Kanyarulatképzıdés tér- és idıbeli változása a Maros magyarországi szakaszán1 Blanka Viktória – Sipos György – Kiss Tímea2
1. Elızmények A XIX. század közepén lezajlott folyószabályozási és ármentesítési munkák nagymértékben átalakították a Maros magyarországi szakaszát. Ennek eredményeképpen a heves vízjárású, nagy mennyiségő hordalékot szállító folyó jelenlegi felszínalakító tevékenysége igen intenzívvé vált. A bemutatásra kerülı kutatásban a Maros magyarországi szakaszán a kanyarulatfejlıdés mértékét és a partépülés sajátosságait vizsgáltuk dendro-geomorfológia, valamint térinformatikai elemzés és meander-geometriai vizsgálatok segítségével.
1.1. A kanyarulatfejlıdés vizsgálata A folyókanyarulatok fejlıdése a sodorvonalnak a középvonalhoz viszonyított nagyobb mérető kilengésébıl adódik. A sodrás a homorú part közelében erısebb, ezért ezt alámossa, a domború oldalon pedig lerakja hordalékának egy részét. Mivel a folyó kanyarulatának fejlıdése árvíz idején erısödik fel, ezért a domború oldal üledék-felhalmozódás ugrásszerően és periodikusan történik. Az apadó vízbıl a belsı oldal lankás lejtın lerakódik a tovább nem szállítható hordalék, fokozatosan csökkenı szemcseméret szerint. A meder változását nagymértékben befolyásolják a hordalék viszonyok, a vízgyőjtıterület hidrológiai viszonyai, a vízhozam és annak ingadozásai, a meder anyagának erodálhatósága, a terület geológiai viszonyai. A folyók felszínformáló tevékenységét a medereltolódás és a kanyarulatfejlıdés ütemének vizsgálatával lehet leginkább nyomon követni. A magyarországi folyók kanyarulatainak vándorlására térképsorozatok és földtani szelvények felhasználásával Mike (1991) készített becsléseket. Somogyi (1974) a Duna sárközi szakaszán vizsgálta a medereltolódások maximális értékeit hasonló módszerekkel. A vizsgált idıszakban (1783-1900) oldalirányban 16-50 m/év, folyásirányban pedig 20-38 m/év volt a vándorlás mértéke, és az oldalirányú eltolódás általában kisebbnek adódott, mint a folyásirányú. Vizsgálta az egy meander kialakulásától a lefőzıdéséig szükséges idıt is, ami körülbelül 150 év. Károlyi (1960) korabeli térképek összehasonlításával számolta a Tisza kanyarulatainak vándorlási sebességét, ami 1890-1931 között egyes szakaszokon 100-1300 m között változott, a leggyorsabban Tokaj és Csap között fejlıdtek a. kanyarulatok. Nagy et al. (2001) a Tisza 109. VO szelvényében végeztek méréseket és azt tapasztalták, hogy az adott szelvényben a meder mintegy 200 m-nyit tolódott el a szabályozások óta, másrészt megállapították, hogy a Tisza a kanyarulatok növekedése következtében 16 km-rel hosszabb lett.
