Kaptárkövek a Bükkalján

Hír: 2013. június 7-én, pénteken ünnepélyes rendezvény keretében megnyílt Cserépfalu határában, a Bükk hegység peremén a Hór-völgyi Látogatóközpont, benne a bükkaljai kőkultúrát bemutató kiállítás.

(Érdemes rákattintani: virtuális tanösvény a Bükkben)

Abstract: Az Északi-középhegységben lévő Bükk hegység déli hegylábfelszínét, a Bükkalja nevű dombvidék nagy részét sziliciumgazdag vulkáni kőzetek építik fel. A zömében riolitos összetételű ártufák és az ignimbritek a Föld leghevesebb, legpusztítóbb – pliniusi, ultrapliniusi – vulkáni kitöréseinek miocén korú képződményei. A jégkori felszínfejlődés meghatározó tényezői (a folyóvizek mélyítő és oldalazó eróziója, az aprózódás, a mállás, a szél és a csapadék leöblítő hatása, valamint a fagyaprózódás) preparálták ki az ún. kaptárkövek különleges kúpjait, sziklavonulatait, melyek oldalába a régmúlt korok emberei fülkéket faragtak.

A Bükkalja területén, a siroki Vár-hegy és a kácsi Kecske-kő között több nagy csoportban láthatók olyan sziklavonulatok vagy kúp alakú kőtornyok, amelyek oldalaiba a régmúlt korok emberei fülkéket faragtak. A fülkékkel rendelkező, lenyűgözően szép földtani képződmények a kaptárkövek. Mivel a bükkaljai fülkés kőtornyok, sziklakúpok anyagát a miocénben zajló heves vulkáni tevékenység hozta létre, ezért először a kaptárkövek természetföldrajzi hátterét mutatom be, majd a fülkés sziklák kultúrtörténeti vonatkozásait. (1. kép) A Kaptárkőtár oldalon pedig a kaptárkövekről készült fotóim tekinthetők meg.

1. Vulkánok és izzó felhők

Alapvetően kétféle vulkáni működést különböztetünk meg: a lávaömlést (effúzív kitöréseket) és a robbanásos működést (explózív kitöréseket). A heves vulkáni működés következtében vulkáni törmelék (piroklaszt) robban ki a vulkáni kürtőből vagy a hasadékból. A bazaltos magmából származó kiserejű piroklaszt-szórást stromboli típusú kitörésnek nevezzük. A külső víz hatását mutató, ún. freatomagmás jellegű, andezites összetételű kitörés a vulcanói típusba tartozik. A legintenzívebb, legpusztítóbb piroklaszt-szórások alkotják a pliniusi kitörések csoportját. Ezek nagytömegű, horzsaköveket tartalmazó törmelékszórások és horzsaköves piroklaszt-árak, melyek dácitos, riodácitos, riolitos magmából születnek (Németh, K. et al. 2007).

A Bükkalját felépítő vulkáni képződményeket ezen legpusztítóbb erejű pliniusi kitörések „szülték meg”. A SiO₂-ben gazdag magmában lévő gáz nyomán szinte felhabzott a kőzetolvadék. (Ezt a folyamatot jól dokumentálja piroklasztitok – kőzetté szilárdult piroklasztok – szövetében a robbanást követően megdermedt kőzethab, a horzsakő jelenléte.)

A tűzhányó vagy a hasadékvulkán magmacsatornájából – esetenként a kráterből „kidagadó” lávadómból (dagadókúpból, coulée-ből) – kirobbanó vulkáni törmelék (helytelenül: vulkáni hamu, ash) anyaga és megjelenése, aszerint, hogy milyen mély szinten következik be a robbanásos gáztalanodás, két alapvető karakterű kitörést jelez:

1. A — a mély szinten (a magmakamrához közel, a lávacsatorna alsó szakaszában) bekövetkező, közepes kitörési intenzitás esetén magas kitörési felhő keletkezik, a vulkáni törmelékanyag 20-30 km magasságba emelkedik, és a törmelékszórás hatalmas területeket borít be – ez a klasszikus pliniusi kitörés,
2. B — a magasabb szinten (a kráterhez közel, esetlegesen a régebben keletkezett lávadómban) a nagy sűrűségű vulkáni anyagban lezajló robbanásos gáztalanodás következtében születő – de még mindig forró – kitörési felhő a felszín közelében, nagy sebességgel zúdul végig, óriási pusztítást okozva – ez a nuée ardente-jellegű (ultra pliniusi) kitörés. Az izzófelhő típusú piroklaszt-ár pliniusi kitörési felhő összeomlása során is keletkezhet. (2. kép)

