Az övzátonyok kialakulása és a fejlődésüket befolyásoló tényezők

Az övzátonyok a meanderező vízfolyások árterének legjellegzetesebb akkumulációs formái, és a horizontális hordalék-felhalmozódás kiemelt helyszínei (Wolman és Leopold 1957). Ezek a kanyarulatok belső (konvex) ívén formálódó és a parttal párhuzamos, kvázi szabályos gerincek a kanyarulatok görbülete miatt kialakuló másodlagos (helikoidális) áramlások eredményei (Wolman és Leopold 1957, Hooke 1975). A kanyarulat belső ívén a vízáramlás lelassul, amely a hordalék akkumulációját eredményezi (Dietrich és Smith 1983). Anyaguk fenékhordalékból épül fel, de a laterális akkumuláció által felhalmozódott hordalék durvább, mint ami a vertikális akkumuláció során rakódik le (Happ et al. 1940). A kanyarulatok oldalirányú vándorlása következtében újabb övzátony-formák alakulnak ki, amelyek övzátony-sorokat alkotnak (Hickin 1974, Nanson és Hickin 1983). A kanyarulatvándorlás következtében az övzátony-sorokat alkotó idősebb tagok oldalirányú fejlődése idővel megáll, hiszen távolabb kerültek medertől, így megindul rajtuk a vertikális akkumuláció. Árvizek idején így finomabb lebegtetett hordalékkal temetődhetnek be (Happ et al. 1940). Az övzátony-sorok elemzésével általános képet kaphatunk a kanyarulatvándorlás hosszú távú változásáról, azaz az egyes övzátony-tagok morfológiai tulajdonságai jól tükrözik, hogy adott kanyarulat fejlődésében milyen változások következtek be (Hickin 1974, Russel et al. 2018).

Az övzátonyok fejlődését alapvetően a kanyarulatok külső ívén zajló medererózió és a vele együtt járó oldalirányú kanyarulatvándorlás szabályozza (Hickin 1974), így az ezekben bekövetkezett bármilyen változás az övzátonyok formálódását is befolyásolja.

A kanyarulatvándorlás üteme elsősorban az övzátony-sorokat alkotó övzátony-tagok közötti távolságot határozza meg (Hickin és Nanson 1975, Strick et al. 2018). Ha a külső ív elmozdulása gyors ütemben zajlik, akkor a belső ív fejlődése is gyorsabb, így sok egymáshoz közel elhelyezkedő övzátony alakul ki (Hickin és Nanson 1975). Hickin és Nanson (1975) és Nanson és Hickin (1983) a kanyarulatvándorlás mértékét a kanyarulat görbületi sugara és a meder szélességének hányadosával jellemezték. Szerintük a kanyarulatvándorlás üteme akkor éri el a maximumát, amikor az arányszám értéke 3.0, ezen érték felett és alatt pedig hirtelen lelassul. A vándorlás üteme a kanyarulat fejlődésének kezdeti időszakában a nagy görbületi sugár miatt a leglassabb, és ehhez igazodnak az övzátonyok is. Mivel a kanyarulatok vándorlása elsősorban magas vízállások esetén a legintenzívebb (Nanson és Croke 1992, Konrad 2012), így az árvizek magassága és tartóssága is meghatározza a partok elmozdulásának mértékét. Azonban a kanyarulatvándorlás üteme nem egyértelműen köthető az árvizek szintjéhez, hiszen Nanson és Hickin (1983) ugyanolyan magnitúdójú árvizek során eltérő ütemű kanyarulatvándorlást figyeltek meg, ráadásul eredményeik alapján a külső és a belső ív elmozdulása sem egy időben zajlik.

