Borsy Zoltán - Általános Természetföldrajz

Készült a művelődési miniszter rendeletére

írta BORSY ZOLTÁN PAPP SÁNDOR JAKUCS LÁSZLÓ SZABÓ JÓZSEF KERÉNYI ATTILA SZÉKELY ANDRÁS MEZŐSI GÁBOR ZÁMBÓ LÁSZLÓ

Lektorálta PRÓBÁLD FERENC Az egyes fejezetek lektorálásában részt vett FÉLEGYHÁZI ENIKŐ MEZŐSI GÁBOR PAPP SÁNDOR SZABÓ JÓZSEF

© BORSY, JAKUCS, KERÉNYI, MEZŐSI, PAPP, SZABÓ, SZÉKELY, ZÁMBÓ 1992

ISBN 963 18 4460 9

ELŐSZÓ

Általános természetföldrajzból 1952-ben (1. kötet) és 1954-ben (2. kötet) jelent meg egyetemi tankönyv. A két kötet modern szemléletű anyaga hosszabb ideig jó szolgála­ tot tett a földrajz szakos tanárképzésnek és az iskolai földrajzoktatásnak is. A természetföldrajz több ágában már az ötvenes évek végére olyan eredmények születtek, amelyek szükségessé tették, hogy az előadások anyagát modernizáljuk. Ez a hatvanas évek közepétől még indokoltabbá vált, hiszen a természetföldrajzban is gyors ütemű fejlődés következett be. Ebben jelentős szerepe volt a korábbiaknál is részletesebb terepkutatásoknak (olyan helyeken is, ahol azelőtt ez nagy nehézségbe ütközött), a fejlett műszertechnika alkalmazásának és a laboratóriumi vizsgálatok­ nak. A sok új ismeretanyag már abban az időben indokolta volna új természetföldrajzi tankönyv kiadását. Erre azonban - főleg az egyes iskolák közötti felfogásbeli különb­ ség miatt - nem kerülhetett sor. A megjelent különböző egyetemi jegyzetek vagy az olyan munkák, mint a „Válogatott fejezetek a természetföldrajzból” és „A karsztok morfogenetikája”, megkönnyítették ugyan a hallgatók munkáját, végleges megoldást azonban nem jelenthettek. Külön gondot okozott az, hogy a földrajzot oktató, korábban végzett tanárok a természetföldrajz legújabb eredményeit (a földrajzi folyó­ iratokat nem számítva) csak a szakmai továbbképzéseken ismerhették meg. Mivel a tankönyv hiánya egyre nyomasztóbbá vált, a minisztérium Földrajzi Szakbizottsága határozatot hozott új általános természetföldrajz-tankönyv megírásá­ ra, és annak terjedelmét 45 ívben állapította meg. Már néhány nagyobb fejezet elkészülte után nyilvánvalóvá vált, hogy az egész természetföldrajzot (a talaj- és az életföldrajzot is) átfogó könyvet 45 ívben nem lehet megírni úgy, hogy az magas szinten meg tudjon felelni a követelményeknek. Az ívterjedelem szabta korlátok miatt egyes kész fejezeteket erősen át kellett dolgozni, vagy újra kellett írni. Ez természetesen késleltette a könyv megjelenését. További nehézséget jelentett, hogy a megadott határidőre néhány témakör anyaga nem készült el. Minthogy a tankönyv kiadását tovább már semmiképpen nem lehetett halasztani, és az ívterjedelmet sem sikerült 60 fölé emelni, le kellett mondanunk arról, hogy teljes természetföldrajzi anyagot adjunk az olvasó kezébe. 5

A tankönyvírók felkérésénél az volt az egyik alapvető szempont, hogy az egyes részeket lehetőleg az illető természetföldrajzi témakör megfelelő egyetemi oktatási tapasztalattal rendelkező szakembere írja. A kötet írásakor szem előtt kellett tartani, hogy a tankönyv egyaránt segítse az egyetemi és a főiskolai hallgatók munkáját, továbbá a működő tanárok továbbképzését is. Ez a hármas feladat nem kis súllyal nehezedett ránk, és hogy ennek mennyiben tudtunk megfelelni, azt majd a gyakorlat fogja megmutatni. A kötet összeállításakor arra törekedtünk, hogy a lehető legmodernebb anyagot adjuk a tankönyvet használók kezébe. Különös gondot fordítottunk arra, hogy a természetföldrajznak az első egyetemi tankönyvben kissé mostohábban kezelt, de később már alapvető fontosságúvá vált témakörei megfelelő mélységben kerüljenek bemutatásra (pl. a periglaciális felszínfejlődés, a csuszamlásos folyamatok stb.). Annak ellenére, hogy teljes természetföldrajzi anyagot nem adhattunk a hallgató­ ság kezébe, szeretnénk remélni, hogy a sok hasznos ábrával kiegészített szöveges rész számottevő segítséget nyújt majd a vizsgákra való felkészüléshez és a további földrajzi tanulmányok megalapozásához. A kötet anyagának bírálatában többen is részt vettek, és hasznos tanácsaikkal, megjegyzéseikkel sokat segítettek az íróknak és a szerkesztőnek is. Ebben a tekintet­ ben külön köszönet illeti dr. Próbáld Ferenc egyetemi tanárt, aki a munka első számú bírálója volt. Lelkiismeretes felelős szerkesztői munkájáért, az anyag egybeötvözéséhez nyújtott segítségért a könyv minden írója elismerését fejezi ki Gerhardtné Rugli Ilonának. Megköszönjük a Tankönyvkiadó mindazon munkatársainak áldozatos tevékenységét is, akik hozzájárultak ahhoz, hogy a tankönyv szép, gondos kivitelezés­ ben jelenhessen meg. Debrecen, 1992. február 24.