1 2
A kutatást az OTKA 62200 sz. pályázata támogatta
SZTETermészeti Földrajzi és Geoinformatikai Tanszék 6722 Szeged, Egyetem u. 2-6 Tel/fax: 62-544-158 e-mail:
[email protected]
1
1.2. Dendro-geomorfológia A dendro-geomorfológia a dendrológia geomorfológiai célú felhasználását jelenti. Ezt a kifejezést Alestalo (1971) vezette be arra az alkalmazási módra, amikor dendro-kronológiai és növény ökológiai módszereket alkalmaznak a geomorfológiai kutatások során. A kutatás célja ilyen vizsgálatoknál egyes morfológiai folyamatok sebességének és aktivitási idıszakának meghatározása évgyőrők vizsgálatával. A dendrológia olyan területeken alkalmazható eredményesen, ahol a változó felszínen fák vannak. Elınye, hogy könnyen elvégezhetı, ugyanakkor gyors és pontos eredményt ad. Jól alkalmazható módszer az utóbbi században lezajlott geomorfológiai folyamatok vizsgálatára – pl. a kanyarulatvándorlás mértékének meghatározására – azokon a területeken is, ahol nem áll rendelkezésre kellı számú vagy pontosságú térkép. A dendro-geomorfológia eredményesen alkamazható (1) akkumuláció/erózió korának és mértékének vizsgálatára; (2) újonnan létrejött felszínek korának meghatározására; (3) tömegmozgások korának meghatározására – fák elhajlásán alapuló mérésekkel. Ezek közül a kanyarulatfejlıdés vizsgálatához az újonnan létrejött felszínek korának meghatározása kapcsolódik, ezért ezt részletesen bemutatjuk. Újonnan létrejött felszínek korának meghatározása Ha valamely külsı vagy belsı erı új felszíneket hoz létre, akkor ezeken a felszíneken rövid idı elteltével megtelepedhet a fás növényzet. A fák megtelepedésére alkalmas felszíneket többféle fluviális folyamat is létrehozhatja, melyek közül a legfontosabb a mederszélesség csökkenés és a meanderezés során a belsı ív épülése (Scott et al. 1996). a) A mederszélesség csökkenése Mederszélesség csökkenés során létrejött felszínek azoknál a folyóknál fontosak, amelyeknél nagymértékő mederszélesség ingadozás tapasztalható. Mederszélesség-csökkenés bekövetkezhet áradás által elıidézett szélességnövekedést, klímaváltozást, emberi beavatkozást követıen, vagy területhasználat változás hatására. A mederszélesség csökkenés közvetlen kiváltó oka általában olyan idıszak, amikor néhány éven keresztül a teljes meder átdolgozásához szükségesnél kisebb mérető áradások fordulnak elı, így a növényzet megtelepedhet a mederben (Osterkamp és Costa 1987). A megtelepedett fák általában nem pontosan azonos korúak (Friedman 1993), az alacsony vízállású idıszakban bármikor megtelepedhetnek. A létrejött felszínek alakja szabálytalan, azonban a leghosszabb tengelyük folyásiránnyal párhuzamos. b) Meanderezés A meanderezı folyók általában alacsony szélesség-mélység aránnyal és folyamatos medervándorlással jellemezhetıek. A legnagyobb mennyiségő üledék-lerakódás az övzátonyokon történik. Az övzátonyok mentén sávokban alakulnak ki új felszínek, melyek párhuzamosak a kialakulásukkor megfigyelhetı lefolyási iránnyal (Everitt 1968, Noble 1979), és a rajtuk megtelepedett fák azonos korúak. A létrejött formán a megtelepedett fák megmintázásával, koruk meghatározásával izokron térkép rajzolható, melynek segítségével elkülöníthetıek a különbözı korú felszínek. Az egyes felszíneken található legidısebb fa hozzávetılegesen megadja annak az idıpontját, amikor a felszín stabilizálódott, de az adott felszín mindig idısebb, mint a rajta élı legidısebb fák (Sigafoss 1964, Hupp 1987). Az azonos korú felszíneken azonos korú állományok alakulnak ki. Az ilyen típusú mérések ott adnak pontos adatokat, ahol az új formán egy-két vegetációs perióduson belül megtelepszenek az elsı fák (Everitt 1968). Nagyon pontos eredményeket adhatnak a nyárfák és a füzek a kanyarulatvándorlás mértékére (Scott et al. 1996), mivel ezek nagy mennyiségő magot termelnek és megfelelı
2
körülmények (pl. tápanyagdús friss folyóvízi üledék) között akár néhány hét elteltével kihajthatnak. Ezért vizsgálatunk során olyan felszíneket kerestünk, ahol a főz- és nyárfák jelentek meg a szárazzá vált felszíneken.
