Vývoj krasu

Hoci základné rysy vývoja širšieho územia v najmladších geologických dobách boli načrtnuté aj v predchádzajúcich prácach (napr. LÁNG 1937, 1949; LUKNIŠ 1964), geomorfo-logický vývoj územia ležiaceho západne od Slovenského krasu zhrnul HOCHMUTH (1996: 96-99), ktorý poukázal aj na rôzne osobitosti vo vývoji tohto územia. Na základe zís¬kania nových výsledkov v rámci projektu „Geoekodiverzita Drienčanského krasu a jej záchrana in situ", ako aj prehod notením starších literárnych údajov môžeme v súčasnosti vývoj Drienčanského krasu načrtnúť nasledovne:

 

Predoligocénna etapa

 

Vynorenie územia z tetydneho oceánu nastalo po kolízii platforiem a následnej subdukcii oceánickej kôry pravdepodobne v mladokimerskej fáze koncom jury. Proces vy-norenia však bol veľmi zdĺhavý a zložitý, pretože laterálne pohyby od juhu na sever pokračovali aj neskôr. Ich pôsobením vznikli šupiny a strmé vrásové štruktúry turnaika, ale aj násun karbonátovej kryhy Drienčanského krasu na podložné jednotky turnaika. Presné datovanie týchto pohybov je veľmi obtiažne, ale môžeme predpokladať ukončenie ich hlavných fáz laramskými pohybmi na začiatku paleogénu. Dočasné vynorenie niektorých častí južného Gemera však nastalo už skôr, zrejme v strednej kriede alebo aj začiatkom vrchnej kriedy (spodnokriedové vápence z morského prostredia boli zistené vo valúnoch v Banskej doline; MARKOVA 1959). Dokazujú to napr. vrchnokriedovými sedimen-tami pokryté krasové javy vo viacerých častiach Slovenského krasu (MELLO & SNOPKOVÁ 1973, CÍLEKL & SVOBODOVÁ 1998).

Vo vrchnej kriede bolo územie na krátky čas zaliate plytkým epikontinentálnym morom. Na území Drienčanského krasu však nemáme priame dôkazy ani o existencii kriedového krasovatenia, ani o kriedovej morskej sedimen¬tácii. Ale aj od kriedy do spodného oligocénu, z ktorého obdobia sú prvé sedimentárne záznamy po alpínskom vy-vrásnení tejto oblasti, uplynulo najmenej 30 miliónov rokov, počas ktorých bola denudovaná značná časť klastických i karbonátových sedimentov. Zo záverečnej etapy tohto dlhého obdobia pochádzajú pravdepodobne zvyšky kôry zvetrávania, známe pod názvom skalničke vrstvy. V južnej časti Drienčanského krasu sa nahromadili následkom mierneho poklesu územia Rimavskej kotliny na začiatku oligocénu. Sú reprezentované drobnými ostrohrannými silicitovými úlomkami, ktoré pochádzajú z rohovcov hallstattských vápencov. Na povrchu sú rozšírené severne od Budikovian a sporadicky aj južne od Drienockej pustatiny (smerom do Kamenného jarku), ale spolu s pestrofarebnými (červeno-hnedými, sivozelenými) prachmi a ílmi boli zistené aj vo vrte RK-2 pri Hostišovciach (VASS et al. 1989: 99).
Náznaky krasovatenia z tohto obdobia sme sledovali v hallstattských vápencoch v priamom podloží transgresívnych vápencov budikovianskych vrstiev. Vhodný odkryv sa nachá¬dza v strednej časti doliny Kamenného jarku. Pravá časť 40 m dlhého odkryvu hallstattských vápencov (GAÁL 2000) je po¬krytá spodnoegerskými organodetritickými vápencami budikovianskych vrstiev, ktoré vypĺňajú aj niektoré skrasovatené pukliny a dutiny. Tieto dutiny v hallstattských vápencoch sú však hlboké len 20 - 30 cm a sú vyplnené organodetritickými piesčitými vápencami spodného egeru a brekciami, ktoré po¬chádzajú z hallstattských vápencov, miestami s tenkými sin-trovými kôrami hnedej farby (ktoré však môžu byť aj mladšie). Rozmernejšie dutiny neboli zistené.
V spodnoegerských sedimentoch budikovianskych vrstiev sme na území Drienčanského krasu nikde nezistili ani väčšie skrasovatené balvany, ani splachované relikty z kôry krasového zvetrávania (vyskytujú sa v nich len úlomky a valúnky triasových vápencov a rohovcov hallstattských vápencov), preto predpokladáme, že krasový reliéf v kišceli a v egeri nebol výraznejšie členitý, ale skôr mierne stúpajúci s plážovým charakterom. Svedčia o tom aj mierne, pomerne rovnomerné sklony doskovitých organodetritických vápencov budikovianskych vrstiev, uložených v uhle 6 - 8° na juh až juhozápad. Priame dôkazy o výskyte podzemných dutín z tohto obdobia v sledovanom území teda nie sú.

