MEDER ÉS MEDERFORMÁK RECENS FEJLŐDÉSE A MAROS MAGYARORSZÁGI SZAKASZÁN

Sipos György1 – Dr. Kiss Tímea2

BEVEZETÉS A zátony- és szigetképződés alapvetően befolyásolja a síksági, homokos és kavicsos medrű folyószakaszok morfológiai képét, valamint stabilitását. A szigetek és zátonyok kialakulása a Maros esetében elsősorban a mederben lokálisan kialakuló tágulatokhoz köthető, melyek jól elkülönülő morfológiai egységeket képeznek a vizsgált 50 km-es folyószakaszon, ezért vizsgálatuk elengedhetetlenül fontos a folyó energiaviszonyainak jobb megértéséhez, illetve a homokzátonyok és az azokból képződő szigetek szerepének tisztázásához. Kutatásaink céljai ezúttal az alábbiakban foglalhatóak össze: - A Maros Apátfalva és Nagylak közötti szakaszán bekövetkező medermintázat változások meghatározása a szabályozások előtti állapot figyelembevételével. - A mederben kialakuló tágulatok lehatárolása, az azokban végbemenő morfológiai és sodorvonal változások vizsgálata. - A homokzátonyok és a belőlük képződő szigetek kialakulási feltételeinek meghatározása. A síksági folyók medrének recens futásváltozásait széleskörű szakirodalom tárgyalja mind hazánkban mind külföldön (pl.: Graf 1981, Werritty 1980, Leys – Werritty 1999, Somogyi 2000). A medermintázatok különböző paraméterek alapján történő elhatárolásával, illetve a különböző mintázatok kialakulásának hátterével is számos alapvető fontosságú összefoglaló írás foglalkozik (Leopold – Wolman 1957, Richards 1982, Morisawa 1985, Schumm 1985, Bridge, 2003). A zátonyformákat sokszor a szedimentológia irányából tárgyalják a kutatók (Balogh 1991, Bridge 1992) ugyanakkor morfológiájukat, dinamikájukat a fluviális geomorfológia is részletesen vizsgálja, azonban hozzá kell tenni, hogy általában kavicsos medrű vízfolyások zátonyait állítva az érdeklődés középpontjába (Church – Jones 1982, Hooke 1986, Ashmore 1990), hiszen a fonatos medermintázat legtöbbször ezek esetében fordul elő. Homokzátonyokkal, illetve azok fejlődésével már kevesebb írás foglalkozik (Rundle 1985, Bridge 2003). Fluviális környezetben kialakuló szigetekkel kapcsolatban elsősorban Gurnell et al. (2000, 2001) kutatásai mérvadóak, ám azok is elsősorban kavicsos medrű vízfolyásokra vonatkoznak. A növényzet stabilizáló szerepét a szigetek létrejöttében mindamellett többen is hangsúlyozzák (Steiger – Gurnell 2002, McCarthy et al. 1998, Kollmann et al. 1999). KUTATÁSI TERÜLET A Maros a Tisza legnagyobb mellékfolyója, hossza 749 km, vízgyűjtőterülete hozzávetőleg 30 000 km2, ezáltal a Tisza vízgyűjtőjének közel 20 %-át képviseli. A Marosnak hazánk területére csupán 28,3 km-nyi hossza esik teljes szélességében, míg további 22 km, Apátfalvától Nagylakig, a magyar-román határt alkotja. Ezen az összesen mintegy 50 km-es szakaszon esése 27 cm/km, míg középvízkor átlagos sebessége 0,6 m/s. Heves vízjárású folyó, vízhozama Makónál árvízkor 1600 m3/s, közepes vízállásnál 161 m3/s, míg kisvízkor csupán 21 m3/s. Hordalékszállításának volumene jelentős,

1 Sipos György, PhD hallgató, SZTE, Természeti Földrajzi és Geoinformatikai Tanszék. e-mail: gyuri@earth.geo.u-szeged.hu 2 Dr. Kiss Tímea, adjunktus, SZTE, Természeti Földrajzi és Geoinformatikai Tanszék.

1

a durva fenéküledék mellett figyelemre méltó, hogy lebegtetett hordalékának töménysége (650 g/m3) duplája, mint a Tiszáé (Bulla 1952). Mindez előrevetíti, hogy a Maros esetében igen nagyfokú mederformáló erőkkel kell számolnunk mind a hirtelen változó vízhozamok és a szállított hordalék mennyisége, így a folyó munkavégző képessége kapcsán. A Maros alföldi futásvonalának kialakulása hosszú földtörténeti fejlődés eredménye. Lefolyásának iránya a holocénben is gyakorta változott, amit jól tükröz összetett, legyező alakú hordalékkúpja, valamint a már inaktív medrek sokasága. Folyásirányát végső soron a szabályozások stabilizálták (Blazovich 1993). Az átvágások hatása árvízvédelmi szempontból általában kedvezőnek minősíthető (Mike 1991), hiszen az esés megnőtt, a meder beágyazódott. Ugyanakkor a partok rombolása tovább folyt, a hordalék lerakódott, zátonyok, szigetek képződtek. Ennek egyik oka, hogy határfolyói státuszából eredően a Maros Nagylak-Makó közötti szakasza a Trianoni Szerződés óta gyakorlatilag magára hagyott, szabályozatlan, s éppen ezért a korábbi munkálatok eredményezte szemiantropogén folyamatok felerősödve érvényesülnek rajta. A magyarországi, azelőtt főként meanderekkel jellemezhető egység 20%-a ma egyenesnek, további 25%-a álkanyarnak minősül a szabályozások eredményeként, azaz az 50 km-es hossz csaknem fele nem éri el a valódi kanyarokra vonatkozó feltételek alsó határát. Ez kedvez a lokális fonatos jelleg és a medertágulatok kialakulásának, hiszen az esés növekedésével, hasonló hordalékszállítási mutatók mellett a természetes vízfolyások hajlamosabbak az utóbbi, energiaemésztő mintázatot követni (Gregory et al. 1973, West 1978). E sajátos rendszer kialakulása természetesen több más tényező összejátszását is feltételezi, példaként a vegetáció vagy a partfalak ellenálló képessége említhető. A kutatás a Maros Apátfalva és Nagylak közötti meanderekkel és álkanyarokkal jellemezhető, zátony- és szigetképződésre hajlamos, helyenként fonatos jelleget öltő határszakaszára (31-50 fkm) illetve az ezen belül található négy medertágulatra koncentrál (1. ábra). Ezek a folyó 33,5 (II. medertágulat) (2. ábra), 36 (III. medertágulat), 37,5 (V. medertágulat) illetve 44,5 (IX. medertágulat) folyamkilométereinél helyezkednek el.