A szerkesztő

1. A TERMÉSZETFÖLDRAJZ TÁRGYA, CÉLJAI, TAGOLÓDÁSA, TUDOMÁNY-RENDSZERTANI HELYE

A földrajz (geográfia) a szilárd kéreg (litoszféra), a víz (hidroszféra) és a levegő (atmoszféra) élettel (bioszféra) átszőtt érintkezési terében (földrajzi burok, földrajzi környezet, geoszféra, földfelszín) a természeti és társadalmi folyamatok hatására, illetve kölcsönhatására kialakult rendszerek (általánosan: georendszerek) vizsgálatá­ val, különösen azok térbeli elrendeződésének törvényszerűségeivel foglalkozó tudo­ mány. Azt a végső célját, hogy kutatási eredményeivel a társadalom térbeli szervezeté­ nek tökéletesebbé válását segítse, tárgyából következően csak úgy közelítheti meg, ha vizsgálataiban természet- és társadalomtudományi módszereket egyaránt alkalmaz. A földrajzi burok természeti folyamatainak elemzése vagy az ezen folyamatok köl­ csönhatásaként kialakult rendszerek (természeti tájak) tanulmányozása kifejezetten természettudományos feladat. Ezért a geográfia egyik fő része, a természet földrajza (vagy természeti földrajz - történeti fejlődéséből következően korábban fizikai föld­ rajz) természettudomány. A társadalom, illetve a társadalmi folyamatok földrajzi szempontú vizsgálata viszont társadalomtudományi módszerekkel történik, ezért a társadalom- vagy emberföldrajz (gazdaságföldrajz) a földrajz másik alapvető része­ ként a társadalomtudományok közé sorolandó. A geográfia két fő ága látszólagosan nagy (tudomány-rendszertani) távolsága ellenére sem szakítható el egymástól. Elvi köteléket jelent köztük a közös cél és a többi tudományokétól világosán elkülönülő közös szemléletmód. Ez utóbbinak talán legfeltűnőbb és legfontosabb sajátsága, hogy a geográfia a földrajzi burkot (a földrajzi környezetet) „mint funkcio­ náló egészet és a benne lévő tényezőket együttesen, egymásra hatásukban törekszik értelmezni” (Pécsi M. 1987). Tehát az analizáló vizsgálatokat (amelyek egy részét más tudományoknak engedi át) mindig a szintézisalkotás céljával végzi, s látásmódjának döntő meghatározója a komplexitás. A gyakorlatban az egymásrautaltság biztosítja a földrajz két ágának összetartozá­ sát. A társadalomföldrajz nem végezheti el feladatainak megoldását a földrajzi kör­ nyezet természeti tényezőinek figyelembevétele nélkül. Bár a természeti tényezők elvileg kutathatók önmagukban, a társadalomtól elszakítva, de a földrajz céljából adódóan azok földrajzi szempontú vizsgálatánál nem lehet eltekinteni a társadalom 7

térbeli struktúráitól s a természettel kapcsolatos elvárásaitól (szükségleteitől). Arról nem is szólva, hogy a társadalom egyre gyorsuló ütemben és mind veszélyesebb mértékben avatkozik be a természeti környezetbe, azt egyre inkább „társadalmasítja”. így a társadalom természeti környezete ma már általában nem tisztán élettelen és élő természetes környezet. Benne akkumulálódnak a társadalom hatásai, így a valóságos környezet teljes komplexitásában való megragadása a természet- és társadalomföld­ rajzi megközelítést egyaránt megkívánja. Ezért a földrajzi környezettan (Environmen­ tal Science, Umweltwissenschaft) a földrajz két alapágának összekapcsolódását erősíti. A természetföldrajz vizsgálatai irányulhatnak a georendszerekben természeti törvé­ nyek alapján ható és azokat összetevő egyes geotényezőkre (a vízre vagy annak felszínformáló tevékenységére, talajra stb.) - ez az általános természetföldrajz, vagy vizsgálhatja és logikus felépítésben ábrázolhatja meghatározott földi terek, pl. egy földrész, táj funkcionális rendszerét a maga összetettségében, a benne ható tényezők integrációjában. Ez utóbbi a regionális természetföldrajz. (Elasonló kettősség a társa­ dalomföldrajzon belül is kialakult.) Az általános és a regionális megközelítés világos elvi különbsége ellenére, a két ág a gyakorlati kutatómunkában nem mindig válik el élesen, hiszen feltételezik, illetve kiegészítik egymást. (Az általános földrajzi kutatás is rendszerint valamilyen konkrét területegysége(ke)n folyik, s az általános törvényszerűségek csak ezen vizsgálatok alapján ismerhetők fel.) Didaktikai okokból a szétválás sokszor igen határozott, így pl. tankönyvünk kifejezetten csak az általános természetföldrajz fejezeteit tartalmazza. Az általános természetföldrajz maga is összetett. Egyes ágai a földrajzi burok különböző szféráiban lejátszódó természeti folyamatok működési és térbeli törvényszerűségeit kutatják: így a felszínalaktan (geomorfológia) és a talajföldrajz a szilárd kéregre, a vízföldrajz (hidrogeográfia) a hidroszférára, az éghajlattan (klimatológia) az atmoszférára, a növény- és állatföldrajz (biogeográfia) a bioszférára koncentrálja vizsgálatait. A csillagászati földrajz a Föld égitest jellegéből következő tulajdonságait és azoknak a földrajzi burokra gyakorolt hatásait tanulmányozza, így az általános természetföldrajz bevezető stúdiuma. Annak ellenére, hogy a felsorolt ágazatok is döntően meghatározott szférák jelenségeit kutatják, nem azonosak az e szférákat kutatási tárgyul választó geológiával, hidrológiával, talajtannal, légkörtannal stb. Egyrészt földrajzi ágazatok lévén szemléletmódjuk alapvetően chorologikus (chorologia = elterjedéstan, gör.), tehát figyelmük középpontjában a vizsgált jelenségek térbeli elterjedésének törvényszerűségei állnak, másrészt a természeti környezetben meglévő kölcsönhatások állandó szem előtt tartásával annak összetettségében való megragadását s a róla való szintetikus kép megalkotását szolgálják. Az is jellemzőjük, hogy nagymértékben átveszik az egyes szférákat kutató nem földrajzi tudományok (geológia, hidrológia stb.) eredményeit, s felhasználják azokat a környezet komplex földrajzi jellemzése vagy értékelése során. A természetföldrajznak chorologikus szemléletmódja mellett az időtényezővel is számolnia kell. A földrajzi burok pillanatnyi képe ugyanis általában hosszú időn át ható folyamatok eredménye, s mindenkori állapota további változásának (fejlődésé-