 

Oligocénna transgresia a obdobie spodného miocénu

Následkom poklesu územia Rimavskej kotliny na začiatku oligocénu (kišcelu) nastala transgresia paratetýdneho mora do rôznych častí kotliny. Celá oblasť Drienčanského krasu nebola zaliata kišcelským morom. Severný okraj mora s brakickými zálivmi, lagúnami a močiarmi sa tiahol pravdepodobne v južnej časti Drienčanského krasu, v oblasti Hos-tišoviec, kde boli zistené okrajové morské fácie (vo vrte RK-2; VASS et al. 1989: 99).

Väčšia transgresia mora od juhu až juhozápadu nastala koncom oligocénu, v spodnom egeri. Severná hranica mora prebiehala približne v línii Hrušovo - Slizké - Španie Pole - Brusník s pomerne členitým pobrežím. Na základe rozšírenia litorálnych vápencov dnešných budikovianskych vrstiev možno predpokladať existenciu vápencového vý¬bežku vo forme poloostrova do mora medzi Budikovanmi a Slizkým (viď napr. VASS et al.1989, paleogeografická mapa egeru je na obr. 6).
More sa postupne prehĺbilo a usadili sa v ňom vápnité silty, íly a piesky (sečenský šlír). Ich rozsah mierne presiahol rozšírenie litorálnych vápencov budikovianskych vrstiev. Vychádzajúc z nadmorskej výšky najsevernejšieho výskytu šlírov pri Slizkom (425 m n. m.) však môžeme pred¬pokladať, že vápencové kopce v okolí vrchu Holubina s kótami 429 a 441 m n. m. neboli zaliate egerským morom a v podmienkach prevažne subtropickej klímy v nich po¬kračovalo krasové zvetrávanie. Krasové javy z tohto obdo¬bia sú však v súčasnosti ťažko identifikovateľné a ak aj existovali, sú zotreté mladšími procesmi.
More sa z územia Drienčanského krasu stiahlo ešte v spodnom miocéne, v egeri (nepredpokladáme, že nasledujúce egenburské more, ktorého sedimenty sa zachovali v južnej časti kotliny a v Cerovej vrchovine, zasahovalo do oblasti Drienčanského krasu). Zanechalo za sebou hrubé vrstvy siltov a ílov, ktoré dlhodobo zakryli (a čiastočne za¬krývajú aj teraz) značnú časť vápencov Drienčanského krasu.
Po regresii mora sa ihneď začal ich čiastočný odnos najmä následkom výzdvihu územia po egenburgu. K odkrytiu vápencov od línie Hrušovo - Slizké - Spanie Pole na juh však nedošlo (pretože vulkanoklastické sedimenty pokoradzského súvrstvia tu všade ležia na šlíre resp. na vápencoch budikovianskych vrstiev).
V severnej časti Drienčanského krasu, v pásme širokom približne 500 m, kde vápence mohli byť odkryté v období od egeru až po báden (okolo 5 miliónov rokov), boli vysta¬vené krasovému zvetrávaniu prevažne za subtropickej klímy. Výraznejšie však vyčnievali zrejme len vápencové kopce v okolí vrchu Holubina. Vtedy mohla vzniknúť jaskyňa Mončiná, ktorej zvyšok s eróznymi stopami sa nachá¬dza tesne pod vrcholom kopca s kótou 394. Ostatné časti vápencov severného okraja Drienčanského krasu, v tesnom susedstve nekrasových hornín verfénskeho súvrstvia, ne¬boli od nich výškovo výraznejšie diferencované a pravdepodobne sa nachádzali v relatívnej depresnej po¬lohe s malou hĺbkou eróznych báz povrchových tokov. Svedčia o tom aj široké alúviá v neskoršom bádene ako aj približne rovnaké nadmorské výšky báz pokoradzského sú vrstvia na verfénskych vrstvách a vápencoch. Preto v týchto častiach krasu (napríklad v oblasti Drienku) v tejto dobe -na rozdiel od Hochmutha (HOCHMUTH 1996: 70), ktorý do tohto obdobia kladie vznik veľkých závrtov - nepredpokladáme vznik výraznejších povrchových a podzemných krasových javov.