1. ábra: A kutatási terület elhelyezkedése

2

2. ábra: A II. számú medertágulat madártávlatból MÓDSZEREK, ADATOK Geomorfológiai térképezés Geomorfológiai felméréseket az apátfalvi zátony- és szigetrendszeren (II. medertágulat) két időpontban (2001, 2003) végeztünk. A felmérés során a területre 25x25 méteres rácstávolságú hálót fektetve feltérképeztük az itt megtalálható formákat, meghatároztuk alakjukat, méretüket és anyagukat. A felvételezés 1:1000-es méretarányban készült. Emellett lejtőszög és relatív magasság méréseket is végeztünk. Térinformatikai analízis Az elemzés alapját nyolc időpontból származó térkép, térképsorozat illetve légifotósorozat szolgáltatta. A legelső térképsorozat a Szathmáry Sámuel által 1829-ben készített 1:7.200-as méretarányú, a Maros Perjámos és a torkolat közötti szakaszának szabályozási térképe volt, míg az immár szabályozott folyóról a legkorábbi térkép a III. katonai felmérés 1:75.000 méretarányú 1914-ben átdolgozott változata volt. Ezeket korrigáltuk ERDAS Imagine 8.4. szoftverrel két 1:10.000-es méretarányú mozaikolt topográfiai térképsorozathoz (1969, 1982) és egy 1:5000-es térképsorozathoz (1973). A légifotók 1951, 1981 és 1991-ben készültek. A geokorrekció során EOV rendszerbe transzformáltuk az összes térképet és légifotót. A vizsgált felszínformákról (szigetek, partvonal) ArcView GIS 3.2 szoftver segítségével vektoros állományokat képeztünk, majd ezeket egymásba fedettük. A partvonal változására vonatkozó méréseket az így előkészített fedvényeken lehetett elvégezni.

A kialakított térinformatikai rendszer időbeli felbontása a múltban visszafelé mint látjuk jelentősen romlik. Ezen túl hozzá kell tenni, hogy az 1829-ből származó szabályozási térkép geokorrekciója a jól beazonosítható illesztőpontok limitált száma miatt nem lehetett pontos. Mindamellett a hozzávetőleges korrekció, illetve a térkép igen nagy méretaránya

3

mégis lehetővé tett tájékoztató jellegű méréseket. A recens mederváltozásokra vonatkozó adatok elsősorban az elmúlt 50 év geoinformatikai adataira alapozódnak.