A klasszikus pliniusi kitörési felhőből hullott riolittufa keletkezik: mint amilyen a Gyulakeszi és Harsányi (Felsőtárkányi) Riolittufa Formáció nagy része. A magasba emelkedő kitörési felhőben 20 mm-nél kisebb méretű piroklaszt (vulkáni por, apró kőzettörmelékek, kőzetüveg és/vagy kristályok egyvelege) emelkedik a magasba, ami a szelek útján akár több ezer kilométerre is eljuthat, tehát a kitörés helyszínétől igen nagy távolságban is leülepedhet. A hullott piroklasztból összetömörödött kőzet azonos szemcseméretű törmelékből áll, azaz jól osztályozott. Mivel ez a laza, nem összeheggedt vulkáni törmelékes-üledékes kőzet horzsakövet (vulkáni üveg-habot, szétszakadozott riolitos magmadarabokat) tartalmaz, ezt is ignimbritnek nevezi a szakirodalom. (3. kép)

A nuée ardent-jellegű izzófelhőből összehegedt, összeolvadt („összesült”), a lávakőzethez nagyon hasonló képződmény, ún. ártufa jön létre: mint amilyen a Kisgyőri Ignimbrit Tagozat és a Tari Dácittufa Formáció Bogácsi Ignimbrit Tagozata. A piroklaszt-árak anyaga a magas hőmérséklet (500–750 C°) és a nagy gáztartalom hatására részben újraolvad, a nagy vastagság és nyomás következtében ellapul, összenyomódik. Az izzófelhőből (nuée ardente-ből) leülepedett, összehegedt ignimbritben fiammé-k, azaz ellapult, üveges horzsakő-törmelékdarabok láthatók.

Az ártufák legfőbb jellemvonása a törmelékdarabok kaotikus osztályozatlansága, mivel az izzófelhők belsejében örvénylő áramlások állandóan felkeverik a szemcséket. Azért gyakran megfigyelhető, hogy az ignimbrit-ár felső részén a kis fajsúlyú horzsakövek, az alsóbb részeken a nagyobb fajsúlyú, szilárd kőzettörmelék (a kitörés során felszakított idegen kőzetzárvány, korábban megszilárdult lávakőzetdarab, ún. lapilli) dúsul fel. Az üledékben rekedt gázok függőleges csatornákat képezve távoznak (Harangi Sz. 2011; Pentelényi L. 2005). (4. kép)

2. A lemeztektonikai háttér

A bükkaljai piroklaszt-árak keletkezésének lemeztektonikai háttere jól feltárt (Császár G. 2005; Harangi Sz. 2011). E vulkáni törmelékárak a Pannon-medence kialakulásának kezdeti időszakát dokumentálják.  Jól ismert geológiai események állnak ezen explozív vulkáni működés hátterében.

A lemeztektonikai szemléletű kutatások arra a következtetésre vezettek, hogy a Kárpát-medencét alkotó, eltérő eredetű nagyszerkezeti egységek lemezei – a Tiszai nagyszerkezeti egység (Tiszai lemez, Tisza–Dácia-kőzetlemez) és a Magyar középhegységi (Pelsoi) nagyszerkezeti egység (Pannóniai lemez, ALCAPA-kőzetlemez) – több százmillió éves vándorlással kerültek jelenlegi földrajzi helyükre.  (5. kép)

Mintegy 50 millió évvel ezelőtt, az eocén közepén, az eltérő eredetű kőzetlemez-töredékekből már megindult egy egybefüggő kontinentális kérgű új földtani egység kialakulása. E kéreg mozaikjai azonban ezután is jelentős horizontális mozgást végeztek: a becslések szerint a miocénben átlag 400 km-es kéregrövidüléssel kell számolni. A töredékek ütközése és mélybebukása (szubdukciója) nagymennyiségű savanyú és neutrális magmát eredményezett, amely a kérget áttörve létrehozta az andezitből és riolitból álló hegységeinket (Belső-kárpáti vulkáni koszorú). A miocén vulkánok anyaga tehát a Pannóniai lemez alá benyomuló európai szárazföldi kőzetburok és a mélybebukó, szubdukáló kisebb kontinentális litoszférarészletek megolvadásából származott.