Srrednomiocénny vulkanizmus

Začiatkom stredného miocénu (bádenu) došlo k miernemu poklesu územia. More však už bolo veľmi ďaleko a nehrozilo nové zaliatie. Podobne ako v rôznych častiach stredného a východného Slovenska, aj v širšom okolí Drienčanského krasu (najmä v Slovenskom rudohorí) sa prejavili prvé aktivity andezitového vulkanizmu. Klíma bola mierne teplá a vlhká (SITÁR & DIANIŠKA 1979). Povrchové toky, tečúce zo Slovenského rudohoria po zlomových líniách smerom na juhovýchod, v širokých alúviach unášali so sebou stále väčšie množstvo vulkanoklastického materiálu vo forme andezitových pieskov, štrkov, potom aj mohutných valú-nov, často zmiešaných aj s vulkanickým popolom z erupcií neďaleko ležiacich sopiek. Vulkanoklastické fluviálne sedimenty teda postupne vypĺňali paleodoliny. Na území Drienčanského krasu sa dajú rozlíšiť dve výrazné paleodoliny smeru SZ - JV: prvá prebiehala v línii Lipovec - Slizké -Kvetský vrch a druhá východne od Hrušova a Ostrian. Okrajovú časť druhej paleodoliny reprezentuje aj dnešný denu-dačný zvyšok Holého vrchu (zistené podľa úklonu bazálnych pieskovcov smerom na západ). Na základe sú¬časne zachovaných vulkanoklastických výskytov predpokladáme, že doliny mohli byť mierne užšie v severnej časti územia, na bridliciach verfénskeho súvrstvia, kým južnejšie, na sedimentoch lučenského súvrstvia, ktoré pokrývali vápence v strednej a južnej časti Drienčanského krasu, sa rozširovali na 1,5 km (Holý vrch) až 2,5 km (Kvetský vrch). Došlo tak k pokrytiu podstatnej časti Drienčanského krasu vulkanoklastickými pieskami, štrkmi a vulkanickým popo¬lom. Podľa nadmorských výšok báz vulkanoklastických súborov v dvoch paleodolinách môžeme získať obraz o smere znosu vulkanoklastického materiálu a o miere prekrytosti územia. V prípade paleodoliny Lipovec - Kvetský vrch je báza súboru v severnej časti Drienčanského krasu 450 m n. m., v okolí kopca Mosko vrch 425 m n. m., pod Kvet-ským vrchom pri Špaňom Poli 410 m n. m. a pod Veľkou Lysou pri Hostišovciach 330 m n. m. Bazálne vrstvy pokoradzského súvrstvia na severe Holého vrchu ležia vo výške 390 m n. m., na juhu 350 m n. m. Paleodoliny teda klesali od severu k juhu (približne 120 m na 5 km, t. j. so sklonom ca 1,3°). Ďalej môžeme tvrdiť, že aj keď alúviá paleotokov boli veľmi široké, v reliéfe sa nachádzali nerovnosti, pretože báza vulkanoklastík na Mackovom vrchu je na úrovni 400 m n. m., kým o 400 m južnejšie na kopci Vrchhora je báza položená o 30 m vyššie (430 m n. m.). V oblasti dnešnej slepej doliny pred jaskyňou Podbanište sa teda nachád¬zala depresia, čo dokazuje, že založenie doliny bolo pred stredným miocénom, ako to predpokladal HOCHMUTH (1996: 97).
Ku koncu stredného miocénu stále narastala hrúbka vulkanoklastických sedimentov, ktoré postupne pokryli takmer celé územie Drienčanského krasu. Svedčia o tom zvyšky veľkých valúnov aj na vrcholových častiach mier¬ne zaoblených vápencových kopcov v okolí vrchu Holubi-na (429,3 m n. m.). Vápencová Holubina dlho vyčnievala nad vulkanoklastickými nánosmi širokých paleodolín, vzhľadom na výšku vrcholových častí vulkanických kop¬cov (Mosko vrch 454 m n. m., Vrchhora 462 m n. m., kop¬ce JV od Slizkého 396, Kvetský vrch 487,5) však nemožno vylúčiť, že v záverečnej fáze nebol pokrytý aspoň tenkou vrstvou epiklastických sedimentov aj tento vrch.
V záverečnej fáze vulkanizmu došlo k explóziám juž¬nejšie ležiacich sopiek a k výlevu horúcich pyroklastických prúdov do južnejších častí spomenutých paleodolín. Explozívnu aktivitu dokazuje tenká vrstva autochtónych aglome-rátov na báze pyroklastického prúdu v oblasti Chvalovej aHostišoviec (Lexa in VASS et al. 1989: 48, 52, 104). V oblasti Drienčanského krasu možno rozoznať dva výraz¬né prúdy: mohutnejší pochádzal z vulkanoklastického ma sívu medzi Hostišovcami a Chvalovou (centrá sú pravde¬podobne zakryté vulkanoklastikami) a postupoval proti smeru toku na severozápad cez Kvetský vrch zrejme takmer až k dnešnej doline Drienku. Druhý prúd pochádzal z oblasti Dlhého vrchu SV od Veľkého Blhu a smeroval do druhej paleodoliny cez vrch Hradište na Bankov a Holý vrch. Vý¬levom pyroklastických prúdov sa ukončila etapa stredno-miocénneho vulkanizmu, hoci epiklastický materiál andezitových vulkanitov bol čiastočne deponovaný aj po nich.