2. A mintaterületek bemutatása A Maros a magyarországi szakaszon kanyarulatépülés szempontjából három szakaszra osztható: (1) a felsı szakaszon nagy mérető kanyarulatok találhatók, melyeket a szabályozások nem érintettek, így zavartalanul fejlıdtek tovább, viszonylag nagy esés és bıséges hordalékviszonyok mellett; (2) a középsı szakaszt teljesen kiegyenesítették, ezeken a szakaszokon legfeljebb álkanyarok jöttek létre, itt a fonatos jelleg sokkal kifejezettebb; (3) az alsó szakaszon egyenetlen nagyságú kanyarokat találunk, amelyek közül a nagyobbak a szabályozások elıtt is léteztek, míg a kisebbek (a torkolat közelében) az elmúlt 150 év alatt alakultak ki és fejlıdtek érett kanyarulattá (1.ábra).
1.ábra: A vizsgálati területek elhelyezkedése. A négyzetek a mintaterületeket mutatják, míg az 1-3 a jellegzetes szakaszokat. A vizsgálat során négy kanyarulatban és egy szigeten végeztük el a dendrológiai felmérést. Az elsı kanyarulat a felsı szakaszon helyezkedik el Magyarcsanád településtıl délre, 40,3-42,5 fkm között. Nagymérető kanyarulat, melynek fejlıdése természetesnek tekinthetı, mivel a XIX. századi szabályozások során változatlanul meghagyták és határfolyói státuszából adódóan a késıbbi szabályozási munkálatok sem érintették. A második folyókanyarulat a középsı és az alsó szakasz határán található a Csipkés elnevezéső területen, 18,7-19,5 fkm között, mely a vizsgált kanyarulatok közül az egyetlen fejletlen kanyarulat. A harmadik és negyedik kanyarulat pedig az alsó szakaszon helyezkedik el. Ezek a Maros alsó szakaszának legintenzívebben fejlıdı kanyarulatai az 1953 óta készült légifelvételek egymásra vetítése alapján. A hármas számú mintaterület Ferencszállás mellett, 15-18 fkm között elhelyezkedı kanyarulat, amely egy a szabályozások elıtt is meglévı, nagymérető kanyarulat. Ez a kanyarulat eltér a többi vizsgált kanyarulattól, mivel fejlıdésére elsısorban az emberi beavatkozások hatottak (partbiztosítás, sarkantyúk). A negyedik vizsgált
3
kanyarulat a Deszk községtıl északra, 3,7-4,7 fkm között található. Ez kisebb mérető kanyarulat a szabályozások után alakult ki és fejlıdött érett kanyarulattá. A kanyarulatok mellett egy szigetet is bevontunk a vizsgálatba, mivel a középsı szakasz legjellegzetesebb formái a szigetek és a fakivágások erdıtelepítések is kevésbé érintették, mint a part menti területeket, ezért a partépülési idıszakokat itt lehet a legnagyobb biztonsággal elkülöníteni. A vizsgált sziget Apátfalvától délre, (33-34 fkm) található, ahol egy zátonyrendszer egyik legnagyobb szigete.
3. Módszerek
3.1. Térinformatikai elemzés A geoinformatikai vizsgálat során a partvonal futásának változását 5 idıpontban készült, ERDAS Imagine 8.4 szoftverrel geokorrigált légifotók (1953, 1964,1981, 1991 és 2000) alapján követtük nyomon a vizsgált kanyarulatokban. A magyarcsanádi kanyarulat esetében az 1964-es légifotó hiányzott, így itt a partvonal változását csak négy idıpontban lehetett vizsgálni. A geokorrigált légifotók és térképek alapján vektoros állományokat készítettünk a vizsgált formákról. A partvonal változására vonatkozó méréseket az így elıkészített fedvényeken lehetett elvégezni. Annak ellenére, hogy a felvételek kis- és középvízkor készültek, a különbözı vízállások elhanyagolható módon befolyásolták partvonalak képi elhelyezkedését, mivel a partoldalak meredekek, a feltárt elmozdulások pedig jóval a hibahatár felettiek. A légifotók alapján nyert adatok lehetıvé tették a területen zajló fıbb változások, tendenciák meghatározását, azonban a kanyarulatok fejlıdése árvizekhez kötıdıen, ugrásszerően zajlik, ezért a part épülési idıszakainak pontos meghatározására dendrológiai vizsgálatot végeztünk.