Mederszelvényezés A jelen vizsgálathoz felhasznált mederszelvényeket egyrészt az ATIVIZIG 1986-os és 1996-os felmérései, másrészt egy 2003-as saját szelvényezés adatai alapján készítettük el illetve szerkesztettük meg. A felmérések mindegyike jellegzetesen kisvizi időszakban, augusztus-szeptember hónapokban történt. A 2003-ban készült szelvények Garmin Fishfinder 80 típusú ultrahangos halradar, illetve mérőrúd segítségével készültek. A mélység adatokat 2 méterenként vettük fel. A különböző adatsorokat a felvételezések során aktuális vízszintek alapján vonatkoztattuk a folyó 0 cm-es vízszintjére. A tanulmányban így minden mélység illetve magasság adat az adott helyszín elvi 0 vízszintjéhez képest van megadva. EREDMÉNYEK A meder mintázatának és futásának változása A vizsgálati területen a szabályozások előtti Maros lefűződő meanderekkel, erekkel, szigetekkel tagolt vízrendszert alkotott. Apátfalva alatt elsősorban a meanderek határozták meg a folyó mintázatát, a szigetképződés a felsőbb szakaszokhoz viszonyítva jelentéktelen volt (3. ábra). Az Apátfalva és Nagylak között látható szigetek főleg a kanyarulatok belső ívén elhelyezkedő, magasabb övzátony felszínekből kialakuló igen nagy méretű képződmények, és nem pedig a jelenlegi állapotra jellemző kisebb mederközepi szigetek. Ez utóbbiak a szabályozásokat megelőzően a Nagylak feletti, perjámosi szakaszon voltak csak dominánsak, ahol a kanyarulatok mérete és íve is kisebb volt, mint a síksági szakasz alsóbb szakaszain. Mindez az esés, illetve a hordalékminőség különbségére utal (Richards 1982). Itt váltak jellemzővé, bár az alsóbb szakaszokon is szembetűnnek, a Maros medrének jellegzetes képződményei, a medertágulatok. Megállapítható, hogy a kutatás során vizsgált, Apátfalva és Nagylak között elhelyezkedő folyószakasz a meanderező és az anasztomizáló medermintázatok határán mozgott az 1820-as években, hiszen miközben jól fejlett meanderek határozták meg a folyó futását, addig a fattyú ágak által körülhatárolt szigetek közül többnek a szélessége elérte és meg is haladta a meder szélességének háromszorosát, ami Schumm (1985) alapján az anasztomizáló folyók alapvető jellemzője. Az anasztomizáló jelleg kialakulása a Maros viszonylag kisebb esésével (szabályozások előtt 14 cm/km) és jelentős lebegtetett hordalémennyiségével hozható összefüggésbe. Gyökeres változásokat idéztek elő a medermintázatban az XIX. század végi szabályozások, melyek során a Maros alsó, vizsgált szakaszát csaknem teljesen kiegyenesítették, így esése 14 cm/km-ről 28 cm/km-re nőtt (Somogyi 2000). A megváltozott hidrológiai viszonyok előrevetítették azt, hogy az egyenes mederben immár az apátfalvi szakaszon is meder közepi szigetek fognak kialakulni (Morisawa 1985). A mesterséges medermintázat átalakulását még az is elősegítette, hogy a vizsgálati terület 1920-tól magyar-román határszakasszá válva „magára maradt”, s természetes úton fejlődött tovább. Végső soron a folyamat és a forma kapcsolatrendszerében ezúttal a megszokottól eltérően a forma, jelen esetben a medermintázat megváltoztatása vonta maga után az üledék felhalmozási és mederalakítási folyamatok módosulását ezen a szakaszon.

4

3. ábra: A Maros képe a vizsgált szakaszon 1829-ben a szabályozások előtt

5

Az elmúlt 90 év változásait a meder futására és mintázatára vonatkozóan immár számszerűen is kifejezhetjük a korrigált térképek segítségével. A vizsgált folyószakasz hossza csekély mértékben ugyan de növekedett, a meder középvonalának hossza alapján 350 m-rel, ami főként a felsőbb szakaszon található meanderek fejlődésének tudható be, ezek ugyanis bizonyos fokig szűkebbek ugyanakkor érettebbek lettek. A felső szakaszon a meanderek lefelé történő elmozdulása is megfigyelhető, amely viszonylag kis mértékű 200-300 m, de jól látható az 1914-es és az 1982-es fedvények összevetésekor (4. ábra).

4. ábra: A Maros futása és szigetei a vizsgált szakaszon 1914, 1969 és 1982-ben Az alsóbb, a szabályozások során teljesen kiegyenesített szakasz jellegében jelentősebb változások mentek végbe. A folyó szélessége nőtt, három addig nem felismerhető medertágulat is kialakult (4. ábra). Ezek esetében a meder szélesedése akár a 100 m-t is elérheti, míg más szakaszokon az 50-60 m-t. Így a korábbi egyenes mintázatot fonatos jellegű megjelenés váltotta, váltja fel. A fonatos jelleg és a tágulatképződés oka ezen a szakaszon nem a folyó hidrológiai paramétereinek megváltozásaként, hanem a szabályozások során folyóra kényszerített mintázatból az eredetibe való visszatérés első lépéseként értelmezhető. Ilyen formán, az apátfalvi zátony- és szigetrendszer (II. medertágulat) esetében a szigetek kialakulása és partba olvadása a korábbi meanderek újbóli kialakulásának előhírnöke lehet (Sipos 2003).

6

A medertágulatok fejlődése és energiaállapota A medertágulatok kialakulását, fejlődését és szerepét a folyó energiaállapotában egyrészt a rendelkezésre álló légifotósorozatok, másrészt a három időpontból származó mederszelvények alapján lehet felvázolni. Míg előbbieken az elmúlt 50 év felszínen is látható forma változásait lehet nyomonkövetni, addig az utóbbiakkal az 1986-ot követő időszakról, magában a mederben végbemenő folyamatokról nyerhetünk plusz információkat. A medertágulatok elemzése légifotók alapján A vizsgált 20 km-es folyószakaszon a 2002-es állapot alapján 12 jelentősebb medertágulat különíthető el (5. ábra). Ezek hossza 300-800 m között változik, szélességük 230-300 m. A légifotó sorozatokon megfigyelhető szigetformálódási folyamatok alapján a megvizsgált medertágulatokat dinamikájuk, illetve stabilitásuk alapján több szempontból csoportosíthatjuk.