Mintegy 20 millió évvel ezelőtti időtől a térségünket borító tenger alatt, a kőzetlemezek mozgása, forgása nyomán időszakonként, körkörösen tektonikus-vulkanikus hasadékok is megnyíltak, amelyekből hatalmas robbanásokkal vulkáni törmelék gomolygott a magasba. Az explózív kitörési felhők összeomlását követően oldalirányba kicsapó vulkáni törmelék izzófelhőként áramlott végig a felszínen, mindent felégetve. A nagy valószínűséggel hasadékvulkánokból származó összesült, összehegedt, tömör – több ezer négyzetkilométer nagyságú területet beborító – tufa- és ignimbrittelepek tehát a legpusztítóbb vulkáni kitörés képződményei. (6. kép, 7. kép)

3. A Bükkalja vulkáni összletei

A Bükkalja több száz méter vastagságú, miocén korú vulkáni kőzetei három részre tagolhatók (Balogh K. 1964; Hámor G. et al. 1980; Lukács R. et al. 2010; Varga Gy. 1981). (8. kép)

Alul helyezkedik el a legidősebb kőzetösszlet, az ottnangi korú Gyulakeszi Riolittufa Formáció („alsó riolittufa”). Nagy része ún, hullott tufa, mely sok horzsakövet, kvarcot (SiO₂) és biotitot tartalmaz. Az összesült, összeolvadt ártufa-jellegű változatát Kisgyőri Ignimbrit Tagozat néven különíti el a szakirodalom. Az erősen összeolvadt, perlit-obszidián fiammés változatok lávakőzet-szerű megjelenésűek (álfluidális reoignimbrit), ezért sokáig félreismerték azokat.

A vulkánkitörések általában pliniusi típusként indultak esetenként torlóár-, lavinatufa-szerű vagy freatomagmás jelleggel. Ártufa általában a kitörések végén keletkezhetett.

A 150–450 m vastagságú vulkáni formáció anyagát szolgáltató hajdani kitörési centrum (hasadékvulkán) a Bükkalja DK-i előterében lehet – fiatal üledékekkel fedve. Az alsó tufaösszlet radiometrikus kora 21–18,5 millió év. (9. kép)

Kisgyőri Ignimbrit Tagozat a belső (Bükk-közeli) vonulatban: Mész-hegy (Eger), Nyomó-hegy, Túrbucka. A külső (Alföld-közeli) vonulatban: Tihamér, Mangó-tető, Vár-hegy (Cserépváralja), Sós-tető, Felső-szoros, Cseres, Poklos, Dobrák-tető, Vár-hegy (Kisgyőr), Kerek-hegy, Kékmező.

A kárpáti korszak végén újabb vulkánkitörés-sorozat kezdődött, dácitignimbrit-összletet eredményezett. A Tari Dácittufa Formáció („középső riolittufa”) felépítésében a hullott és áthalmozott tufák alárendelten vesznek részt, inkább különböző mértékben összesült ártufa- és ignimbrit-változatok jelemzik (Bogácsi Ignimbrit Tagozat). A 30-50 méter vastagságú rétegzetlen kőzetösszlet néhol szintén lávaszerű megjelenést (reoignimbrit) mutat: a horzsakő- (salak), perlit- és obszidián-fiammék felszaporodása miatt. A középső „riolittufa-szint” radiometrikus kora 17,5–16 millió év közé esik.