3.2.Dendrológiai és geomorfológiai vizsgálat A dendrológiai felmérés során főz- és nyárfákat vizsgáltunk, mivel a megfigyelések szerint a nyár- és főzfák a középvíznél magasabbra emelkedı zátonyokat már a képzıdésüket követı elsı vegetációs periódusban elfoglalják (Gurnell et al. 2001), ezáltal jól jelzik mely árvizekhez köthetı nagyobb mértékő akkumuláció. 700 A fúrómagokat sztereomikroszkóp 600 segítségével értékeltük, majd az 500 eredmények alapján izokron térképeket 400 szerkesztettünk. A dendrológiai felmérés 300 mellett geomorfológiai térképezést is 200 100 végeztünk, hogy a terület legfontosabb 0 formái és a különbözı magassági szintben lévı felszínek elkülöníthetıek Év legyenek. Az elemzés során kapott 350 cm felett LNV adatokat összevetettük a 2. ábra: A 350 cm feletti, árvizes idıszakok vízállásadatokkal (2.ábra), hogy a fıbb (napokban) és a évi legnagyobb vízállások a változásokat egy-egy évhez kötni makói vízmércénél 1950-2004 között lehessen. 90
70
LNV (cm)
60 50 40 30 20 10
2004
2001
1998
1995
1992
1989
1986
1983
1980
1977
1974
1971
1968
1965
1962
1959
1956
1953
0
1950
350 cm felett (nap)
80
4
4. Eredmények
4.1. Térinformatikai vizsgálatok A légifotók elemzése azt mutatja, hogy 1953-ban mederszélesség tekintetében nagy eltérések tapasztalhatók a vizsgált kanyarulatok között és az egyes kanyarulatokon belül is (1. táblázat). Az elmúlt 50 évben a Maros teljes magyarországi szakaszán mederszőkülés, valamint a mederszélesség egységesebbé válása figyelhetı meg (1. táblázat), melyben döntı szerepet játszik a növényzet megtelepedése a zátonyfelszíneken. 1. táblázat Mederszélességek legkisebb és maximális értékei és különbségük (m) 1953-ban és 2000-ben a vizsgált kanyarulatokban Kanyarulat Magyarcsanád Csipkés Ferencszállás Deszk 1953 2000 1953 2000 1953 2000 1953 2000 Év 130 72 110 90 103 67 87 61 Legkisebb mederszélesség 250 170 185 122 245 112 136 94 Legnagyobb mederszélesség 120 98 75 32 142 45 49 33 Különbség (max-Min) A meder szőkülését, különbözı mértékben ugyan, de valamennyi vizsgált kanyarulat esetén tapasztaltuk. A mederszőkülés legintenzívebb idıszaka – a csipkési kanyarulat kivételével – az 1953-64 közötti periódus, majd a szőkülés üteme fokozatosan csökkent. Ebben az idıszakban a ferencszállási kanyarulatban a partépülés mértéke elérte az évi 14,6 métert, a meder szélessége 1964-re az eredeti 36 %-ára csökkent. Ez azonban az 1950-es években a kanyarulat homorú oldalán létesített, parteróziót megakadályozó partvédı mővek és domború oldalon létesített sarkantyúk következménye, a természetes fejlıdéső kanyarulatoknál ez az érték jóval alacsonyabb. A deszki kanyarulatnál a partelmozdulás maximális értéke 1953 és 1964 között 2,7 m/év, a magyarcsanádi kanyarulat esetében 195381 között 2,8 m/év volt. A partvonal futásásának változásai alapján a természetesen fejlıdı kanyarulatok Nanson et al. (1983) osztályozása szerint az áthelyezıdı típusba sorolhatók, bár kis mértékben megnyúltak a vizsgált idıszakban. A ferencszállási kanyarulatot ebbe a rendszerbe nem lehet besorolni, mivel fejlıdését döntı mértékben az emberi beavatkozások szabályozták. A meander paramétereket vizsgálva megállapítható, hogy a mederszőkülés a kanyarulatoknál lényeges változásokat okozott, azonban míg a természetesen fejlıdı kanarulatok a változásokhoz képesek voltak alkalmazkodni és a meander paraméterek aránya (görbületi sugár/mederszélesség) közel állandó maradt, a partbiztosított kanyarulatok az emberi beavatkozások hatására jelentısen eltorzultak.