5. ábra: A beazonosított medertágulatok elhelyezkedése Egyrészt aszerint, hogy fejlődési ciklusuk mely fázisában vannak (Kiss – Sipos 2003), azaz milyen a bennük található szigetek helyzete, mennyire osztják meg a sodorvonalat, illetve mennyire olvadnak a partba. Korábbi kutatások alapján három állapotot különíthetünk el: éledő (mederközepi zátonyok, szigetmagok), érett (kifejlett, sodorvonalat megosztó szigetek) és öregedő (eltömődő mellékágak, partba olvadó szigetek). A csoportosítás alapját képezheti az is, immár az előbbi osztályozást is figyelembe véve, hogy a beazonosított medertágulatokban lezajló változások mennyire dinamikusak, azaz a tágulatok mennyire stabilak. A vizsgálati terület alsó szakaszán a már említett mintázatváltozás kapcsán mindenképp ki kell emelni a III. a IV. és az V. medertágulatokat (5. ábra, 4. ábra). Ezek az 1914-es katonai térképen még egyáltalán nem beazonosíthatóak, a meder ekkor viszonylag szűk 70-100 m széles, közvetlenül a szabályozások utáni állapotot tükröz. Az 1969-es topográfiai térképen viszont már kifejlett medertágulatokat találunk ezen a szakaszon, az 1982-es térképen pedig a szigetek alapján már érett illetve öregedő állapotban találjuk őket. A legdinamikusabb változás a III. medertágulatban figyelhető meg. Itt 1969-ben még csak egy szigetmag található, míg harminc évvel később már három kifejlett szigetet láthatunk (6. ábra). Ugyanakkor a medertágulatok másik nagy csoportja (VII. – XII.) a nagylaki meanderekhez kapcsolódik (5. ábra).

7

6. ábra: A III. medertágulat kialakulása légifotók alapján

8

Rájuk általánosságban jellemző, hogy statikusabb képződményeknek mutatkoznak, amit tükröz az, hogy az utóbbi időben a bennük található szigetrendszerek alig változtak, illetve az, hogy a medertágulatok mindegyike már az 1914-es térképen is felismerhető. Igaz a statikusság az ő esetükben is inkább csak relatív fogalom, hisz megállapítható, hogy a legtöbb esetben a szigetek jelentős területi növekedésével kell számolni, illetve a szigetek egyik parttól a másik felé történő átcsapódása egyes nóduszokban (VIII, XI) itt is előfordult. A sodorvonal változása a medertágulatokban Egy medertágulat energia állapotát úgy értelmezhetjük, hogy mennyiben csökkenti a folyó energiáját (1) a mederben található akadályok (szigetek, zátonyok) által megnövelt súrlódási felülettel, illetve (2) a rendszerben található fenékhordalék mennyiségével, amely a medertágulat feltöltődöttségén keresztül a folyóvíz lokális esését befolyásolja. Így tulajdonképpen a tágulatok energiaállapotát és stabilitását egyértelműen meghatározza a sodorvonal megosztottsága, hiszen minél több ágra szakad sodorvonal a medertágulat annál nagyobb energiát emészt föl (Bridge 2003), ugyanakkor az elkülönülő sodorvonalak oldalirányú eróziója révén morfológiailag annál instabilabb. A sodorvonal változások, áttevődések elemzéséhez mederszelvényeket (7. ábra), valamint a II. számú medertágulat esetében geomorfológiai felméréseket alkalmaztunk (8. ábra).

7. ábra: A sodorvonalak futása a keresztszelvények alapján, IX. medertágulat, 2003 Négy medertágulatot választottunk ki, ezek közül az egyik egy kanyarulatban helyezkedik el, morfológiáját tekintve viszonylag stabil, öregedő állapotot mutató (IX. medertágulat), míg a többi a kiegyenesített, dinamikusan változó és erőteljesen zátonyosodó szakaszon helyezkedik el (II.-III.-V. medertágulatok) (5. ábra). A szelvények sűrűsége ugyan nem azonos a különböző vizsgálati időpontokban, illetve két medertágulat esetében nem történt felvételezés 2003-ban, mégis a főbb törvényszerűségek megmutatkoznak mindegyikük esetében. Vizsgálatunk során feltételeztük, hogy a kisvizes időszakokban megfigyelt és a szelvények által kirajzolt sodrási csatornák korábbi, nagy, vagy középvizes időszakokból maradnak vissza, hiszen ezek futását kisvízkor a mederből kilátszó homokzátonyok határozzák meg,

9

melyek méreteiket tekintve 2-3 m-rel magasabb vízállásoknál formálódhattak, azaz jelzik a magasabb vízállásoknál fellépő, a kisvízihez hasonló sodorvonal irányokat.

8. ábra: A II. medertágulat geomorfológiai térképe 2001 és 2003-ban (*: új sziget) A IX. medertágulatot tanulmányozva látszik, hogy a fő sodorvonal futása jelentősen nem különbözik a vizsgálati időpontokban, azaz a bal oldali mederág mindvégig alárendelt szerepet játszik, még a 2003-as állapotban is, amikor a sodorvonal a tágulatba történő belépésekor a bal part felé tevődik (9/A ábra). Ugyanakkor az is szembetűnő, hogy bár a fő sodrás hozzávetőleg tartja a kanyarulat külső ívét, attól el-eltér, és esetenként kettéválva folytatja útját, ami a zátonyok sodorvonal megosztó szerepére utal. Az pedig, hogy a sodrási ív más és más helyen oszlik meg a különböző időpontokban, azt mutatja, hogy a zátonyképződés helye folyamatosan változik még ebben a viszonylag stabil medertágulatban is. A kiegyenesített folyószakaszon található egységekben sokkal változatosabb képet mutat a sodorvonal futása. Az egyes mederágak esetenként mellérendelt szerepet kapnak, ugyanakkor minden időpontban kirajzolódik egy fő sodrási irány, melynek ide-oda csapódása általános jelenség. Ezt az V. medertágulatban (innen csak 1986-ból és 1996-ból vannak adatok) is megfigyelhetjük, igaz a jobb oldali szélesebb ágban mindkét esetben találhatunk 2 méternél mélyebb sodrási csatornát. Érdekes még, hogy a fő sodorvonal a tágulatot egyszer a jobb azután a bal parthoz közel hagyja el (9/B ábra). A III. medertágulatban bár három sziget található a főbb sodrási irányok megosztásában lényegében kettő vesz részt. Ezeket először jobbról kerüli a fő sodorvonal, míg 1996-ban a szigetek több kisebb ágra bontják a balról érkező sodrást. Azaz ez esetben is aszimmetriát láthatunk, hiszen a fő víztömeg egyszer a jobb majd a bal oldalon halad át a medertágulaton. A III. medertágulat esetében ez elsősorban attól függhet, hogy a fősodor melyik parthoz közel érkezik a tágulatba (9/C ábra). A legösszetettebb képet azonban a II. medertágulat mutatja, itt a sodorvonalak futása mindhárom időpontban lényeges eltérést mutat, holott itt is csak 2 sziget bontja meg aktívan a