Panón

Po dovŕšení vulkanickej činnosti (po výleve pyroklastických prúdov) čiastočne pokračovala depozícia andezitových valúnov, ale aj rozrušovanie vyčnievajúcich tvarov. Južnejšie, na území Maďarska a čiastočne aj na území Rimavskej kotliny, sa rozprestierali rozsiahle jazerá, ale v mierne vyzdvihnutej oblasti Drienčanského krasu prebiehal proces výrazného zarovnávania reliéfu. Vytvorila sa stredohorská roveň. Do tohto obdobia sa datuje aj zarovnanie územia Slovenského krasu (napr. Lukniš in FUSÁN et al. 1962, JA-KÁL 1975), v študovanom území však táto roveň bola pre ľahšie zvetrávajúce klastické a vulkanoklastické horniny menej výrazne konzervovaná. Zachovaná je len vo forme plošiny na Kvetskom vrchu v nadmorskej výške 440 -460 m (150 - 180 m nad súčasnými tokmi) a severne od Drienčanského krasu prevažne na horninách verfénskeho súvrstvia. Na Holom vrchu zostalo pravdepodobne už len jej torzo. Karbonátové horniny Drienčanského krasu boli vtedy pokryté a v depresívnej polohe, preto krasovatenie neprebiehalo a stredohorská roveň na vápencoch tohto územia nebola vyvinutá.

 

Vrchný miocén - pliocén (pont, dák, ruman)

Na rozhraní panónu a pontu atickými (po ponte možno aj rodanskými) pohybmi došlo k výzdvihu územia a k intenzívnemu zarezávaniu tokov. Podľa Jakála (JAKÁL 1975: 114) nastal výzdvih vo dvoch fázach. V prvej fáze tvrdšie andezitové vulkanoklastické sedimenty, najmä aglo-meráty pyroklastických prúdov, priebeh tokov vychýlili a postupne premiestnili do priestorov medzi paleodolina-mi, ktoré budovali prevažne menej odolné siltovce sečen-ských šlírov. Vytvorili sa tým črty línií dnešných dolín.