4.2. Dendrológiai elemzés a, A Magyarcsanád melletti kanyarulat dendrológiai elemzése Az elsı mintaterület a felsı szakasz egy jellegzetes kanyarulatában helyezkedik el, ahol a. belsı íven egy idısebb felszín található, melyen a természetes fás vegetáció nem található, ezért kora dendrológiai módszerrel nem állapítható meg. A légifotó sorozatok alapján 5
azonban annyit elmondhatunk, hogy mindenképpen 1953 elıtt képzıdött. Az idıs felszín a fiatalabb övzátony-felszínektıl 1-2 m magasságú tereplépcsıvel különül el. Ez a tereplépcsı jelenti a mintaterület északi határát.
3a. ábra: A dendrológiai vizsgálat eredménye a magyarcsanádi mintaterületen A kanyarulat fejlıdését három szakaszra bontva vizsgáljuk, mivel a kanyarulat tetıpontján található telepített erdı széttagolja a dendrológiai vizsgálat mintaterületét (3 a, b, c ábra). A kanyarulat tetıponti részén ültetett erdı található, ezért a fák kora nem ad információt a fejlıdésének ütemérıl. A felszín minimális korát a part mentén található természetesen megtelepült főzfák alapján adhatjuk meg. Eszerint a jelenlegi partvonal már 1972-ben biztosan stabilizálódott (3a. ábra). A kanyarulat felsı szakaszának fejlıdését a part mentén elhelyezkedı szigetek partba olvadása határozza meg (3b. ábra). Ezen a szakaszon a legidısebb fák 1982-ben települtek meg egy szigetmagon, a part közelében. A 3b. ábra: A kanyarulat felsı szakaszának dendrológiai szigetépülésnek és a növényzet elemzése megtelepedésének a feltételeit az 1981-es árvíz és az azt követı középvizes idıszakok teremtették meg. Az 1981-es légifotón két sziget figyelhetı meg, melyek közül a délebbi ma is élı sziget, melyen dendrológiai vizsgálatot nem végeztünk. A partba olvadó, felsı sziget és a part közötti területen 1994-95-ös években telepedett meg a fás vegetáció, mivel az 1990-es évtized elsı felében megfigyelhetı alacsony vízállások mellett lehetıvé vált a növényzet megtelepedése az alacsonyabb felszíneken is. Az 1994-95-ben stabilizált terület 1,5 méterrel alacsonyabb az egykori sziget magasságánál. Ezzel egy idıben a jelenleg is élı sziget és a part közötti mederág is szőkült, mivel az alacsony 3c. ábra: A kanyarulat alsó vízállások idején a meder magasabb részein lehetıvé vált a szakaszának dendrológiai növényzet megtelepedése. elemzése 6
A kanyarulat alsó szakaszán 1972-ben telepedett meg a fás szárú vegetáció széles sávban a parthoz kapcsolódva (3c. ábra). A felszín képzıdése az 1970-es 624 cm-es vízállású és rekordhosszúságú (350 cm felett: 81 nap), árvízhez köthetı. Az 1981-85-ben stabilizált felszínen a növényzet megtelepedésére az elızıekben leírt kedvezı idıszak adott lehetıséget. A következı partépülésnek kedvezı idıszak az 1988-as hosszan elhúzódó (63 nap), árvíz és az ezt követı években tapasztalt egész évben alacsony vízállású idıszak (1989-ben LNV 233 cm és 1990-ben LNV 90 cm), hiszen a kis- és középvizes idıszak kedvez a zátonyok képzıdésnek. Ekkor a parttól távolabb alakult ki fás növényzettel borított felszín. A köztes terület fokozatosan töltıdött fel, azonban átfolyások még ma is megfigyelhetık. Késıbb a parthoz csatlakozott egy újabb, a korábbiaknál kisebb kiterjedéső felszín, amelyen 2000-ben települtek meg a fák.
b, A Csipkési kanyarulat dendrológiai elemzése A mintaterület határát ennél a kanyarulatnál is a tereplépcsıvel elkülönülı idıs felszín jelenti. A vizsgált területen a legidısebb fák 1971-ben telepedtek meg. Az ekkor stabilizálódott kis kiterjedéső zátonyfelszín a mintaterület középsı részén található, amelyhez az 1980-as évek elején újabb kis kiterjedéső stabilizált felszín kapcsolódott (4.ábra).