nek) is egyik fontos meghatározója. A természeti környezet értékelő vizsgálatának, amely a földrajz végső célját szolgálja, a környezet jövőbeli változásának prognoszti­ zálására is ki kell terjednie. Ez viszont nem képzelhető el a társadalom tevékenységé­ nek figyelembevétele nélkül, amelynek hatása ma már egyre több területen olyan mérvű, hogy a természetben lévő dinamikus egyensúlyt felborítja, és a természeti környezet változásának irányát is módosítja. A geográfia komplex szemlélete révén különösen alkalmas lehet e kedvezőtlen tendenciák és veszélyek felismerésére. Első­ sorban ez adja a természetföldrajz növekvő környezetvédelmi jelentőségét. Mint láttuk, a természetföldrajz igen erősen támaszkodik a földi szférákat kutató többi földtudományra, ezek a geofizika, geokémia, geológia, ásványkőzettan, talaj­ tan, hidrológia, meteorológia. Nagyon fontos rokon tudománya a kartográfia is, hiszen a térbeli kapcsolatok, az elterjedés szemléletére a térkép (a földrajz „másik nyelve”) a legalkalmasabb eszköz. Kutatási területe és eredményei révén a rokon tudományok közé nem sorolható biológia és csillagászat is sokban segíti a természeti földrajzot. Mindezen tudományok a természetföldrajz szempontjából annak segédtu­ dományaiként is felfoghatók, hiszen eredményeik felhasználása nélkül nem volna mód a földrajzi burok átfogó szintetikus képének színvonalas megrajzolására. Éppen ennek érdekében a természetföldrajz legősibb, de mindmáig nélkülözhetetlen kutatási módszerén, a természet közvetlen megfigyelésén túl, az utóbbi két évszázadban egyre bővítette kutatási eszköztárát. Más természettudományokhoz hasonlóan mind job­ ban növekszik a műszeres vizsgálatok súlya, s az így rohamosan szélesedő és mind egzaktabb adatbázis feldolgozásában nélkülözhetetlenek a számítógépekre adaptált matematikai módszerek. Ma már a laboratóriumi és terepi kísérlet, valamint a modell­ alkotás is bevonult a természetföldrajz kutatási módszerei közé.

A természetföldrajz fejlődése A környezetismerettől a tudományig A természet alapvető jellemzőinek és jelenségeinek legalább elemi ismeretére már a korai primitív társadalmaknak is szükségük volt. Sem a zsákmányoló (gyűjtögető, halász-vadász), sem a termelést is folytató (állattenyésztő, földművelő) emberi közös­ ségek nem szerezhették meg a fennmaradásukhoz szükséges javakat, ha természeti környezetükben nem tudtak megfelelően tájékozódni. A tájékozódás mindenekelőtt életterük aprólékos helyrajzi (topográfiai) ismeretét jelentette, s annak biztos tudását, hogy milyen ott a létfenntartás szempontjából fontos adottságok előfordulása, s milyenek azok területi különbségei (milyen az erdők faösszetétele, hol vannak az állatjárások, a jobb-rosszabb halászhelyek, a különböző minőségű legelők stb.). Mondhatni tehát, hogy gazdasági szükségszerűség parancsára kellett az embernek 9

földrajzi szempontú képet alkotni környezetéről. Ezt az ismerethalmazt közvetlen természetszemlélet alapján gyűjtötte össze rendszerint igen szűk - néhányszor tíz, esetleg néhány száz km2-es - életterében. De bármilyen megbízhatóan is ismerték (akár még a közelmúltban is) a természeti népek közvetlen környezetüket - az eszkimók 100 km-es hosszúságban igen pontosan rajzolták emlékezetből a tengerpart vonalát, Óceánia lakói nagy biztonsággal igazodtak el primitív bottérképeikkel a szigetvilág labirintusában stb. (Mendöl T. 1952) - az ismert tények közötti kapcsola­ tokról s azok okairól alig tudtak valamit. Mindennek egy szélesebb földrajzi hátterű, esetleg az egész Földre is vonatkoztatott összefoglalása, illetve az ok-okozati kapcso­ latok kis területen belüli mélyebb felismerése jelenthette a földrajz mint tudomány alapjainak lerakását. Ehhez - mint a tudományok esetében általában - mindenekelőtt a munkamegosztás megjelenésére és megerősödésére volt szükség, mert csak ez bizto­ síthatta, hogy a közösség egyes tagjainak ismeretei differenciálódjanak. A munkamegosztás és az azt követően megjelenő írásbeliség tette lehetővé, hogy a társadalom ismeretei különböző irányokban elmélyüljenek, összességükben egyre jobban megha­ ladják az egyének ismereteit, és nemzedékről nemzedékre halmozódjanak. Földrajzi vonatkozásban különösen fontos, hogy a munkamegosztás a látótér bővülését is magával hozta, sőt térbeli elterjedése (egyre újabb népcsoportok kapcsolódtak be a munkamegosztás rendszerébe) azt hamarosan megsokszorozta, mert az egyes népek látótere összekapcsolódott. A látótér olyan mértékű tágulása, hogy azt már legalább elméletileg el lehessen helyezni a Föld egészén, a tudományos földrajzi, mindenekelőtt természetföldrajzi gondolkodás szükséges előfeltétele. Ilyen értelemben a Föld felfedezése sem zárható ki a földrajz tudománytörténetéből, hiszen a földi természet mint egységes rendszer, és azon belül az egyes részek földi helyzettől függő sokszínűsége fel sem tárható, és semmiképpen sem érthető meg bolygónk jelentős részeinek bejárása és helyszíni vizsgálata nélkül.