10

sodrási irányt, hiszen a fennmaradó 3 sziget egy jobb partba olvadó, szinte összefüggő egységet képez. Míg 1986-ban és 1996-ban a fő sodorvonal a szigetrendszer felett elhelyezkedő széles és sekély felszínen számos kisebb ágra szakad, addig 2003-ban végig jól kirajzolódik egy önálló egységes fő sodrási irány, amely meanderezve halad át a medertágulat kisvízi medrén (9/D ábra). Látható tehát hogy a kiegyenesített szakaszon szinte mindegyik időpontban a fő sodrási csatornák másképp járják át a vizsgált medertágulatokat. Ez függ elsősorban attól, hogy a sodorvonal hol lép be a rendszerbe, milyen a szigetek elrendeződése és hol alakulnak ki zátonyok. Az hogy a fő sodrási irányok közül mégis melyik a legvalószínűbb csak több felmérés ismeretében lehetne eldönteni, bár feltételezhető hogy a fő sodorvonal helyzete véletlenszerű, hiszen az azt meghatározó, előbb említett tényezők folyamatosan változnak. Felmerül ugyanakkor még az a kérdés is, hogy mikor, mely vízállásoknál, illetve vízhozamoknál változhat meg a fő sodorvonal futása. A nagyjából tíz éves időközönként felvett mederszelvények nem adnak megfelelő választ erre, hiszen a mérések között eltelt időintervallumban mindig előfordultak nagyobb vizek, sőt kisebb árvizek is (10. ábra), azaz az ezeknél kisebb vizek pontos szerepe nem meghatározható. Ugyanakkor a II. számú, apátfalvi medertágulatban végzett geomorfológiai térképezések (8. ábra) alapján elmondható, hogy alacsonyabb vízállások esetén is megváltozhat a sodorvonalak helyzete. A két felmérés 2001 augusztusában és 2003 augusztusában történt, mialatt a vízállás nem emelkedett 225 cm fölé és a két év során mindössze 5 napig volt 200-225 cm között (10. ábra). A 2002-es állapotot azért nem térképeztük, mert szinte teljesen megegyezett az előző évivel, azzal a különbséggel, hogy domináns zátonyformák már kicsit ellaposodtak. Ezzel szemben 2003-ra a medertágulatban található zátonyrendszer képe teljesen megváltozott, a sodorvonal áttevődött. Összességében megállapítható, hogy a sodorvonalak a medertágulatokban akár évről évre is áttevődhetnek és a változások nem feltétlenül csak nagy vizekhez köthetőek, ami jól tükrözi e rendszerek változékonyságát, instabilitását. Annak megállapítására, hogy milyen események (vízszint, zátonyformálódás) felelősek leginkább a sodorvonal változásáért, további rendszeres és folyamatos szelvényezésre van szükség. A medertágulatok feltöltődöttsége A vizsgált medertágulatok feltöltődöttségét ismét a közel azonos pontokban felvett mederszelvények segítségével lehetett meghatározni. Ezúttal azonban az apátfalvi medertágulatot ki kellet hagyni az elemzésből, ugyanis túl kevés ugyanazon a ponton felvett szelvény állt rendelkezésre a számításokhoz. Mivel a meder szélessége az elmúlt 20 évben nem változott jelentősen, a feltöltődöttség mértékét az egyes tágulatokban a mélység adatok átlagolásával adtuk meg, és ezek alapján következtettünk az egységek relatív energiaállapotára a különböző időpontokban. Mind a III. és az V. tágulat esetében azt tapasztaljuk, hogy 1996-ban a bennük megfigyelhető átlagmélység ha kevéssel is de nagyobb mint 1986-ban (1. táblázat). Azaz mindkét esetben az 1996-os helyzet egy alacsonyabb energiaállapotot reprezentálhat, hiszen a meder mélyülése kevesebb mederhordalék jelenlétét, illetve nagyobb mederesést feltételez, így a folyó munkavégző-képessége nagyobb volt az aktuális meder részletben. Hozzá kell azonban tenni, hogy a mélység növekedés igen csekély, 7,3, illetve 4,9 %-os, és kérdés hogy ez valósan mennyire befolyásolhatja az esés lokális változását. Továbbá az is kérdés, hogy az átlag mélységek milyen intervallumokban mozoghatnak, aminek kiderítéséhez a szelvények térbeli és időbeli sűrítésére van szükség.