4. ábra: A dendrológiai vizsgálat eredménye a csipkési mintaterületen Az elsı jelentıs épülési idıszak az 1990-es évek elsı felében zajlott (1990-1993). Ebben az idıszakban jelentıs kiterjedéső felszín stabilizálódott a part menti sávban, valamint egy sziget alakult ki a parttól távolabb, melynek kialakulását az elızı kanyarulatnál leírt kedvezı idıszak tett lehetıvé az alacsonyabb zátonyfelszíneken. A következı épülési idıszakban az 1990-es évek közepén kisebb kiterjedéső felszínek stabilizálódtak a part mentén és folyásirányban folytatódott a sziget épülése. Az 1999-2001 közötti idıszakban a sziget és a part közötti terület stabilizálódott és a sziget a part részévé vált. c, A Ferencszállás melletti kanyarulat dendrológiai elemzése A mintaterület (5. ábra) déli részén az elızıekhez hasonlóan tereplépcsıvel elkülönülı idıs felszín helyezkedik el. A dendrológiai módszerrel vizsgálható legidısebb felszínen a fák 1966-67-ben települtek meg. Ez a felszín a mintaterület keleti részén található, szigetszerően a parttól távolabb az övzátony magas csúcsán képzıdött. Az épülés következı idıszaka 1971-75, mely párhuzamba állítható a magyarcsanádi kanyarulat azonos fejlıdési idıszakával. Ekkor az 1966-67-ben kialakult felszín és a partvonal közötti terület stabilizálódott, ami nyugat felé hosszan elnyúlt, valamint a parttól távolabb a kanyarulat tetıpontjától felfelé szigetszerően tudott olyan szárazulat (nagyobb zátonyfelszín) kialakulni, amely alkalmas volt a növényzet megtelepedésére. A következı épülési periódus 1976-79, a köztes terület feltöltıdésének ideje. A felszín kialakulása az 1975-ös rekordmagasságú (625 cm) árvízhez köthetı. Ekkor az 1971-75-ös 7
idıszakban képzıdött felszínek közti terület vált szárazulattá. A övzátonyok között átfolyások alakulhattak ki, amit jól mutatnak felszíneken jól megırzıdött sodrásnyomok.
5. ábra: A dendrológiai vizsgálat eredménye a ferencszállási mintaterületen Az 1970-es és az 1974-75-ös árvizek viszonylag gyorsan követték egymást, ezért az ezekhez az árvizekhez köthetı lerakódások dendrológiai módszerrel nehezen különíthetık el, azonban az1971-75-ös valamint az 1976-79-es épülési periódusok különválasztását a felszínformák (tereplépcsı) indokolttá teszik. Az 1981-es partépülési idıszak ennél a kanyarulatnál is megtalálható. Ebben a periódusban a kanyarulat tetıpontjától felfelé kapcsolódott a parthoz az új felszín, amely azonban alacsonyabb, mint az elızı idıszakban képzıdött felszín, mivel a létrehozó árvíz is csupán 520 cm magasságú volt. Ettıl a periódustól kezdve változik a partépülés menete. Már nem a parttól távolabb alakulnak ki az új szárazulatok, hanem a parthoz kapcsolódódva és a korábbinál keskenyebb sávokban, melynek oka az lehet, hogy a szőkülı mederben