V druhej fáze došlo k nakloneniu územia na juh s intenzívnejším výzdvihom s amplitúdou okolo 80-100 m, čo dokazujú aj časté staré zosuvy na okrajoch vulkanoklas-tických masívov (najmä juhovýchodne od Hostišoviec a Španieho Poľa). Toky, ktoré už môžeme nazvať ako Blh (s bočnými prítokmi) a Drienok, na území Drienčanského krasu ľahko odnášali mäkký materiál sečenského šlíru a silne zredukovali aj epiklastické uloženiny pokoradzského sú-vrstvia na okrajoch bývalých strednomiocénnych paleodo-lín. Zo širokých alúvií vyčnievali len vulkanoklastikami budované vrchy, z ktorých pokračoval odnos najmä v ich úpätných častiach. Pravdepodobne veľmi skoro došlo aj k odkrytiu vápencov na Holubine (ak bola vôbec pokrytá) a na susedných vápencových vrchoch.
HÍbka erózie zrejme na niektorých miestach dosiahla aj úroveň vápencov, toky sa však hlbšie do nich ešte nezarezali a nedošlo ani k vzniku krasových javov. Svedčí o tom aj zaujímavý prípad potoka Drienok, ktorý tečúc od severu po zlomovej línii smeru SSZ-JJV, v oblasti severovýchodne od Slizkého narazil na severné ukončenie pyroklastického prúdu Kvetského vrchu. Následkom intenzívneho výzdvihu územia potok nedokázal prekonať odolnú bariéru tvrdých andezitových brekcií a náhle zmenil smer na severovýchod po staršom zlome smeru SV - JZ a po krátkom, 3 km dlhom úseku sa vlial do Západného Turca.
Koncom miocénu, v ponte, sa ustálili pohyby a územie Rimavskej kotliny aj mierne pokleslo. V dôsledku toho sa korytá širokých povrchových tokov začali zanášať štrkmi. V širšom okolí Drienčanského krasu však oproti západnej¬šie a východnejšie ležiacim poklesnutým kryhám (Dúžava--Kružno a Kesovská, kde došlo k nahromadeniu značného množstva j azerno-riečnych usadenín poltárskeho súvrstvia) subsidencia nebola až taká výrazná, preto tu nie sú známe ani hrubšie vrstvy štrkov (íly sa vyskytujú najbližšie pri Držkovciach).
Presnejšie datovanie štrkov poltárskeho súvrstvia je pre nedostatok fosílií veľmi obtiažne, čo sťažuje aj vekové ohraničenie vzniku zarovnaných povrchov vzniknutých v tejto dobe. V staršej literatúre bol proces zarovnávania reliéfu a vytvorenie tzv. poriečnej rovne kladený do vrchného plio-cénu (napr. LUKNIŠ 1964), v súčasnosti dokázaním vrchno-miocénneho (pontského) veku jazerných ílov poltárskeho súvrstvia pri Poltári a Gemerskej Vieske (napr. VASS et al. 1989: 54) sa rozšírilo aj časové ohraničenie možnosti vzniku poriečnej rovne. Napriek tomuto datovaniu sa však riečne štr-ky mohli vytvoriť (a zrejme sa aj vytvorili) taktiež v pliocéne, preto opisujeme tento pomerne dlhý interval spolu.
Zvyšky zarovnaných plošín z tejto doby (poriečnej rovne) sú na území Drienčanského krasu sledovateľné v dvoch úrovniach. Vyššia, zrejme pliocénna úroveň je v severnej a v strednej časti územia (v oblasti Drienku, Podbanišťa a Slizkého hája) prebieha v nadmorskej výške375-410m, severne od Hostišoviec 375 - 385 m a v južnej časti (v oblasti Drienčan) 320 - 340 m. Územie teda malo stále výrazne klesajúci charakter na juh. Druhá úroveň v severnej a v strednej časti územia takmer splýva s prvou, v oblasti Drienku prebieha v nadmorskej výške 350 - 370 m, v oblasti Slizkého hája (okolie Frontovej jaskyne) 335 - 370 m, ale v doline Blhu sa od nej výrazne líši: pri Hrušove prebieha v nadmorskej výške 290 (300) - 310 m, pri Ostranoch 270 - 280 m a najnižšia je pri Drienčanoch, 265 - 300 m, pri krasových jazierkach dokonca od 260 m n. m. Vzhľadom na to, že táto úroveň leží pri Drienčanoch priamo nad úrovňou najstaršej známej terasy (mindelskej, vo výške 240 -250 m n. m.), predpokladáme, že sa vytvorila v najvyššom pliocéne, možno i v najstaršom pleistocéne.
Poriečna roveň je indikovaná aj drobnými, dobre opracovanými kremennými a kremencovými valúnikmi (poltárskeho súvrstvia) najmä v oblasti veľkých závrtov severovýchodne od Drienockej pustatiny, nad dolinou Blhu pri Hrušove, ojedinelé aj nižšie. V štrkoch úplne chýbajú karbonátové horniny, preto predpokladáme, že vápence v širšom alebo bližšom okolí výrazne nevyčnievali.

Kvartér

V najstaršom pleistocéne sa valašskými pohybmi začala séria nových výzdvihov územia. Na základe zachovania jaskynných úrovní v dolinách Drienku a Blhu a zvyškov terás na nekrasových horninách môžeme získať aspoň približný obraz o charaktere týchto zdvihov. Najintenzívnejšie výzdvíhy sa prejavili v období najstaršieho pleisto-cénu (donau, gúnz) v niekoľkých etapách s menšími prestávkami, v ktorých sa vytvorili nevýrazné horizontálne jaskyne (napr. Lomová jaskyňa asi 15 m pod hranou poriečnej rovne v doline Drienku). Ďalší výrazný výzdvih územia nastal na rozhraní najstaršieho a starého pleistocé-nu (medzi gúnzom a mindelom), ktorý je dobre pozorovateľný aj v Rimavskej kotline s amplitúdou 25 -40 m (Pristaš inVASsetal. 1989: 59).

