hegyekben. Földt. Int. Évkönyve. (1912.)

58. Schréter Z., A Budai- és Gerecse- hegység peremi édesvízi mészkő-előfordulásai. Földt. Int. Évi jel. (1951.)

59. Semtey F., A Nagykovácsi és Pilisszentiván közt kiemelk. Szénás hegycsop. Fölt. Viszonyai. Földtani Szemle melléklete. Bp. (1943.)

60. Schreier (Szentes) F., Adatok a Buda-Pilisi-hegység Nagy-Kevély csoportjának hidrológiai viszonyaihoz. Hidr. Közl. (1932.)

61. Szentes F., Hegyszerk. megfigy. a budai Nagy-Kevély környékén. Földt. Közl. (1934.)

62. Szőts E., Jel. a nagykovácsi és pilisvörösvári med. eocén-képződményeinek rétegtani viszonyairól. Földt. Int. Évi je. 1948-ról. (Megj. 1952.)

63. Takács E., Pilisvörösvár, Pilisszentiván és Solymár barnaszén-telepeinek földtani viszonyai. Bp. (1936.)

64. Thirring G. – Vigyázó F., A Pilis- és Szentendre-Visegrádi hegység részletes kalauza. Bp. (1929.)

65. Vendl. A., A budai hegyek kialakulása. Természettud. Közl. Pótfüz. (1931.)

66. Vendl A., A kiscelli agyag. Földt. Int. Évk. (1932.)

67. Vértes L., A solymári barlang rétegviszonyairól. Földt. Közl. (1950.)

68. Vígh Gy., Adatok a Budai- és Gerecse-hegységi triász ismeretéhez.

69. Vígh Gy., Adatok a Dunántúli Középhegység felső triászkori képződményeinek ismeretéhez. Bány. És Koh. Lapok (1933.)

70. Vígh Gy. – Horusitzky F., Karszthidrológiai és hegyszerkezeti megfigyelések a Budai-hegységben. Földt. Int. Évi jel. (1933-35.)

71. Vigyázó J. – Strömpl G., A budai hegyek részletes kalauza. Bp. (1934.)

72. Zsivny V., Barit Pilisborosjenőről. Über den Baryt von Pilisborosjenő. Földt. Közl. (1952.)

73. Kárpáti L., Nehézásvány és üledékföldtani vizsgálatok Óbuda és Pilisvörösvár közti felszíni homokmintáin. Kézirat. Bp. (1956.)