Megfigyeléseik szerint egy gyorsan levonuló, nagy amplitúdójú árvíz a külső ív intenzív erózióját eredményezi, amely hatására a meder jelentősen kiszélesedik. Egy következő, hasonló magnitúdójú árvíz során elhanyagolható mennyiségű erózió lép fel a külső íven, mivel az előző árvíz során a kiszélesedett meder miatt a vízáramlás lelassul, így folytatódik, illetve felgyorsul a belső íven a hordalék akkumulációja (az övzátonyok épülése), amely nagyobb árvizek hiányában addig folytatódik, amíg a meder el nem ér egy egyensúlyi állapotú szélességet, tehát a meder ismét szűkebbé válik. Egy újabb árvizet követően pedig a folyamat elölről kezdődik. Tehát a külső ív hátrálását mindig egy kicsit megkésve követi a belső ív épülése, majd a külső ív akkor kezd el újra intenzívebben hátrálni, amikor a belső ív „utoléri”.

A kanyarulatvándorlás típusa az övzátonyok morfológiai tulajdonágait határozhatja meg, de ezzel kapcsolatban csupán néhány kutatás született (Strick et al. 2018). Daniel (1971) a kanyarulatok fejlődésének három alapvető típusát írta le (1. ábra). Az első típus a megnyúló kanyarulatok csoportja, amelyek fejlődése során az inflexiós pontok helyzete nem változik, csupán a kanyarulat középvonal-hosszának növekedése figyelhető meg. Az inflexiós pontok mozdulatlanságának oka, hogy ezeken a pontokon a sűrű part menti növényzet vagy a kötöttebb, agyagos mederanyag korlátozza a partok elmozdulását (Daniel 1971). A második típust az elforduló kanyarulatok képviselik, amelyekre jellemző, hogy a kanyarulat tengelyének iránya

28

megváltozik, a középvonal hossza megnő, és az egyik inflexiós pont is áthelyeződik. Az elforduló kanyarulatok fejlődése akkor indul meg, amikor a kanyarulaton belül az erózió mértéke nem egyenletes, így a külső ív egyes szakaszai gyorsabb ütemben pusztulnak. Végül az áthelyeződő kanyarulatokra az jellemző, hogy a kanyarulat folyásirányban lefelé elmozdul, anélkül, hogy a középvonal hossza és a kanyarulat tengelyének iránya megváltozna (Daniel 1971). Strick et al.

(2018) szerint az övzátonyok morfológiai tulajdonságaira elsősorban az elforduló kanyarulattípus van hatással. Ezek mentén magasabb és szélesebb övzátonyokat figyelt meg, mivel a típusba tartozó kanyarulatok rotációs mozgásuk miatt saját magukra fordulnak vissza, amely a kialakuló övzátonyok magasodását és szélesedését eredményezi.

1. ábra. Kanyarulatvándorlási típusok Daniel (1971) alapján.

A mederben szállított hordalék mennyisége a kanyarulatvándorlás ütemét, illetve az övzátonyok morfológiai tulajdonságait is befolyásolja. A hordalék származhat egyrészt a vízgyűjtőről (Colby 1963), de rövidebb szakaszokon a kanyarulat külső ívének eróziójából származó hordalék is felhalmozódhat (Happ et al. 1940, Nanson és Hickin 1983). Ha egy kanyarulat külső ívén az intenzív erózió miatt nagy mennyiségű hordalék jut a mederbe, akkor a folyásirányban lefelé elhelyezkedő kanyarulatok belső oldalán intenzívebb hordalék-felhalmozódás figyelhető meg. Ezáltal a kanyarulatok vándorlása is intenzívebbé válik, hiszen a belső ívnek rövidebb idő kell, hogy utolérje a külső ív elmozdulását (Nanson és Hickin 1983). Így a kanyarulatvándorlás üteme ugyanazon folyószakaszon belül kanyarulatonként is igen eltérő lehet.