A riodácitos, andezodácitos kémiai összetételű anyag egyes vélemények szerint a felsőkéregből olvadt savanyú magma és az intermedier-andezites magma (Póka T. et al 1998), mások szerint a köpenyeredetű mészalkáli magma és az alsókéreg anyagának keveredésével (kontaminációjával) keletkezett (Lukács R. 2000). A sötétebb andezites salakot és világos riolitos horzsaköveket is tartalmazó Tari Dácittufa mindenképpen magmakeveredés következtében jött létre. A néhány kilométer mélyen lévő több százezer évig is fejlődő magmatározóban a többszöri magmabenyomulásból kristálypép-zónák különültek el. A kristályosodás során visszamaradt sziliciumgazdag olvadéklencséket az újabb és újabb magmafelnyomulások felkavarták, aminek következtében több szakaszban a felszínre robbant ez az anyag (Lukács R. 2009). (10. kép, 11. kép)

A Tari Dácittufa Formáció ignimbrit tagozata a következő helyeken bukkan a felszínre. A (Bükk-közeli) vonulatban: Pipis-hegy, Kőkötő-hegy, Ábrahám-hegy, Dóc, Őr-hegy, Mész-hegy (Cserépfalu). A külső (Alföld-közeli) vonulatban: Ispán-berki-tető, Gyűr-tető, bogácsi Vén-hegy, Nagy-Bába-szék, Karud, kácsi Vár-hegy, Kecske-kő-tető, Latorvár-tető, Halomvár, Kőbánya-tető, Ravaszka-tető.

Egy újabb nyugalmi periódus után a vulkanizmus a badeni korszak késői szakaszában újult ki és a pannóniai korszak elejéig tartott. A Bükkaljától távolabbi kitörési centrumból származó tufaszórás nyomán uralkodóan hullott, freatomagmás (gömbkonkréciós, tufagalacsinos – Kőkötőhegyi Tagozat) és áthalmozott riolittutufa, tufit és diatomit keletkezett (Bábaszéki és Szorosvölgyi Tagozat), amit a Harsányi Riolittufa Formációba sorolnak („felső riolittufa”). A 150–300 méter vastagságú tufaösszletből (ami a fiatalabb üledéktakaró alatt, mélyebbre zökkenve még tovább növekszik) teljesen hiányzanak az összehegedt ignimbrit-változatok. A radiometrikus vizsgálatok szerint a formáció kora 14,6–13,5 millió év.

A Bükkalja nyugati felén található, a Mátra és a Bükk közötti dombvidéket felépítő bádeni és szarmata korú piroklasztikumokat Felnémeti Riolittufa Formáció néven különítik el a Harsányi Formációtól (Pentelényi L. 2002, 2005).

4. Hegylábfelszín és dombvidék

A nagyrészt vulkáni kőzetekből felépülő Bükkalja felszínalaktani szempontból igen határozottan, több helyen törésvonalak mentén határolódik el a főképp mészkőből és agyagpalából álló Bükk hegységtől.

Az emelkedő Bükk déli peremén a Pannon-beltenger visszahúzódásával egyidejűen már a felső-pannonban megkezdődött a hegylábfelszín kialakulása. Az idősebb hegylábfelszínnek a pliocén végére már csak szigetszerű részletei maradtak meg. Ezt a „kettős hegylábfelszínt” az areálisan formáló záporpatakok kora után a lineáris erózió feldarabolta. Főleg a pleisztocén melegebb, nedvesebb periódusaiban (az interglaciálisokban) volt jelentős a folyóvízi erózió völgymélyítő tevékenysége. A Bükkalja erős felszabdalódását, sűrű völgyhálózatának létrejöttét tektonikai események is befolyásolták. Az Alföld pliocén végi pleisztocén eleji lezökkenését követően felgyorsuló bevágódás miatt egy erősen tagolt felszínű dombvidéki táj születet meg a holocén elejére. (12. kép) A terület szerkezeti vonalainak csapásiránya, valamint a DNy-ÉK-i sávokban felszínre bukkanó erősen összesült ignimbritsávok „preformálták” a mellékvölgyek kialakulását, a hajdani hegylábfelszín keskenyebb völgyközi hátakra tagolódását.

A pleisztocén hidegebb periódusaiban, a glaciálisokban, különösen azok hűvös, rövid nyarú, hideg száraz telű szakaszaiban a folyóvizek tevékenysége a háttérbe szorult, s a felszínformálódás legfontosabb tényezője a fagyhatás, a fagyaprózódás (krioplanáció) és a szállítóközeg nélküli lejtős tömegmozgás lett.