11

9/A. ábra: A sodorvonalak futása a medertágulatokban a különböző szelvényezési időpontokban

12

9/B. ábra: A sodorvonalak futása a medertágulatokban a különböző szelvényezési időpontokban

13

9/C. ábra: A sodorvonalak futása a medertágulatokban a különböző szelvényezési időpontokban

14

9/D. ábra: A sodorvonalak futása a medertágulatokban a különböző szelvényezési időpontokban

15

10. ábra: A vízjárás alakulása a szelvényezéseket megelőző időszakokban (5 év)

16

A IX. medertágulat esetében már markánsabb változásokat fedezhetünk föl (1. táblázat). Az 1996-os állapot a másik kettőhöz képest egy feltöltött medertágulatot feltételez, melynek átlag mélysége 35, valamint 23 cm-rel kisebb, mint 1986-ban és 2003-ban. Ez már jelentős különbségnek mutatkozik, ám nem zárhatjuk ki a mederformák folyamatos átrendeződését, mint olyan tényezőt, mely alapjában befolyásolná a közel azonos pontokban felvett keresztmetszetek átlagmélységeit a vizsgált szelvénysűrűség mellett.

1. táblázat: Átlagmélységek a medertágulatokban a különböző időpontokban átlagmélység (m) III. medertágulat V. medertágulat IX. medertágulat 1986 1,21 1,32 1,46 1996 1,29 1,38 1,01 2003 - - 1,33

Ha azonban feltételezzük, hogy ha nem is ennyire, de azért jelentősen kisebb átlagmélység jellemezte az 1996. augusztusi időszakot, akkor érdemes megnéznünk, hogy a felvételezési időpontokat milyen vízjárású évek előzték meg. Az 2. táblázat alapján elmondhatjuk, hogy míg az 1986-os és a 2003-as felvételezést megelőző 5 hidrológiai ciklusban a 100 cm-es vízállást meghaladó napok száma jóval 400 fölötti, addig 1996-ot megelőzően mindössze 63, tehát ezt az időszakot sokkal inkább a kis vizek jellemezték. Ebből arra következtethetnénk, hogy az árvizesebb időszakok a meder kimélyítését, míg kisvizes időszakok a meder feltöltődését eredményezik a medertágulatokban. Ez bár összecseng korábbi kutatásainkkal (Sipos – Kiss, 2003), jelen esetben semmiképp sem tekinthető általánosnak, hiszen például a korábban tárgyalt két tágulat kapcsán nem figyelhettük meg a fenti összefüggést.

2. táblázat: A 100, 200 és 300 cm-es vízállású napok száma a szelvényezési időpontokat megelőző 5 évben

vízállás 100 cm fölött 200 cm fölött 300 cm fölött 1981-86 488 nap 218 nap 59 nap 1991-96 63 nap 18 nap 10 nap 1998-03 432 nap 195 nap 89 nap

A keresztszelvények vizsgálata különböző időpontokban, különböző medertágulatokban mindenesetre rámutat arra, hogy a vizsgált rendszerekben valószínűleg mindig más és más a tárolt mederhordalék mennyisége, így változik az egyes medertágulatok energiaraktározó képessége is. A további kutatások célja így az lehet, hogy rendszeres és térben nagy sűrűségű keresztszelvényezés segítségével megállapítsuk, milyen határok között mozoghat a tágulatokban tárolt üledék mennyisége (mederfenék domborzatmodellek segítségével), illetve hogyan változik egy hidrológiai ciklus során a meder felépítése. A zátony és szigetfejlődés törvényszerűségei a vizsgált szakaszon A medertágulatok feltöltődöttsége valamint a sodorvonal megosztottsága, azaz a súrlódási felület között természetesen van összefüggés. Egyrészt amiatt, hogy a hordalék valószínűleg elsősorban zátonyok formájában raktározódik, másrészt azáltal, hogy ezekből a zátonyokból a növényzet stabilizáló hatására immár viszonylag állandó mederformák, szigetek jöhetnek létre, melyek a sodorvonal szétválasztásáért leginkább felelősek A vizsgált folyószakaszon a dinamikus zátonyképződés okát elsősorban a magas hordalékhozamokban (lebegtetett hordalék: 650 g/m3), a gyors (0,6 m/s), tehát nagy energiájú vízfolyásban és a hevesen változó vízjárásban (10. ábra) látjuk. A más szerzőknél, más sekélyvizű folyókon említett farönkök, uszadékok szerepe (Gurnell et al. 2001, Steiger –

17

Gurnell 2002) elenyészőnek tűnik. Az apátfalvi medertágulatban végzett térképezés (8. ábra) és a keresztszelvények alapján két fő zátonytípus jellemzi a vizsgált folyószakasz medertágulatait: szigetek vagy partok között előrenyomuló mederközepi nyelv alakú zátonyok, és szigetekhez vagy a parthoz kapcsolódó szegélyzátonyok (11, 12. ábra) (Balogh 1991, Bridge 2003).