Az antik világ természetföldrajzi képe Az antik görög (római) természetföldrajz - mint első tudományos földrajz - ered­ ményei és szükségszerű korlátai is csak a fenti gondolat szem előtt tartásával értékel­ hetők reálisan. Az i. e. VI. század elejétől felvirágzó kis-ázsiai ion természetfilozófiai iskola lényegében a Földközi-tenger tágabban értelmezett keleti medencéjének (a parti területeken túl ide kell számítani Mezopotámiát is) ismerete alapján érte el igen magas fokú általánosítással, olykor meglepő színvonalú eredményeit. Az antik világ látótere Nagy Sándor hódításai révén a hellenizmus idején Dél-Ázsia nyugati felének megismerésével, Róma felemelkedésekor pedig úgyszólván egész Nyugat-Európával bővült. Mindent összevéve sem tehető azonban 10-15 millió km2-nél többre, ami a teljes földfelszínnek csak 2-3 %-a. Ha a görög-római világ távoli horizontján bizonyta­ lanul fel-feltűnő indiai és kínai kultúrkörök - egyébként egymástól is jórészt elzárt 10

- látóterét is beszámítjuk, az így összeadódó - ismertnek azért semmiképpen sem nevezhető - terület még mindig legfeljebb a földfelszín 8%-a. A földfelszín e töredék részének rendszeres földrajzi leírása, illetve e kis terület alapján a Föld egészére vonatkoztatott geográfiai ismeretek összefoglalása az antik tudomány mindkét alapvető ágában (hisztorié, filozófia) megjelent. Az ún. hisztorié ugyanis nem egyszerűen történetírást jelentett. Benne a történelmi események mellett a szerzők általában a népek és földrajzi környezetük bemutatását is elvégezték, legfeljebb az egyes művekben a különböző, de rendszerint tarkán keveredő témakörök eltérő hangsúlyt kaptak. Éppen ezért pl. az i. e. V. században sokat utazó Hérodotosz nemcsak a történetírás, hanem egyúttal a földrajzi leírások atyjának is tekinthető. Kétségtelen, hogy a későbbi századokban előrehaladt bizo­ nyos fokú műfaji differenciálódás, de még Sztrabón (i. e. 63—i. sz. 23) Geographikája is - ami pedig utóélete alapján a leíró földrajz talán legnagyobb hatású ókori munká­ jának tekinthető - bőségesen tartalmaz néprajzi, történelmi, társadalomismereti stb. részeket. Mindent összevéve azt mondhatjuk, hogy az antik történet- és földrajzírók (Hekataiosz - i. e. VI-V. század, Hérodotosz, Polübiosz i. e. II. sz., Sztrabón és mások) nyomán a „lakott föld” - vagy helyesebben a lakottnak hitt föld (oikumene) - különböző vidékeiről megbízható leírások születtek. Bennük a természet bemutatá­ sának alárendelt szerep jut, a szűkebb értelemben vett természetföldrajz kérdéseivel zömmel a filozófia műfaját művelők foglalkoztak. A filozófia is meglehetősen összetett, a mai értelmezésnél jóval szélesebb tudomány­ ág volt, hiszen a tulajdonképpeni filozófián kívül a legkülönbözőbb természettudomá­ nyos ismereteket is magába foglalta. Általában a „filozófusok” foglalkoztak a Föld égitest jellegével, általános alkatával, méreteivel, rajta a tengerek és szárazföldek elhelyezkedésével, a földfelszínt alakító folyamatokkal stb. Közülük többen írtak a természetföldrajz kérdéseit középpontba állító, címében is földrajzi munkát (legko­ rábban az alexandriai Eratoszthenész i. e. III. század). Sajnos ezeknek többsége is elveszett (Eratoszthenész, Poszeidoniosz, Hipparkhosz stb.), s tartalmukról csak a szerencsésen fennmaradt munkák szerzőinek (főleg Sztrabón és Ptolemaiosz) utalá­ saiból alkothatunk fogalmat. Ezért az antik természetföldrajz eredményeit sokszor csak bizonytalanul köthetjük személyekhez, de általános színvonalát így is jól megítél­ hetjük, s összefoglalva az alábbiak szerint jellemezhetjük. 1. A püthagoreusok fölvetése (i. e. VI. század) után bizonyítást nyert (Arisztotelész, Eratoszthenész stb.), és művelt körökben általánosan ismertté vált a Föld gömb alakja („aki még földgömböt sem látott...” - írja Sztrabón). Méretét zseniálisan felismert elméleti alapon konkrét mérésekkel alapvetően jól, bár pontatlanul ugyan­ csak sikerült meghatározni (Eratoszthenész, Poszeidoniosz). 2. Elvileg is helyes szélességmeghatározásokkal észak-déli irányban közelítő pon­ tossággal, hosszúságmeghatározás híján kelet-nyugati irányban becsléssel (és így hibásan - a valóságosnál lényegesen nagyobbnak) állapították meg a lakott föld méreteit, s annak helyét földgömbön (Kratesz i. e. II. sz.) is szabatosan jelölték. Mivel a lakott földet övező okeanoszról meglehetősen keveset tudtak - természetéről több 11