A Bükkalja széles hegylábi övezetében a jégkori felszínfejlődés meghatározó tényezője azonban a folyóvizek mélyítő és oldalazó eróziója volt. Az ÉÉNy-DDK-i irányú eróziós fővölgyek széles völgytalpán helyenként pleisztocén és holocén teraszok is láthatók. A riolittufa völgyoldalakon az aprózódás, a mállás, a szél és a csapadék leöblítő hatása, a lineáris erózió, a talaj- és kőzetlehordódás faragta ki az ún. kaptárkövek különleges kúpjait. Míg a tufatornyokat a víz, a szél és a mállás formálta ki, addig az ingóköves oszlopformákat a kőzetrepedésekben megfagyó víz feszítő ereje. A Felső-szoros vadregényes kőzsákjait a fagyaprózódás választotta le az ignimbrit-plató széléről (Borsos B. 1991; Dobos A. 2002; Erdős K. 1972).

A tufakúpok kőzettani, ásványos és kémiai összetételükben nem térnek el közvetlen környezetüktől, alapjuktól. A válogató lepusztulás során feltételezhetően a keményebb, ellenállóbb részek maradnak meg, formálódnak gerincekké, tornyokká. Az összesült ártufák (ignimbritek) esetében a turbulensen örvénylő, fluidizált állapotban mozgó piroklaszt-ár hőtartalma nem egyenletesen oszlott el, ennek megfelelően az összesülés mértéke sem volt teljesen homogén. Így az egységesnek látszó kőzetben az összesülés mértékének megfelelően kialakulhattak keményebb, az erózióval szemben ellenállóbb részek, melyek a kúpok, kiemelkedő sziklatömbök formájában preparálódtak ki.

A tufakúpok kiformálódásában fontos szerepe van a riolittufa felszínét beborító kéregnek, ami a csapadékvíz, a levegő és az élőszervezetek hatására jön létre (Borsos B. 1991). A kémiai mállás során az esővíz, a talajvíz a bennük levő oldott ionokkal bontja, oldja a kőzetet, a felületi leöblítés révén pedig a kevésbé ellenálló agyagosabb részek elhordódnak, az ellenállóbb anyagok visszamaradnak, s kemény kéreggé állnak össze. Ez a kéreg a talajtakaróból kihámozódott kőzet csupasz felszínén is tovább vastagszik, erősödik. Ha súlyánál fogva nagy foltokban leválik a kőtömbről, az üde felületen újból megkezdődik a kérgesedés folyamata. A kemény kéreg hozzájárul a sziklaalakzat életének meghosszabbításához is.

Ahol a kőzettömeget törésvonalak járják át, ott szeszélyes alakzatokkal bíró erősen tagolt felszín alakult ki. Ilyen például Eger mellett a Mész-hegy déli lejtőjének sziklacsoportja (H.2.c.II.)[1] és a Nyerges-hegy nyugati oldalán található kaptárkő (H.2.e). A szomolyai Vén-hegy délnyugati oldalának (Kaptár-völgy) IV., V. és VII. számú sziklái törésvonalakkal annyira felszabdaltak, hogy inkább lehet őket szabálytalan sziklavonulatnak tekinteni, mint kúpköveknek. A törések nem meghatározó tényezői a formák kialakulásának, de befolyásolják annak morfológiai jegyeit.

Ahol a szerkezeti mozgások nem tördelték össze a kőzetet, ott a felszínre hulló csapadékvíz mély árkokkal fél és negyed kúppalástokká alakítja a sziklafalat. Erre a Cakó-tető IV. sziklatömbje szolgáltat szép példákat (H.2.a) (13. kép). A lejtőleöblítés miatt a kőzetfelszín egyre hátrál, s a kiugró ormok magányos kúppá válnak, melyeket keskeny nyereg köt össze a lejtővel: ilyen például a Mangó-tető Nagykúpja (B.4.i) (14. kép). Az enyhén lejtős térszínen lekerekített, domború kúpsorok jöhetnek létre, mint amilyen a mész-hegyi I. számú szikla (H.2.c).