A meder falát felépítő üledékek kötöttsége befolyásolja a meder erózióval szembeni ellenállását, így hatással van a kanyarulatvándorlás ütemére és irányára, ezáltal a kanyarulatvándorlás típusára is (Daniel 1971, Thorne 1991). A finomabb hordalékból álló üledéktestek, például ártéri mocsarak és paleo-medrek eltemetett üledékei lokálisan lassítják a kanyarulatvándorlás sebességét, mivel a finomabb szemcse-összetételű üledékeknek nagyobb a kötöttsége, így az jobban ellenáll az eróziónak, így csökken a kanyarulatvándorlás üteme, ezáltal a belső íven az övzátonyok fejlődése is (Fisk 1947, Sun et al. 1996, Hudson és Kesel 2000, Hooke 2004, Hernesz 2015). A kanyarulaton belül ezek a kötöttebb szakaszok a kanyarulat külső ívének nem egyenletes erózióját okozzák, így a kanyarulatvándorlás típusa megváltozhat, például egy addig megnyúló kanyarulat elfordulóvá alakul, hiszen a kanyarulat egyes részei a kötött mederanyag miatt lassabban vándorolnak (Daniel 1971).

A vándorlás ütemének lassulását okozhatja, ha a part magassága növekszik a meder bevágódása (Wyżga 2001) vagy az ártér intenzív feltöltődése miatt (Ten Brinke et al. 1998), mivel ugyanolyan ütemű mederelmozdulás fenntartásához a folyónak nagyobb mennyiségű hordalékot kellene egységnyi idő alatt erodálnia (Hickin és Nanson 1975). Thorne (1991) szerint azonban a folyó bevágódásának fokozódása az egyre magasabb külső íven a part stabilitásának csökkenését okozza, így az ott kialakuló és egyre gyakoribbá váló partomlások a kanyarulat vándorlásának gyorsulását eredményezhetik.

29

Az aktuális mederszélességet, illetve annak változását tükrözheti az övzátonyok szélessége, hiszen például a meder szűkülésével az övzátonyok is egyre keskenyebbé válnak (van de Lageweg et al. 2014, Strick et al. 2018).

A part menti növényzet jelentős hatással van a kanyarulatvándorlás ütemére (Johannesson és Parker 1985, Micheli és Kirchner 2002, Micheli et al. 2004), amely a meder külső ívének eróziójának módosításán keresztül valósul meg (Motta 2014). Ez egyrészt függ a növényzet típusától, hiszen például a lágyszárú növényzet növeli a part erózióval szembeni ellenállását, mivel a part anyagát a gyökérzet stabilizálja (Micheli és Kirchner 2002), ugyanakkor a nagyobb fák bedőlése a partok erózióját időlegesen felgyorsíthatja (Corenblit et al. 2007). A part erodálhatósága függ a növényzet sűrűségétől is, például a part menti sűrű erdő (Lopez és Garcia 2001), az elhalt fák miatt kialakuló tuskógátak (Daniels és Rhoads 2004), illetve az invazív növényfajok jelenléte (Sándor 2011, Delai et al. 2018) növelik a felszín érdességét, amely a vízáramlás lelassulását eredményezi. Ez az energiáját vesztett víztömeg pedig már nem képes a külső ív eróziójára, ami így az övzátonyok fejlődését is lassíthatja. A kanyarulatok belső ívén, az övzátonyok felszínén megtelepedő növényzet stabilizálja a formák anyagát, így meggátolja, hogy árvizek alkalmával az övzátonyok felszínéről hordalék szállítódjon el, továbbá fokozza a formák felszínén a hordalék felhalmozódását is, tehát elősegítheti az övzátonyok magasodását (Hickin 1984).