nemzedék vitatkozott a helyes földgömbi ábrázolás ellenére is az volt az általános nézet, hogy a Földön a szárazföld van túlsúlyban. 3. A lakott föld és egyes részeinek térképi ábrázolása kapcsán megszerkesztették az első vetületeket, de ennek ellenére mindvégig a vetület nélküli (paratopikus) térképek maradtak az általánosak. 4. Bölcseleti alapról indulva (püthagoreusok, eleaták) megalkották a zónatant, amit később a Nap lehetséges delelési irányai (konkrétan az árnyékvetés) alapján pontosítottak, és lényegileg helyesen írták le a szoláris éghajlati öveket. Ez annál is inkább bámulatra méltó, mert konkrét megfigyelésre csak az északi mérsékelt övben volt módjuk. Poszeidoniosz még a forró övön belül is elkülönítette a lakhatóság szempontjából kedvezőbb egyenlítői zónát a szubtrópusok lakhatatlan övétől. 5. Számos, a földrajz szempontjából fontos természeti jelenséget tanulmányoztak, s nemcsak pontos leírásukat adták, de sokszor összefüggéseiket is felismerték. Felis­ merték pl. a tengerszint változásának, s így a tengerpartok eltolódásának lehetőségét, sőt ilyen esetekre bizonyítékokat is találtak (tengeri kagyló- és sólerakódások). Megfi­ gyelték az ár-apály jelenségét és annak a Holddal való kapcsolatát. Theophrasztosz (i. e. IV. sz.) az éghajlat, a talaj és a termékenység kapcsolatairól értekezett, s észrevette a növényzet változását a tengerszint feletti magassággal párhuzamosan. Hippokratész (i. e. V-IV. sz.), aki kívül állt ugyan a szorosabb értelemben vett geográfián, több vonatkozásban hatott a földrajzi gondolkodás fejlődésére. Az a felismerése, hogy az egyes vidékek természeti viszonyai (éghajlat, talaj, vizek stb.) befolyásolják az ott élő embert és életmódját, később az ókorban is többször fölme­ rült, és e kérdés taglalása tulajdonképpen századunkig foglalkoztatta a földrajztudo­ mányt. Szemléletformáló jelentőségű volt a földrajz szempontjából Arisztotelész (i. e. IV. sz.) tanítása a Föld szférikus jellegéről, s az a felismerése, hogy a felszín dombor­ zatkülönbségei rendkívül csekélyek a Föld teljes méretéhez viszonyítva. Összefoglalva megállapítható, hogy a természet közvetlen, érdeklődő szemlélete s elsősorban az időszámításunk kezdete előtti századok görög utazásai igen sok termé­ szeti folyamatra hívták fel a figyelmet, s azok magyarázata során kialakult a jelensé­ gek kölcsönös kapcsolatának s a földfelszín állandó változásának gondolata: „Nincs tehát abban semmi csodálatos, ha egyszer az aigyptosi tengert, a Vörös-tengertől elválasztó földszoros szétválva vagy elsüllyedve tengerszorost alkot, s együvé ereszti a külső tengert a Földközivel, mint ahogy az a Héraklész Oszlopainál levő tengerszo­ rosban történt. Már e munka kezdetén is tettünk itt-ott említést ilyenféle dolgokról, amelyeket össze kell foglalnunk, s megvetnünk velük a természeti erők működésébe s az egyébként bekövetkezett változásokba helyezett erős hitnek az alapját.” (Sztra­ bón : Geographika - II. könyv.)

12

Gazdasági-társadalmi visszaesés tudományos hanyatlás Már a római császárság első időszakától fogva megfigyelhető, s a későbbi száza­ dokban egyre általánosabbá válik az a jelenség, hogy a születő tudományos művek mindinkább összefoglaló jellegűek, hiányzik belőlük a saját természetvizsgálat, az önálló szemlélet. Vitás kérdésekben a többnyire kritikátlanul használt források szembeállítása történik, s a döntéshez mind ritkábban használják a szerzők egyéni tapasz­ talataikat. A tudományban, így a földrajzban is eluralkodó tekintélytisztelet másfél ezer éves időszakának kezdete ez. A földrajzírók sokszor már forrásaikat is csak közvetve ismerik. Az i. sz. I. század legna­ gyobb összefoglaló enciklopédiáját szerző idősebb Plinius is döntően irodalmi forrásokra hagyatkozik már. A III. századi Solinus viszont Plinius alapján készíti földleírását. A VI-VII. század fordulóján alkotó sevillai püspök, Isidorus földrajzi vázlata pedig arról tanúskodik, hogy a szerző már Pliniust is csak Solinus munkájából ismeri. A kezdődő tudományos hanyatlást felgyorsítja a Római Birodalom gazdasági visszaesése, majd összeomlása. A birodalom felbomlása idején a termelőerők színvo­ nala már olyan alacsony, hogy gyakorlatilag visszatér a naturálgazdálkodás állapota, és századokra meghatározó marad Európában. Az önellátás a társadalom széttagoló­ dásához és a földrajzi horizont összeszűküléséhez vezet. A naturálgazdálkodás korá­ nak emberét nem érdeklik a távoli vidékek, mert nincs szüksége rájuk. A keresztény­ ség terjedése ugyancsak a földi világ iránti érdeklődés csökkenését erősíti. Nem véletlen tehát, hogy pl. a kalandozó normannok Amerikába jutása (1000) Európában semmiféle visszhangot nem kelt, lényegében ismeretlen marad. A kora középkor századai így a természetföldrajzi ismeretek mérhetetlen visszaesé­ sét hozták - hosszabb időre még a Föld gömb alakjának eszméje is eltűnt. Kétségte­ len, hogy ebben az időszakban a dinamikusabb gazdaságú és vallási alapon az utazásokat is segítő arab birodalom (mekkai zarándokutak) földrajzi látótere volt a legszélesebb. Az antik munkák fordítása révén az Európában feledésbe merült görög földrajzi ismeretek ébren tartói is az arabok voltak. Az Indiai-óceán vidékén még pontosították és bővítették is azokat (pl. az óceán keleti kijáratának vagy a monszun­ nak a felfedezésével).