a zátonyképzıdés lehetısége és a zátonyok kiterjedése csökkent. Az 1985-ös árvizet követıen egy keskeny sáv kapcsolódott a kanyarulat tetıpontjától lefelé. Az 1991-ben stabilizálódott felszín nyugat felıl kapcsolódik az elızı idıszakban a kanyarulat tetıpontjától lefelé elhelyezkedı felszínhez. A parthoz csatlakozik a kanyarulat tetıponti részén egy kisebb kiterjedéső felszín. Ez a felszín az 1990-es évek második felében tapasztalható magas vízállásokat hozó években rakódott le. Az árvízszintek magassága 1996 és 2000 között minden évben meghaladta a 400 cm-t. A felszín a rajta élı fák alapján 2000ben érte el azt a magasságot, hogy rajta a fák meg tudtak telepedni. A mintaterület nyugati részén található a legfiatalabb fás vegetációval borított felszín, melynek kialakulása szintén az 1996-2000-es árvizekhez köthetı, azonban ez a zátonyfelszín alacsonyabb, ezért itt csak a következı években tapasztalható egész évben alacsony vízállások tették lehetıvé a növényzet megtelepedését (2003-ban mérték a legkisebb vizet -105 cm). d, A Deszk melletti kanyarulat dendrológiai elemzése A deszki kanyarulatnál hiányzik a tereplépcsıvel elkülönülı idıs felszín, így itt a mintaterület határát a déli részén található fiatal ültetett nyárfaerdı jelenti (6. ábra). A természetes vegetációval borított területen a legidısebb felszínen 1968-ban telepedtek meg a fák. Ez a felszín szigetszerően található meg a mintaterület keleti részén. Az új szárazulat a parttól távol az övzátony magas csúcsán jött létre. A következı épülési idıszak 1974-79. Az új felszínek kialakulása az 1974-es és az 75ös rekordmagasságú árvízhez köthetı. Olyan magasságú felszín, amelyen a növényzet már megtelepszik a part mentén széles sávban, valamint a parttól távolabb a mai partvonal mentén alakult ki. A kettı közötti területen továbbra is voltak átfolyások maradtak meg. Az átfolyások az 1968-as felszín és a part között is megmaradtak. 8
A következı felhalmozódási idıszak (1982-87). Ekkor a parttól távolabbi szárazulatok és a part közötti területek stabilizálódtak és a két szárazulat teljesen összekapcsolódott. A 80as évektıl kezdve új felszínek nem kacsolódtak a parthoz ebben a kanyarulatban.
6. ábra: A dendrológiai vizsgálat eredménye a deszki mintaterületen e, Az apátfalvi sziget dendrológiai elemzése A sziget legidısebb fái a folyásiránnyal szembeni oldalon találhatóak: koruk arra utal, hogy a sziget ezen része 1961 óta olyan szárazulat, amely a középvíz szintje fölé emelkedik. Ennek a felszínnek a kialakulása nagy valószínőséggel az 1959-1961 közötti árvízmentes idıszakhoz köthetı. Ez a néhány év elegendı volt arra is, hogy a sarjak megerısödjenek, túléljék az 1962-es árvizet, a zátonyt végleg stabilizálják, szigetté alakítva azt (7.ábra).