A Furgál-völgyben látható kaptárkövek a kúpkőképződés végső állomását (érett stádiumát) mutatják. (15. kép) A IV. számú kúpnál még felfedezhető a sziklát a lejtővel összekötő nyak, de a kúpkő maga már lealacsonyodott, a hegy felé eső oldala meredekebbé vált. Az I., II. és V. számú kaptárköveknél már a nyereg is hiányzik, csakúgy, mint a cserépfalui Ördögtorony (B.5) (25. kép) vagy a csordás-völgyi tufakúpok esetében (B.4.h.I. és II.).

A kaptárkövek fejlődésének a növényzet nélküli felszínek kedveznek. Az ilyen fedetlen térszíneken a folyamat zavartalanul halad előre, a formák folyamatosan fejlődnek. Ezek a feltételek a pleisztocén jégkorszakok során általánosak voltak. Mára – a csapadékosabb és melegebb éghajlatnak köszönhetően – a hegyoldalak beerdősültek, így a kaptárkövek fejlődése lelassult, de nem állt meg. Kialakulásuk, majd pusztulásuk napjainkban is tart.

5. Kaptárkövek, jeles kövek

A kő megmunkálása, az építőkő fejtése és a népi építészetben történő felhasználása, a kőfaragás és a kőzetbe mélyített helyiségek készítése a Kárpát-medencében a Bükkalján nyúlik vissza a legrégebbi időkig. (16. kép, 17. kép, 18.kép, 19. kép) A bükkaljai kőfaragó-hagyomány legarchaikusabb rétegét a kaptárkövek jelentik.

A fülkés sziklákat a szomolyai lakosok nevezték kaptárköveknek, Eger környékén vakablakos köveknek, máshol köpüsköveknek, Ördögtoronynak, Nagyábaszéknek, Nyergesnek, Hegyeskőnek, Kecskekőnek, Ablakoskőnek, Királyszékének, Kősárkánynak mondják azokat. Legismertebbé és legelterjedtebbé a kaptárkő elnevezés vált. A fülkés sziklák első alapos kutatója, ismerője Bartalos Gyula, a 19. század végén, legkövetkezetesebben az „emlékszikla”, „emlékkő” kifejezéseket használta, de találkozunk nála a „sziklalobor”, „faragott sziklacsoport”, „vakablakos emlékszikla”, „megalith kövek” és „köpüskő” elnevezésekkel is. Saád Andor kutatásainak és tanulmányainak köszönhetően a „kaptárkő” kifejezés vált a legelterjedtebbé, közismertté. Később ezen a néven említik tanulmányaikban a kaptárkövek rejtélyének megoldásán fáradozó kutatók is (Bartalos Gy. 1891; Baráz Cs. 1999; Baráz Cs. – Mihály P. 1995-1996). (20. kép, 21. kép, 22. kép)

Térkép. A  fülkés sziklák kis csoportja fellelhető a Pilis és a Budai-hegység területén is (különösen a Tétényi-platón), de a leggazdagabb előfordulásuk Eger környékén, a Bükkalján található. Legtípusosabb csoportjuk Eger határában (Nyerges-hegy, Mész-tető, Cakó-tető), Szomolya mellett (Vén-hegy, Kaptár-rét) és Cserépváralja környékén (Mangó-tető – Nagykúp, Furgál-völgy, Csordás-völgy) lelhető fel, de ezeken kívül Sirok, Egerbakta, Egerszalók, Ostoros, Noszvaj, Bogács, Cserépfalu, Tibolddaróc és Kács határában is találunk kaptárköveket. A Bükkalján jelenleg 40 lelőhelyen 77 kaptárkövet  ismerünk, a sziklaalakzatokon pedig 482  fülkét számolhatunk össze. (18. kép)

Az átlagosan 60 cm magas, 30 cm széles és 25-30 cm mély fülkék peremén – az épségben lévőknél még jól láthatóan – bemélyedő keret fut körbe, széleiken néhol lyukak is kivehetők. Ezek a nyomok arra utalnak, hogy a fülkéket lefedték, a fedlapot a lyukakba vert ékekkel rögzítették. (23. kép)