Geográfia és természet a virágzó középkorban A lassan élénkülő európai ipar és kereskedelem nyomán a földrajzi látótér tágulása csak a XII. századtól kezdődik. A keresztes hadjáratok (1096-tól), majd az iszlám elleni szövetségkeresésből táplálkozó keleti utazások Julianustól Marco Polóig (1235 és 1295 között) a térbeli kereteket először bővítik az ókorinál nagyobbra. Az arabokat 13

visszaszorító (rekonkviszta) háborúk pedig többek között azzal a haszonnal járnak, hogy Toledo visszavétele (1085) után az ott megalakuló fordítóiskola az antik művek mind szélesebb körét „juttatja vissza” Európába. így lassan újrafogalmazódnak Arisztotelész, Sztrabón, Ptolemaiosz stb. földrajzi nézetei és természetismeretük. Albertus Magnus és Roger Bacon (XIII. század) munkáiban ezek már lényegileg összefoglalásra kerülnek, sőt némileg ki is egészülnek a keleti utazások eredményeivel. A természetföldrajzi ismeretek bővítéséhez a fentieken túl az is hozzájárult, hogy Európában szinte újjászületik a természet iránti érdeklődés. Assisi Szent Ferenc (1182-1226) felfedezi a természet szépségét, II. Frigyest (1194-1250) a madarak iránti érdeklődés viszi a természetbe. Petrarca 1335-ben megmássza az Avignon melletti Mont Ventaux-t, hogy a vidéket szemlélhes­ se. A természethez való változó viszony a művészetben is tükröződik. Jól követhető az a fejlődés, ahogy a templomi festmények tagolatlan arany háttere mindinkább életszerű termé­ szeti tájjá változik. Amikor a tájképi háttér a festmény fő témájává lesz (Leonardo da Vinci, Dürer), tulajdonképpen a tudományos kutatást és felismerést megelőzve, a földrajzi táj jelenik meg a művész szemléletében.

A természetföldrajzi ismeretek színvonala a nagy földrajzi felfedezések korában A hajózási technika és a tájékozódási eljárások fejlődése megteremti a nyílt óceáni közleke­ dés lehetőségét. Az új gyorsjáratú vitorlások (caravellák) nagyobb távolságokat tesznek bejár­ hatóvá, az iránytűméréseken alapuló új, ún. portolántérképek (a XIV. sz. elejétől) pedig a tájékozódás biztonságát növelik. Ezek együttesen adják a nagy földrajzi felfedezések tudomá­ nyos-technikai alapját. A gazdasági fejlődés és a történelmi körülmények pedig igénylik az európai munkamegosztás mind nagyobb területekre való kiterjesztését. így indult meg az a felfedezési folyamat, amely Tengerész Henrik portugál hajózási iskolájának működésétől kezdve (XV. sz. dereka) olyan rohamléptekben tágította az oikumenét, hogy az másfél száz év alatt átfogta már az egész Földet, s mire lezárult (James Cook földkörüli utazása 1772-75), az ismert terület kiterjedése megtízszereződött, s a poláris sapkák és a trópusi kontinensbelsők kivételével mindenhová eljutott az európai ember. Csak a nagy földrajzi felfedezésekkel vált lehetővé a földi természet egészére vonatkozó természetföldrajzi kép megrajzolása. Ez azonban csak a szükséges előfelté­ tel volt, s a megvalósuláshoz még nagyon sok olyan részletvizsgálatot kellett elvégez­ ni, amelyhez a kibontakozó többi természettudomány eredményei is elengedhetetle­ nek voltak. Meg kell állapítani, hogy a felfedezések korának természetföldrajza igen nagy fáziskésést mutat. A késés egyrészt azt jelenti, hogy a feltáruló új területeken szerzett ismeretek csak igen lassú ütemben szűrődtek át a „tudományba”, másrészt azt, hogy a változásokat középpontba állító természettudományos gondolkodás nyomai is csak viszonylag későn jelennek meg a földrajzi munkákban. A kor két jellegzetes földrajzi jellegű műfaja az útleírás és a kozmográfia. Termé­ szetföldrajzi kérdések az útleírásokban alig kerülnek elő, igaz, általában földrajzi anyaguk is gyenge, mert zömmel az úti események és kuriózumok leírására szorítkoz­ 14

nak. Ritka köztük az olyan, mint Staden, H. munkája (1557), amelyben az indián fogságba esett szerző a menekülése érdekében alaposan tanulmányozott trópusi táj - a tupinambu törzs földrajzi környezete - természetének lényegre törő és színes leírását adja. A kozmográfiák az antik világleírások szerkezetét követik, s hosszú ideig tartalmuk­ ban sem mennek jelentősen túl azokon. Egyik típusuk Ptolemaiosz földrajzi munkáját tekinti példának, s jórészt a Földre vonatkozó matematikai-fizikai ismereteket tartal­ maz. (A másik csoport Sztrabón módjára adja a különböző területek leíró földrajzi bemutatását.) Apianus, P. műve (1524) a legnépszerűbbek egyike volt, s mai szemmel egyik legfőbb érdeme, hogy benne a szerző a chorographia és a geographia viszonyá­ ról, mint az egyes és az általános problémájáról gondolkodik. Chorographia alatt valamely földi vidék leírását érti, a geographia viszont szerinte a Föld egészét mutatja be. Ebben a felosztásban már a földrajz modern tagolásának (regionális, illetve általános) elemei jelennek meg. A korszak chorographiáiban a bemutatott vidék konkrét ismerete alapján helyenként már olyan természetföldrajzi összefüggésekre lelhetünk, amelyek egyértelműen túlmutatnak a zsinórmértékül elfogadott antik geográfia eredményein. Gesner, C. pl. megmássza a Pilátust (1555), s annak alapján világos áttekintést ad az Alpok magassági lépcsőiről. Említhetjük a zürichi Simler, J. Alpokról írt könyvét (1574) is, amelyben a földrajzi általánosítás felé tesz jelentős lépést, és egyes részeiben bizonyos alpi jelenségek (pl. lavinák) ma is frissnek ható genetikus tipizáló leírását adja. A kozmográfia kifejezést a XVII. században szorítja ki az „általános földrajz” (geographia generalis) fogalma. Ennek legteljesebb rendszerét Varenius, B. fejti ki a földrajz történetében korszakhatárnak is tekinthető művében (Geographia generális, 1650). Varenius munkája elsősorban nem tartalmában ad újat (e tekintetben nem több, mint a kor más összefoglalásai), hanem a földrajz lényegéről és rendszeréről való gondolkodása miatt jelentős. Világosan kifejti a földrajz két részének (geogr. generalis = általános földrajz és geogr. specialis = regionális földrajz) kölcsönös függőségét, s azt, hogy mindkettőnek a kozmikus, a földi (természeti) és az emberi hatások tükrében kell feldolgozni témáját. Rendszerében tehát helyreállítja a földrajz­ nak a Sztrabón-, illetve Ptolemaiosz-követők munkáiban szétszakadt belső egységét. A földrajzi feldolgozás alapjának a teljes Földet tekinti (hologeikus szemlélet), jólle­ het a súlypont már nála is a földfelszínen van.