7. ábra: A dendrológiai vizsgálat eredménye az apátfalvi szigeten A sziget épülésének következı idıszaka az 1970-es árvízhez köthetı. Ekkor a már meglevı szigetfelszínhez kapcsolódott az a keskeny uszály, amely a már megtelepedett fák mögötti lassúbb vízben képzıdhetett, és amelynek a maradványai jelenleg is megfigyelhetık. A fenti két felszín nemcsak a legidısebb, de a legnagyobb magasságú is, hiszen az ıket elborító illetve létrehozó árvíz rekordmagasságot és hosszúságot ért el. Az 1981-es szigetépülési periódus egy viszonylag széles sávot kapcsolt a korábbi szigetmaghoz, azonban ez a szegély közel fél méterrel alacsonyabb, mint az idısebb részek. Az 1985-ös és 1988-as árvizek igaz viszonylag hosszan elhúzódtak (63 illetve 41 nap), azonban ezalatt nem mértek túl magas vízállásokat. Ezért ekkor csupán egy-egy keskeny sávval nıtt a szigetek területe, ezek ma is egy lépcsıvel különülnek el az idısebb felszínektıl. Mivel a 90-es évek közepétıl kezdıdıen a vízállások igen alacsonyak, így a sziget alacsonyabb részeire is betelepedtek a füzek, amelyek az akkumuláció elısegítésével a sziget további növekedését idézték elı. 9
5. Összegzés A vizsgált idıszakban (1953-1990 között) a Maros magyarországi szakaszán jelentıs mértékő mederszőkülés zajlott, melynek következtében a mederszélesség kisebb és egységesebb lett. A kanyarulatoknál jól nyomon követhetı volt épülésük tendenciája. Általánosságban megfigyelhetı, hogy az új felszínek a parttól távolabb, az övzátonyok magas csúcsán jöttek létre és a köztes terület késıbb stabilizálódott, bár a kanyarulatok legfiatalabb felszínei esetében ez már nem jellemzı. Megállapítható, hogy a fák kora alapján meghatározott fı partépülési idıszakok a vizsgált kanyarulatokban és a szigeten is hozzávetılegesen azonosak – a legteljesebben a szigeten figyelhetı meg, a kanyarulatok esetében egyes idıszakok hiányozhatnak – és jól köthetıek egyes árvízi jelenségekhez. Megfigyelhetı, hogy új szárazulatok kialakulására csak kiemelkedıen magas, 400 cm körüli árvízi magasságok esetében van lehetıség. A főz- és nyárfasarjak, rendszerint az akkumulációt követı, alacsonyabb vízállású években már megjelennek a friss homok- illetve agyagfelszíneken. Tapasztalataink szerint az újonnan létrejött felszínek fennmaradásának és továbbfejlıdésének leginkább az kedvez, ha a friss felszínek kialakulását néhány évig nem követik nagyvizek, így a növényzet tartósan megtelepedhet, s a késıbbi árvizekkel szemben is megvédheti ezeket az új formákat. A fák kora egyezést mutat a térinformatikai elemzés által megállapított partépülési idıszakokkal, bár annál sokkal pontosabb eredményt adott.
Irodalom jegyzék Mike
K. 1991: Magyarország ısvízrajza és felszíni vizeinek története. Aqua Kiadó Bp. pp. 361-572. Somogyi S. 1974: Meder- és ártérfejlıdés a Duna sárközi szakaszán az 1782-1950 közötti térképfelvételek tükrében. Földrajzi Értesítı pp. 27-36. Károlyi Z. 1960: A Tisza mederváltozásai-különös tekintettel az árvízvédelemre. VITUKI Bp. p. 102. Nagy I.-Schweitzer F.-Alföldi L. 2001: A hullámtéri hordalék-lerakódás (övzátony). Vízügyi Közlemények pp. 539-560. Sigafoos, R.S. 1964: Botanical evidence of floods and flood-plain deposition. USGS Prof. Pap. 485-A, pp. 1– 35. Alestalo J. 1971: Dendrochronological interpretation of geomorphic processes. Fennia Vol. 105. pp.1-140. Hupp, C.R., 1987. Botanical evidence of floods and paleoflood history. In: Singh, V.P. Regional Flood Frequency Analysis. Reidel, Dordrecht, pp. 335– 369. Everitt B.L. 1968: Use of the cottonwood in an investigation of the recent history of a floodplain. American Journal of Science Vol. 266. pp. 417-439. Scott M.L.–Friedman J.M.–Auble G.T. 1996: Fluvial process and the establishment of bottomland trees. Geomorphology Vol. 14. pp. 327-399. Osterkamp, W.R.-Costa, J.E. 1987:Changes accompanying an extraordinary flood on a sandbed stream. In. Mayer, L.-Nash, D. (edit.) Catastrophic Flooding. Allen and Unwin Boston pp. 201-224. Noble, M.G.1979: The origin of Populus deltoires and Salix interior zones on point bars along the Minnesota River. Am. Midl. Nat. Vol. 102 pp.59-67. Friedman, J.M. 1993: Vegetation estabilishment and chanel narrowing along a Great-Plains stream following a catastrophic flood. Dissertation, University of Colorado, Boulder, Colorado pp.156.
10