11. ábra: Nyelv alakú zátony két sziget között (II. medertágulat)

12. ábra: Szegély zátony (II. medertágulat alatt)

18

Az apátfalvi zátony és szigetrendszer vizsgálata alapján a zátonyformák kialakításában a nagyvizek bírnak nagy jelentősséggel. A 2001-ben felmért zátonyok frontja például akár a 3-4 m-es magasságot is elérte, amiért az előző év 489 cm-t elérő árvize (400 cm fölött 16 napig) tehető felelőssé. Ugyanakkor a felmérés idején, amely kisvízkor történt, a zátonyrendszer felső végén megfigyelt igen hosszú eróziós fal egyértelműen jelezte, hogy a nagyvízi mederben meanderező alacsony vízállású folyó oldalazó eróziójával folyamatosan pusztítja a kiterjedt homokfelszínt. Így azt a következtetést vonhatjuk le, hogy míg a formarendszer vázát a nagyvizek hozzák létre, addig a kisvizek ennek az alapnak az átírásával vesznek részt a zátonyok formálódásában, egy újabb formarendszer létrehozásában. Azaz kézenfekvőnek tűnik a további kutatások szempontjából külön nagy és kisvízi formák meghatározása a különböző vízállásoknál felvett keresztszelvények segítségével. Az apátfalvi zátony- és szigetrendszer térképezése során megfigyeltek alapján új szigetek a legmagasabb zátonyfelszínekből alakulhatnak ki a növényzet stabilizáló hatására (8. ábra). A 2001-es geomorfológiai térképen jelzett hatalmas nyelv alakú zátonyok egyikének legmagasabb felszínét 2003-ra a zátonyfelszín kialakulását követő tavasszal megjelenő, nyár- és fűzfa csemeték stabilizálták (13. ábra). Ehhez elengedhetetlenül szükséges volt, hogy a 2001-ben és 2002-ben 225 cm-nél magasabb vízállás nem volt, ugyanis méréseink szerint az említett felszín mintegy 200 cm-rel a 0 vízszint felett helyezkedik el.

13. ábra: Szigetmag (II. medertágulatban)

19

Szigetek kialakulása tehát nagyvizekhez, de leginkább árvizekhez valamint az azokat követő nagyvíz- illetve árvízmentes évekhez köthető, amikor is a vegetációnak alkalma nyílik a homokforma stabilizására. Az V. medertágulatban található nagy méretű sziget kialakulását jól nyomon követhetjük légifotókon is (14. ábra). A szigetek további fejlődését is tulajdonképpen a hidrológiai tényezők, és a növényzet összjátéka határozza meg. A megerősödő fás szárú növényzet ugyanis a folyót további üledék lerakására kényszeríti, így a forma magassága folyamatosan növekszik, mígnem az érett szigetek felszíne a parttal egy magasságba kerül (Sipos – Kiss 2003). Korábbi dendrogeomorfológiai és geoinformatikai elemzéseink alapján a kialakult szigetek növekedése elsősorban közepes és kis vizekhez köthető, amikor a hozzájuk kapcsolódó szegélyzátonyokat el tudja foglalni a vegetáció. A szigetek felső vége leginkább a nagy- és árvizek idején erodálódik. A két folyamat eredményeként a szigetek folyásirányban lefelé vándorolnak, mígnem a medertáulatok alsó végénél a felerősödő oldal irányú erózió hatására felemésztődnek. A szigetek elmozdulásának éves üteme helyzetüktől függően akár 5-10 m is lehet (Sipos – Kiss, 2003).

ÖSSZEGZÉS A korabeli térképek alapján a Maros Apátfalva és Nagylak között elhelyezkedő szakasza mintázatát tekintve meanderező és az anasztomizáló medermintázatok határán mozgott a szabályozásokat közvetlenül megelőző időszakban. A szabályozás eredményeképp elkülönülő kiegyenesített és meanderező szakasz futása az elmúlt 90 évben alig változott, viszont a meder szélesedik, illetve a kiegyenesített szakaszon új medertágulatok képződtek, melyek immár a bennük található szigetek által fonatos medermintázatot mutatnak. A fenti folyamatok a kiegyenesített szakaszon nem a folyó hidrológiai paramétereinek megváltozásaként, hanem a szabályozások során a folyóra kényszerített mintázatra adott válaszként értelmezhetőek. A folyószakaszon beazonosítható 12 medertágulatot morfológiai stabilitásuk szempontjából két csoportra oszthatjuk: stabilabb, kanyarulatokban jellemző medertágulatok, illetve dinamikusan változó, a kiegyenesített szakaszra jellemző medertágulatok. A megvizsgált mederszelvények alapján elmondható, hogy a dinamikusan változó tágulatokban szinte mindegyik időpontban a fő sodorvonalak másképp járják át a vizsgált medertágulatokat, így növelve a súrlódás útján történő energia fölemésztést. A mederszelvények alapján azt is feltételezhetjük, hogy a vizsgált rendszerekben a zátonyok formájában tárolt mederhordalék mennyisége mindig más és más, ezzel változik az egyes medertágulatok energiaraktározó képessége. A feltételezések alátámasztására azonban további szelvényezések szükségesek különböző vízállásoknál, illetve ugyanazon vízállásoknál különböző időpontokban. A zátonyok kialakulására valamint fejlődésére jellemző, hogy a medertágulatokban észlelt kisvízi formarendszer vázát a nagyvizek hozzák létre, míg a kisvizek oldalazó erózió útján ezt az alapot írják át. A növényzettel borított, stabilabb mederformák, azaz szigetek létrejötte nagyvizekhez, de leginkább árvizekhez, valamint az azokat követő nagyvíz- illetve árvízmentes évekhez köthető, amikor is a vegetációnak alkalma nyílik a zátonyfelszínek stabilizására. A már kialakult szigetek növekedése elsősorban közepes és kis vizekhez köthető, erodálódásuk pedig inkább nagy- és árvizek idején jellemző. A két folyamat eredményeként a szigetek folyásirányban lefelé vándorolnak