Tieto výzdvihy mali podstatný vplyv na vývoj Drienčanského krasu. Od najstaršieho pleistocénu až do obdobia starého pleistocénu (mindelu) sa znížila erózna báza tokov o 25 - 35 m. Oblúk v oblasti potoka Drienok, ktorý bol vytvorený po panónskom výzdvihu, si zhruba zachoval svoj tvar aj počas spomínaných výzdvihov. Pôvodné široké koryto vo vápencoch sa však zúžilo a vznikla tak veľmi zaujímavá a pôsobivá dolina so zaklesnutým oblúkom. Nakoľko v tejto oblasti neboli vápence zakryté sedimentami sečenského šlíru, aj proces obnaženia a krasovatenia začal skôr ako v ostatnej časti Drienčanského krasu. Zo zarovnanej plošiny poriečnej rovne sa ľahko odstránili nehrubé vrstvy štrkov poltárskeho súvrstvia a nastal proces hĺbkového kra¬sovatenia so vznikom veľkých závrtov nad pravou stranou doliny Drienku (s výnimkou Drienockej pustatiny, ktorá bola odkrytá neskôr). Týmto závrtom pripisuje HOCHMUTH (1996: 97), [podobne aj LUKNIŠ (1964) krasovému reliéfu pri Špaňom Poli] predbádenský pôvod. Ich kvartérny (staropleistocénny) vek však podopiera poznatok, že prvýkrát vo vývoji územia došlo k takému výraznému zahlbeniu povrchových tokov so vznikom až 35 m hrubej vadóznej zóny, ako aj fakt, že štrky poltárskej formácie sa tu nachádzajú prevažne na plošine medzi závrtmi (pokiaľ by boli štrky v pliocéne vypĺňali už aj závrty, boli by v nich zostali aspoň čiastočne). K exhumácii vápencov teda nesporne došlo, no podľa nášho názoru v tej dobe ešte bez výraznejších krasových javov (tie boli vytvorené neskôr, najpravdepodobnejšie v starom pleistocéne). Exhumáciu krasových javov isto nesprávne interpretoval Košťálik (in BOLFÍK et al. 1990: 199), ktorý tvrdil, že,, erózia riek... v okolíDrienčan exhumovala zvyšky zarovnaného staršieho predbádenské-ho reliéfu, zachovaného na vápencoch stredného triasu ". Vápence vrchného triasu, ktoré sa tu vyskytujú, boli tu pred bádenom zakryté neogénnymi sedimentami, krasový reliéf so závrtmi sa nachádza na poriečnej rovni a mohol sa vytvoriť len v kvartéri.
Začiatkom mindelu sa zintentívnil proces denudácie aj v centrálnej časti Drienčanského krasu. Došlo k postupnému odstráneniu sedimentov sečenského šlíru a zo širších okrajov Holého vrchu, Mackovho vrchu, Vrchhory a Kvetského vrchu aj pieskovcov a andezitových valúnov pokoradzského súvrstvia. Odkryli sa tým vápence, v ktorých sa začal proces intenzívneho krasového zvetrávania. Povrchové vody, tečúce z vyššie položených andezitových kopcov, sa vo vápencoch prepadávali do podzemia. Vo vzniknutej vadóznej zóne v hrúbke minimálne 20 - 25 m medzi tokmi Blh a Drienok prepadávajúce sa toky vytvorili depresné vadózne podzemné priestory so strmo klesajúcim priebehom (v oblasti Podbanišťa, Frontovej jaskyne a v okolí Holého vrchu, možno aj na severných svahoch Kvetského vrchu). Vytvorila sa tak séria okolo 20 m hlbokých priepas¬tí, ktoré sa otvárajú približne z úrovne poriečnej rovne [datovanie priepastí do tohto obdobia podopiera aj fakt, že malá priepasť v ostranskom kameňolome je podľa autorov Ho-RÁČEK & LOŽEK. (1982: 108-109) vyplnená už strednopleis tocénnou výplňou - obr. 8]. Do tohto obdobia môžeme datovať aj uzatvorenie doliny -1, j. vznik slepej doliny - pred jaskyňou Podbanište, pretože vytvorením vstupnej priepasti sa otvorila cesta pred odnosom andezitových vulkanoklas-tĺk do jaskynných priestorov. V Podbaništi a v krasových depresiách okolia aj dnes nájdeme v štrkoch vysoké percento andezitových valúnov a ťažkých minerálov z nich (Ženiš in DURČÍK et al. 1992: 22). V tej dobe sa zrejme vytvorili veľké závrty aj na zarovnanej plošine v okolí Holu-biny, Frontovej jaskyne a na západnom svahu Holého vrchu.
Koncom staršieho pleistocénu, ku koncu mindelu, sa územie prechodne skonsolidovalo. V krasových masívoch, ktoré boli odvodňované vnútorne, nastalo výrazne horizontálne prúdenie podzemných krasových vôd v plytkej freatic-kej (epifreatickej) zóne. V doline Drienku, v severnej časti Drienčanského krasu, kde bol výzdvih výraznejší, vo výške 25-35 m nad súčasnou nivou sa vytvoril pomerne dobre sledovateľný horizont s jaskynnými úrovňami. Je reprezentovaný fluviokrasovými jaskyňami Tajná chodba, Drienoc-ká a Pavúčia približne v nadmorskej výške 310-315 m.
Na nekrasovom podklade sa následkom striedania studenej a teplej klímy (glaciálov a interglaciálov) vytvorili terasy. V studených obdobiach, keď vegetácia bola nedo¬statočná, erózia postupovala bez zábran a potoky z Rudohoria unášali so sebou veľké množstvo valúnov, ktoré potom uložili v nižších častiach tokov, keď sa ich energia znížila. Vznikli tak hrubé vrstvy štrkov, ktoré na území Rimavskej kotliny a priľahlej časti Slovenského rudohoria tvoria plošne najrozsiahlejšiu akumuláciu práve v starom pleistocéne (mindeli). Štrkové vrstvy boli prekryté sprašou, ktorú sem naviali divoké a studené vetry. Na vzniknutej sekvencii v nasledujúcej teplej perióde interglaciálu sa po¬tom uložil pôdny pokryv. Zvyšky spodnej mindelskej terasy sú dobre rozoznateľné na ľavom brehu Západného Turca pri Rybníku a severnejšie aj na pravom brehu s bázou oko¬lo 20 m od nivy (Pristaš in VASS et al. 1989).