A kaptárfülkék rendeltetésével kapcsolatban tehát számos feltevés, elmélet született. (Baráz Cs. 2000) E téma első alapos kutatója az egri történész-régész pap, Bartalos Gyula szerint a kaptárkövek síremlékek voltak, s a fülkékbe az elhunytak hamvait rejtő urnákat helyezték – írta 1891-ben az Archaeologiai Értesítő lapjain (Bartalos Gy. 1891). A kőfülkék kifaragását eleinte a hun-magyarokhoz, később a keltákhoz illetve a szkítákhoz kötötte. Klein Gáspár borsod megyei főlevéltáros a vakablakoknak bálványtartó, áldozat-bemutató rendeltetést valószínűsített, s azokat honfoglalás-kori emlékeknek tartotta. A sziklaméhészeti rendeltetés legmeghatározóbb képviselője Saád Andor miskolci orvos volt, aki Korek József régésszel az 1960-as évek elején néhány ásatást is végzett kaptárkövek előterében, Cserépváralján és Szomolyán. A régészeti feltárások során előkerült 11–14. századból származó leletek azonban egyik feltevés igazolására sem szolgáltattak bizonyítékot (Saád A. – Korek J. 1965).

A csekély régészeti és néprajzi adatok ellenére mégis az a nézet vált uralkodóvá, hogy a kaptárkövek fülkéi a középkori erdei sziklaméhészet emlékei s a méhészetnek ezt a formáját vagy a honfoglaláskor magyarsághoz csatlakozott kabarok vagy egy a vaskorban a Balkán-félszigetről idemenekült trák-illír népcsoport (agriánok) honosították meg. A kaptárkövek fülkéinek méhészkedésre történő felhasználásával kapcsolatban felmerül azonban néhány kétség. A 11. századtól írásos adatok tanúskodnak a méhészet meglétéről, oklevelekben olvashatunk erdei méhészekről, méhvadászokról, de a sziklaméhészetről hallgatnak a források.

A kaptárköveket ún. „jeles köveknek” tekintjük, azaz olyan sziklaalakzatoknak, felszínalaktani képződményeknek, melyekhez valamilyen szakralizáló hagyomány, helyi monda, eredetmonda fűződik, illetve amelyeket az ember hitbéli, vallási ihletettségből fakadóan átalakított, megfaragott. (24. kép) Jeles: jellel ellátott, megjelölt; átvitt értelemben: különleges, kiemelkedő, egyedi (Baráz, Cs. – Kiss, G. 2010).

Meg kell említeni a kaptárkövek egyéb faragványait, ugyanis több kaptárkő csúcsába, lefaragott felületébe – itt-ott a sziklák aljába, talapzatába – különböző átmérőjű és mélységű, kerek vagy szögletes lyukak, csészeszerű vagy tálalakú mélyedések (túlfolyásos csatornával vagy anélkül), csatornaszerű árkok, nagyobb méretű kerek vagy szögletes gödrök, kőüstök mélyülnek. Eme jelenségek értelmezéséhez Ipolyi Arnold Magyar Mythológa (1854) című könyve nyújt segítséget, ugyanis az ’áld’, ’áldozat’, ’szent helyek’, ’oltár’, ’bálvány’, ’néző’ címszavak áttanulmányozása után a tufakúpok csúcsába faragott lyukakra, tálszerű mélyedésekre, lefolyókkal kiképzett kőüstökre tekintve mintegy megelevenednek a régmúlt idők kultikus szertartásai. A cserépváraljai Mangó-tető Nagykúpja alatt, a riolittufa alapzatba vágott csatorna és gödrök is ilyen céllal készülhettek, nem pedig csupán csapadékvíz elvezetésére, tárolására szolgáltak.

Az Ipolyi Arnold által ismertetett vallási cselekmények, áldozatbemutatások ha nem is bizonyítékot, de kielégítő magyarázatot szolgáltatnak ezen mélyedések rendeltetésére, és közelebb vihetnek a kaptárkövek rejtélyének megoldásához.