15

A természetföldrajzi gondolkodás az újkor első századaiban A természetföldrajzi ismereteknek az ókorit érdemben meghaladó elmélyüléséhez egy alap­ vetően új természettudományos gondolkodás meggyökerezésére és új kutatási módszerek elterjedésére volt szükség. E követelmények átütő erejű megvalósulása a XVII. század során következik be. Rohamosan terjed a heliocentrikus szemlélet, s Descartes racionalizmusa és Bacon, F. empirizmusa a természetkutatásban is utat tör. Ezek hatékonyságát nagymértékben fokozzák a sorozatban szerkesztett új mérő- és észlelőműszerek (a távcsőtől a javuló geodéziai mérőműszereken át a barométerig, a hőmérőig). A kísérlet is bevonul a természettudományok­ ba. A folyamat a XVIII. században tovább bővül, s a természetismeret mind mélységében, mind terjedelmében nagyságrendileg haladja meg a felfedezések első időszakának még döntő részé­ ben az ókortól örökölt ismereteit. A földrajzi burok anyagának rendszeressé váló vizsgálata és leírása (az ásványosz­ tályozástól a növényrendszerezésig), az egyes szférákban és azok kölcsönhatásában működő folyamatok szélesedő megfigyelése alapvetően szükséges volt ahhoz, hogy a természeti jelenségek földi elrendeződéséről, illetve egy meghatározott területen belüli jellegzetes összeszövődéséről képet lehessen alkotni. A XVI-XVII. század csak az első lépéseket jelenti ezen az úton, de egyes kérdéskörökben már döntő felismerések említhetők. Világossá vált többek között a légnyomás és a tengerszint feletti magasság összefüggése (Pascal már 1648-ban barométeres magasságmérést végzett). Vossius 1663-ban a tengeráramlásokat, Halley (1686) a passzát és monszun szélrendszereket, Hadley (1735) a földforgás azokra gyakorolt kitérítő hatását magyarázta. További példákat is lehetne sorolni arra, hogy ebben az időszakban a természetföldrajz szem­ pontjából fontos eredmények jelentékeny része a fizika területén született (vö. termé­ szeti földrajz-fizikai földrajz). A természetföldrajz számos témaköre az egyetemeken is a fizika keretében került előadásra. (A kor leíró földrajza - pl. államismék - viszont a történelemhez állt közel, és a természetföldrajzi kérdések szinte teljesen kiszorultak belőle.) Bár számos, gyakorlati szempontból is (pl. hajózás) fontos problémakörben - így például a tenger- és légáramlások vonatkozásában - már ekkor alapvetően helyes kép rajzolódik ki, más területeken az eredmények szerényebbek. A felszín domborzatát pl. még döntően geometrikus módon szemlélik, s ha változásairól tudnak is már (pl. Celsius kimutatja a skandináviai emelkedést tanúsító színlőket - 1743), a változást okozó külső és belső erőkről, a mechanizmusról még alig valamit. Itt a döntő változás akkor következik be, amikor mintegy fél évszázados vajúdás után - a skót Huttontól (1785) az angol Lyellig (1830/33) - megszületik a földtanban a valamennyi modern földtudomány számára nélkülözhetetlen alapelv, az aktualizmus. Az a gondolat, hogy a természet változásait a jelenleg is ható erőkkel és folyamatokkal különleges katak­ lizmák és katasztrófák nélkül is meg lehet magyarázni, a földtörténeti idő addig nem sejtett távlatait nyitja meg. Az ember természeti környezetének mind jobban feltáruló térbeli sokszínűsége így kap igazi időbeli keretet, így születik meg az esély a földfelszín változásainak reális magyarázatára. 16

Elvileg a természet mélyebb analizálását és egyúttal a szintetikus földrajzi gondolkodás fejlődését segíthette annak az ókorból származó nézetnek a felelevenedése, amely szerint a természet (a domborzat, az éghajlat, a föld termékenysége stb.) meghatározza a népek tulajdon­ ságait, az ember jellemét. Korai képviselője Bodin, J. volt a XVI. században, de igazán divatossá Montesquieu-nek a Törvények szelleme címen írt munkája (1755) nyomán vált. Ezek a felvilágosodás korát jellemző miliőteóriák igazából mégsem termékenyítették meg a termé­ szetföldrajzi kutatásokat. Szerzőik a környezetet nem elemezték, s csak annak legközönsége­ sebb, minden analizálás nélkül is ismert jellemvonásaira hivatkoztak kijelentéseik alátámasztá­ sára.