V oblasti potoka Blh tejto úrovni zodpovedá poloha Skalnej rúry, Veľkej drienčanskej jaskyne a Kosťovej jaskyne 18 - 20 m nad nivou, ale pravdepodobne vtedy sa vytvorila aj krasová dutina v drienčanskom lome, ktorá je úplne vyplnená žltohnedými hlinito-sprašovitými sedimentami 22 m nad Blhom a možno aj v hrušovskom lome. Z mindelských terás sú zvyšky spodnej vysokej terasy pomerne dobre zachované južne od Drienčan na spodnomio-cénnych sedimentoch sečenského šlíru na pravom brehu potoka, ale aj na ľavom brehu vo forme eróznej plošiny (bývalé hradisko) nad obcou v nadmorskej výške 240 -250 m.
V oblasti Podbanišťa boli vtedy vytvorené pravdepodob¬ne horizontálne chodby, ktorých horná časť je zachovaná za vstupnou studňou (Suchá vetva a slepá chodba na začiatku riečiska), ale ich pokračovanie v súčasnosti nie je známe. Pravdepodobne prebiehajú pod výrazným závrtovým radom, ktorý sa tiahne južným smerom od Podbanišťa. Do tohto obdobia kladieme aj vznik horizontálnych chodieb Frontovej jaskyne a možno aj Jaskyne pri Holom vrchu. Vertikálne alebo strmo upadajúce studne neskoršie premodelovala korózna činnosť presakujúcich agresívnych krasových vôd.
Na rozhraní starého a stredného pleistocénu (mindelu a risu) nastal ďalší, ale už menší výzdvih územia. Povrchové toky sa zarezali hlbšie, znížila sa erózna báza a zrejme vtedy došlo k odkrytiu prevažnej časti Kamenného jarku, Drienockej pustatiny, bezprostredného okolia vulkanoklas-tického pokrovu Holého vrchu a juhovýchodnej časti Drienčanského krasu (oblasti severne od Budikovian). V týchto častiach sú tak povrchové ako podzemné krasové javy (naj¬mä závrty a jaskyne) slabšie vyvinuté, dosahujú menšie rozmery.
V strednom pleistocéne, v rise, sa na nekrasových horninách vytvorili dve terasové úrovne: vrchná a spodná stredná terasa. V oblasti Drienku, na ľavej strane ústia potoka do Západného Turca, je zachované torzo spodnej strednej terasy s bázou vo výške okolo 4 - 6 m od nivy a v doline Blhu sú zvyšky spodnej riskej terasy zachované pri Budikovanoch a na pravom brehu juhovýchodne od Drienčan s približne rovnakou výškou bázy a so šírkou asi 1 km. Pred¬pokladáme, že v tejto dobe sa vytvorila Malá drienčanská jaskyňa, Malá hrušovská jaskyňa, Malá plazivka a zrejme aj Jaskyňa v Maruškinom jarku, ktoré reprezentujú ďalšiu výraznú úroveň v doline Blhu. Do tohto obdobia ďalej kla¬dieme vznik Špaňopoľskej jaskyne a vrchného horizontu Chvalovskej jaskyne a možno aj Dúbravice, Cenkavej a Jaskyne v Kamennom jarku. Hoci priame paleontologic¬ké dôkazy chýbajú (v Malej drienčanskej a Chvalovskej jaskyni boli dokázané len wúrmské sedimenty), ich vek predpokladáme na základe relatívnej výšky bázy spodnej riskej terasy. Teoreticky je však možný ich vznik aj na začiatku wúrmu.
V strednom pleistocéne nastalo aj značné zasedimento-vanie mnohých podzemných dutín. Dôkazom toho je už spomínaná strednopleistocénna výplň neveľkej priepasti v ostranskom kameňolome. Vypĺňanie jaskynných priesto¬rov hlinitými a štrkovými sedimentami nastalo zrejme viackrát a súvisí so zvýšenou eróznou činnosťou v studených obdobiach pleistocénu. Priestory jaskyne Podbanište boli viackrát vyplnené, zvyšky štrkov sa na viacerých miestach nachádzajú aj blízko stropu.
Po miernych výzdvihoch územia v mladom pleistocéne nastal opäť relatívny tektonický kľud, ktorý zapríčinil vznik poslednej, wúrmskej terasy. Jej zvyšky sú na malých plochách zachované pri Budikovanoch. Báza tejto terasy je zhruba na úrovni súčasných nív potokov (prípadne aj hlbšie), jej povrch okolo 4 - 6 m nad nivami. Štrky z konca wúrmu sa však následkom posledného zdvihu nachádzajú už na dnách riečnych korýt (Pristaš in VASS et al. 1989: 65). Zrejme wurmského veku je Jaskyňa pri ceste, ktorá je najnižšie položenou jaskyňou v doline Blhu.
V holocéne sa proces výzdvihu zastavil a územie aj mier¬ne pokleslo. Dokazuje to 2 - 2,5 m hrubá vrstva holocénnych fluviálnych nánosov v korytách potokov Blh a Drienok. Proces obnažovania Drienčanského krasu, aj keď menej intenzívne ako v pleistocéne, trvá aj v súčasnosti. Vápence sú stále zakryté horninami sečenského šlíru, budiko-vianskych vrstiev a pokoradzského súvrstvia najmä v líniách dvoch paleodolín (juhovýchodne od Holého vrchu a v línii Slizké - Kvetský vrch).
Z načrtnutého vývoja Drienčanského krasu vyplýva niekoľko osobitostí, ktoré môžeme zhrnúť nasledovne:

a) Osi vrásových štruktúr sa všeobecne vynárajú smerom na západ od Slovenského krasu, preto bola táto oblasť vo vyzdvihnutej pozícii a denudácia postupovala hlbšie. Z tohto dôvodu tu v súčasnosti dominujú najmä klastické sedimenty verfénskeho súvrstvia a len zriedkavejšie sú zastúpené vápence, ktoré sa vyskytujú v jadrách synklinálnych štruktúr.

b) Územie Drienčanského krasu sa nachádza na južnom okraji Slovenského rudohoria, napriek tomu má jeho geo-morfologický vývoj spoločné črty skôr s vývojom Rimavskej kotliny, čím sa značne líši od územia Slovenského krasu (ktorý je súčasťou Slovenského rudohoria).
c) Podstatná časť územia Drienčanského krasu bola v strednom miocéne pokrytá andezitovými vulkanoklas-tickými horninami, ktoré poznačili neskorší vývoj krasu a ich denudačné zvyšky dávajú územiu osobitný ráz aj v súčasnosti.
d) Prevažná väčšina krasových javov v Drienčanskom krase je kvartérneho veku. Jaskyne v dolinách Blhu a Drienku sú dobre korelovateľné s riečnymi terasami.

Ľ.Gaál 03.06.2007 Článok XML Textová verzia Zobrazení: 4558
© RuposTel s.r.o.