 

Irodalom

1. Balogh Kálmán (1964): A Bükkhegység földtani képződményei.  A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve XLVIII. 2. füzet 245-719.
2. Baráz Csaba (1999): Kaptárkövek a Bükkalján. Sziklaméhészettől a magyar ősvallásig. Debrecen
3. Baráz Csaba (2000): A kaptárkövek fülkéinek koráról, rendeltetéséről és használóiról. Turán (XXX.) Új III. 3. sz.(2000. június-július) 72-81.
4. Baráz, Csaba – Kiss, Gábor (2010): From the Devil’s Towers to the rocks With Horse-shoe tracks. Marked rocks and places of fable int he Mátra Forest. Eger
5. Baráz Csaba – Mihály Péter (1995-1996): A Heves és Borsod-Abaúj-Zemplén megyei kaptárkő topográfia újabb eredményei és a fülkék rendeltetésének vizsgálata. Egri Dobó István Vármúzeum Évkönyve XXXI-XXXII. 63-105.
6. Bartalos Gyula (1891): Egervidéki „kaptárkövek” és barlangok. Archaeologiai Étesítő XI. 136-141.
7. Borsos Balázs (1991): A bükkalji kaptárkövek földtani és felszínalaktani vizsgálata. Földrajzi Közlemények CXV. 3-4. 121-137.
8. Császár Géza (2005): Magyarország és környezetének regionális földtana I. Paleozoikum–paleogén. Budapest
9. Dobos Anna (2002): A Bükkalja II. Felszínalaktani leírás. In Baráz Csaba (szerk.): A Bükki Nemzeti Park. Hegyek, erdők, emberek. Eger. 217-227.
10. Erdős Katalin (1972): Az Alsó-Bükk kaptárkövei. Studium III. a KLTE Tudományos Diákköre kiadványai. Debrecen 109-126.
11. Harangi Szabolcs (2011): Vulkánok. A Kárpát–Pannon térség tűzhányói. Szeged
12. Hámor Géza – Ravaszné Baranyai Lívia – Balogh Kadosa – Árváné Sós Erzsébet (1980): A magyarországi miocén riolittufa-szintek radiometrikus kora. A Földtani Intézet Évi Jelentése 1978-ról 65-73.
13. Lukács Réka (2000): Vulkanológiai vizsgálatok a Mész-hegy és Tur-bucka területeken (Bükkalja). Esettanulmány a Bükkalja Ignimbrit Vulkáni Terület képződményeinek korrerálásához. Tudományos Diákköri Dolgozatok, ELTE, Kőzettan-Geokémia Tanszék, 1-68.
14. Lukács Réka (2009): A Bükkalja miocén sziliciumgazdag piroklasztitjainak petrogenezise: következtetések a magmatározó folyamatokra. Doktori értekezés. ELTE TTK FFI Kőzettan-Geokémiai Tanszék. Budapest
15. Lukács Réka – Harangi Szabolcs – Radócz Gyula – Kádár Marianna – Pécskay Zoltán – Theodoros Ntaflos (2010): A Miskolc-7, Miskolc-8 és Nyékládháza-1 fúrások miocén vulkáni kőzetei és párhuzamosításuk a Bükkalja vulkáni képződményeivel. Földtani Közlöny 140/1. 31-48.
16. Németh, Károly – Ulrike Martin (2007 Practical Volcanology. Lecture Notes for Understanding Volcanic Rocks from Field Based Studies. Budapest
17. Pentelényi László (2005): A bükkaljai miocén piroklasztikum összlet. In Pelikán Pál (szerk.): A Bükk hegység földtana. Magyar Állami Földtani Intézet. Budapest. 110-125.
18. Póka Teréz – Zelenka Tibor – Szakács Alexandru – Seghedi Ioan – Nagy Géza – Simonits András (1998): Petrology and geochemistry of the Miocene acidic explosive volcanism of the Bükk Foreland, Pannonian Basin, Hungary. Acta Geologica Hungarica 41/4. 437-466.
19. Saád Andor – Korek József (1965): Denkmäler der Frühmittelalterlichen Imkerei am Fuss des Bükkgebirges. Die Fragen der Felsen mit Bienennischen. Acta Archaeologica Hungarica XVII. 369-394.
20. Varga Gyula (1981): Újabb adatok az összesült tufatelepek és ignimbritek ismeretéhez. A Földtani Intézet Évi Jelentése 1979-ről. 499-509.