20

14. ábra: Az V. medertágulat kialakulása meder közepi zátonyokból

21

KÖSZÖNETNYÍLVÁNÍTÁS A kutatást az OTKA F 037414 sz. pályázata támogatta. A hidrológiai adatokat a szegedi ATIKÖVIZIG bocsátotta rendelkezésünkre. A mederszelvényezésekkor Daróczy András, Moldován Attila és Náfrádi Kata volt segítségünkre. IRODALOM

Ashmore, P. E. (1990) How do gravel bed rivers braid? – Canadian Journal of Earth Sciences 28. pp. 326-341. Balogh, K. (1991) Szedimentológia I. kötet. Akadémiai Kiadó, Budapest, pp. 131-187. Blazovich, L. (szerk) (1993) Makó Monográfiája 4. Makó, pp. 102-110. Bridge, J. S. (2003) Rivers and floodplains: forms, processes, and sedimentary record. Balckwell, Oxford, pp.

141-214. Bridge, J. S. – Gabel, S. H. (1992) Flow and sediment dynamics in a low sinuosity, braided river: Calamus

River, Nebraska Sandhills. – Sedimentology 39. pp. 125-142. Bulla B. 1952: Magyarország természeti földrajza. Tankönyvkiadó 259-260 Church, M. – Jones, D. (1982) Channel bars in gravel bed rivers. – in Hey, R. D. – Bathurst, J. C. – Thorne,

C. R. (szerk.): Gravel-bed rivers. John Wiley & Sons Ltd., pp. 291-338 Graf, W. L. (1981) Channel instability in a braided, sand bed river. – Water Resources Research 17/4. pp. 1087-

1094. Gregory, K. J. – Walling, D.E. (1973) Drainage Basin Form and Process, a geomorphological approach.

Edward Arnold, London, 1985. Gurnell, A. M. – Edwards, P. J. – Petts, G. E. – Ward, J. V. (2000) A conceptual model for alpine proglacial

channel evolution under changing climatic conditions. – Catena 38. pp. 223-242. Gurnell, A. M. – Petts, G. E. – Hannah, D. M. – Smith, B. P. G. – Edwards, P. G. –Kollmann, J. – Ward, L.

W. – Tockner, K. (2001) Riparian vegetation and island formation along the gravel-bed Fiume Tagliamento, Italy. – Earth Surface Processes and Landforms 26. pp. 31-62.

Hooke, J. M. (1986) The significance of mid-channel bars in an active meandering river. – Sedimentology 33. pp. 839-850

Kiss, T. – Sipos, Gy. (2003) Investigation of channel dynamics on the lowland section of River Maros. – Acta Geographica, Szeged 39. pp. 41-49.

Kollmann, J. – Viely, M. – Edwards, P. J. – Tockner, K. – Ward, L. W. (1999) Interactions between vegetation development and island formation in the Alpine river Tagliamneto. – Applied Vegetation Science 2. pp. 25-36.

Leopold, L. B. – Wolman, M. G. (1957) River channel patterns: braided, meandering, and straight. – US Geol. Survey Prof. Paper 282.

Leys, K. F. – Werritty, A. (1999) River planform change: software for historical analysis. – Geomorphology 29. pp. 107-120

McCarthy, T. S. – Ellery, W. N. – Dangerfield, J. M. (1998) The role of biota in the initiation and growth of islands on the floodplain of the Okavango alluvial fan, Botswana. – Earth Surface Processes and Landforms 23. pp. 291-316.

Mike, K. (1991) Magyarország ősvízrajza és felszíni vizeinek története. Aqua Kiadó, Budapest, pp. 680-693. Morisawa, M. (1985) Rivers: form and process. Longman, London, p. 222. Richards, K. (1982) Rivers, form and process in alluvial channels. Methuen, New York. Rundle, A. (1985) Braid morphology and the formation of multiple channels, The Rakaia, New Zeland. – Z.

Geomorph. N. F. 55, pp. 15-37. Schumm, S. A. (1985) Patterns of Alluvial Rivers. – Annual Review of Earth and Planetary Sciences 13. pp. 5-

27. Sipos, Gy. (2003) A meder stabilitásaának vizsgálata a Maros alföldi szakaszán. – XXVI Országos Diákköri

Konferencia, Miskolc Sipos, Gy. – Kiss, T. (2003) Szigetképződés és fejlődés a Maros határszakaszán. – Vízügyi Közlemények (in

press) Somogyi, S. (szerk.) (2000) A XIX. századi folyószabályozások és ármentesítések földrajzi és ökológiai hatásai

Magyarországon. MTA FKI, Budapest, p. 301. Steiger, J. – Gurnell, A. M. (2002) Spatial hydrogeomorphological influences on sediment and nutrient

deposition in riparian zones: observations from the Garonne River, France. –Geomorphology 49. pp. 1-23. Werritty, A. (1980) Pattern changes in a Scottish braided river over 1, 30, and 200 years. – in Cullingford, R. A.

– Davidson, D. A. – Lewin, J. (szerk.): Timescales in Geomorphology. John Wiley & Sons Ltd, Oxford, pp. 53-68.

West E. A. (1978) The Equilibrium of Natural Streams. University of East Anglia, Norwich, pp. 72-90.

22