A kanyarulatok vándorlását, ezáltal az övzátonyok fejlődését befolyásoló eddig bemutatott természetes tényezők hatását jelentős mértékben felülírhatják az antropogén beavatkozások– a folyókanyarulatok átvágása és a külső íven épült partbiztosítások. A kanyarulatok átvágását követően a megnövekedett esés és munkavégző-képesség miatt intenzívebbé válik a külső ív eróziója (Biedenharn et al. 2000), az átvágott kanyarulat alatt megnő a vízsebesség, így a vízáramlás nagyobb erővel csapódik az alatta elhelyezkedő kanyarulatok külső ívének (Konsoer et al. 2016), amely elsősorban a kanyarulat alsó harmadában érvényesül (Fiala 2002, Sándor 2011). Ezzel párhuzamosan az intenzívebb parterózió miatt a szállított lebegtetett hordalék mennyisége is megnő (Zinger et al. 2011), így a belső ív épülése is intenzívebbé válik (Konsoer et al. 2016). A kanyarulatok átvágása a kanyarulatvándorlás típusát is módosíthatja (Hooke 2004, Zinger et al. 2013), ugyanis a kanyarulatok alsó harmadában jelentkező intenzívebb erózió miatt a kanyarulat mentén a külső ív pusztulása nem egyenletesen zajlik, így például egy addig megnyúló kanyarulat elfordulóvá válhat (Daniel 1971).

A kanyarulatok külső ívén épített partbiztosítások elsősorban a hordalék oldalirányú felhalmozódását, azaz az övzátonyok épülését befolyásolják, részben azzal, hogy a külső íven az eróziót lelassítják/megállítják, így csökkentik a mederben a külső ív eróziójából származó hordalékmennyiséget (Kesel 2003). Másrészt a külső ív hátrálásának megállásával, illetve a lecsökkent hordalék-mennyiség miatt bár a belső ív épülése lelassul (Nanson és Hickin 1983), de az övzátony-épülés folytatódhat (Kiss et al. 2018a, 2019b). Kiss et al. (2019b) a 19. század óta az Alsó-Tiszát ért emberi beavatkozások (gátépítés, kanyarulat-átvágások, partbiztosítások kiépítése) hatását vizsgálták. Ezek a beavatkozások megváltoztatták a folyó medermintázatát (kanyarogva feltöltőből kanyarogva bevágódóvá vált), amely hatására az övzátonyok épülése is módosult. Az aktívan épülő övzátonyok száma a felére (47-ről 20-ra), összhosszuk pedig a tizedére (52,3 km-ről 4,7 km-re) csökkent, illetve a meder bevágódása miatt megindult azok eróziója is (Kiss et al.

2018a, 2019b).

A hazai és a nemzetközi szakirodalmat áttekintve megállapítható, hogy az övzátonyok kialakulásának mechanizmusát számos kutatás vizsgálta, és elsősorban a kanyarulatok vándorlása kapcsán kerültek megemlítésre (Hickin 1969, Hickin és Nanson 1975, Jackson 1976, Hooke és Harvey 1983, Hooke 2007). A formák alaktani tulajdonságait (pl. magasság és szélesség) befolyásoló tényezők hatását bár megemlítették, viszont azzal, hogy ezek együttesen milyen hatást gyakorolnak az övzátonyok tulajdonságaira alig vizsgálták (kivéve Strick et al. 2018).

Emellett, az is ritkán feltett kutatási kérdés volt, hogy ezek a formák emberi hatásra hogyan módosulnak (kivéve Kiss et al. 2018a, Kiss et al. 2019b).

30 3. Mintaterület

Az alábbi fejezetben először a Tisza teljes magyarországi szakaszát, majd a részletesen vizsgált Alsó-Tisza-vidéket mutatom be a Csongrád és a szerb országhatár közötti szakaszon, kiemelve ez utóbbi hidrogeográfiai és morfológiai jellemzőit. Szükségesnek tartom a 19.

században meginduló folyószabályozások és ármentesítési munkálatokat megelőző természeti viszonyoknak, a munkálatok menetének és következményeinek bemutatását is, hiszen a beavatkozások jelentősen módosították a folyó hidrológiai és morfológiai tulajdonságait, amelyek hatással vannak a hullámtéren zajló – általam vizsgált – geomorfológiai folyamatokra is.