A természetanalízis és -szintézis egysége a humboldti gondolat A természetföldrajz fejlődése szempontjából az a gondolkodás volt a leginkább előremutató, amely egyrészt súlyt helyezett a természet analitikus vizsgálatára, más­ részt az így kapott eredményeket megpróbálta szintézisbe foglalni, így mutatva be a földi természet helyről helyre változó, szinte kimeríthetetlenül sokoldalú arculatát előidéző jelenségeket és azok jellegzetes tér- és időbeli összeszövődését. Ez a program a XVIII-XIX. század fordulóján a legeredményesebben Alexander von Humboldt (1769-1859) munkásságában valósult meg. Humboldt közép- és dél­ amerikai utazása (1799-1804) a tudományos természetfeltáró expedíciók egyik legko­ rábbi, és mind céltudatos programjának, mind kiváló felszereltségének köszönhetően legeredményesebb mintapéldája. E különlegesen széles látókörű polihisztor eltökélt célja az volt, hogy a természet egészét, a kozmoszt „a ködfoltoktól a gránitsziklán tengődő moháig” és az emberig egyetlen hatalmas freskószerű képben foglalja össze. Ezt hiánytalanul és hibátlanul természetesen már a XIX. század második negyedében (ekkor írta Humboldt a Kosmos köteteit) sem tehette meg egyetlen elme. Humboldt azonban a szintetikus földrajzi gondolkodás szinte utolérhetetlen példáját adta mun­ kásságával. Szemlélete ugyan nem hologeikus, hanem kozmikus (az egész világegyete­ met egységbe fogó), de ahogyan megragadja a különböző földi tájak karakterét (fiziognómiáját), ahogyan az egyesben észreveszi az általánost, az mélységesen föld­ rajzi is. Humboldt övezetességet is felismerő táj szemléletében a vegetáció és az éghaj­ lat kap kiemelkedő szerepet (a belső trópusok buja növényzetű vidékein kutató számára ez természetes is), és mesterien alkalmazza a földrajzi kutatásokban elenged­ hetetlen összehasonlító módszert. Ez utóbbinak rendszeres elméleti kifejtője éppen Humboldt kiváló kortársa, az összehasonlító földrajzi iskola alapítója, Ritter, C. (1779-1859) volt. Ritter összehasonlításai azonban döntően a természet és a történe­ lem közti összefüggések nyomozását szolgálták. A humboldti gondolatnak további fontos vonása a természetföldrajz szempontjából is, hogy számára a vidékek, az életformák összehasonlítása egyúttal az élettörténet, a fejlődés periódusainak összeve­ tését is jelenti, tehát természet-, ill. táj szemléletében benne van a fejlődés gondolata.

17

A földtudományok differenciálódása és az új természetföldrajz A XIX. századi természettudományos fejlődés nem kedvezett a humboldti értelmű szintetizáló törekvéseknek. Sokkal inkább az történt, hogy a természetkutatás a polihisztoroktól a specialisták kezébe került, és nemhogy a kozmikus, de még a hologeikus összegzés lehetősége is elvész. Új tudományágak születnek a földi termé­ szet kutatásában, amelyek a maguk szűkebb vizsgálati területén rohamosan fejlőd­ nek, és e folyamat során csökken az átfogó szemléletre való törekvés. A természet­ földrajz témakörei is jórészt felosztódnak a különböző részdiszciplínák, mint a glaciológia, a klimatológia, a tengertan, a növény-, állat- és talajföldrajz, a (dinamikai) geológia stb. között. A szorosabb értelemben vett földrajz ekkor elsősorban a konti­ nensbelsőket és a sarkvidékeket feltáró expedíciók eredményeinek ismertetésével foglalkozik, és az államismék gondolati sekélyességét és rendszertelenségét jórészt leküzdve, többnyire enciklopédikus, leíró jellegű összeállításokat „termel”. A korábbinál jóval mélyebb, de kevésbé széles ismeretanyagon alapuló szintetizálás igényét az teremti meg, hogy az önállóvá vált ágazatok olyan eredményeket érnek el, amelyek értelmezéséhez, ill. a további előrelépéshez szükség van bizonyos hajtásaik közeledésére, sőt összefonódására. Jó példa lehet erre a XIX. század egyik legnagyobb földtudományi teljesítményének, a pleisztocén eljegesedésnek a felismerési és bizonyí­ tási folyamata. Ebben a geológusok és paleontológusok mellett egyenrangúan közre­ működtek a glaciológusok is, de a botanikus érdemek is említhetők. S a kérdés megválaszolásánál a kutatók lépten-nyomon szembekerültek a felszíni formák értel­ mezésének kifejezetten egyik területhez sem tartozó problémakörével. A felszíni formák vizsgálata törvényszerűen közelített számos földtudományi ágat, hiszen a formák igen eltérő és sokszor együttesen is ható természeti folyamatok hatását tükrözik. Így a megszülető geomorfológia alkalmassá válhatott egy új, a század elejinél szűkebb értelmű - nem az egész Földre, hanem csak a földfelszínre, ill. a földrajzi burokra kiterjedő - szintetizálásra, és ilyen értelemben mintegy gerince lett az új, már tulajdonképpen modern természetföldrajznak. A formákat genetikusan elemző geomorfológia megszületéséhez alapvető feltétel volt a dinamikai geológia és a tektonika nagyarányú fejlődése, hiszen a formaalakító belső erők természetéről addig csak igen bizonytalan elképzelések voltak. Ezért is tekinthető igen fontosnak Suess, E. és Heim, A. földszerkezetet és a hegységképződést elemző munkássága. Az is segítette a geomorfológia fejlődését, hogy a feltáró utazá­ sok a század második felében némileg irányt váltottak. A nedves, buja növényzetű belső trópusi területek helyett előtérbe kerültek a száraz vidékek (az amerikai Nyugat, Belső-Ázsia). A növényzet nélküli kopár területeken pedig sokszor szinte szembeötlő a szerkezet és a formák közti kapcsolat. A geomorfológia tehát döntő mértékben geológiai oldalról és céllal indult: a formák tanulmányozásából elsősorban a kialakító tektonikai folyamatokra kívánt következtetéseket levonni. Földrajzibbá válása az alaptétel megfordításával követke­ zett be: a folyamatok vizsgálata csak eszköz a felszíni formák magyarázatához.

A geomorfológia fejlődése A geomorfológia s vele az új természetföldrajz indulását Európában Ferdinand von Richthofen (1833-1905) munkásságához kötik. (Amerikában főként Powell, W. és Gilbert, G. Ch. neve fémjelzi a kezdeti időszakot.) Richthofen a földrajzot olyan chorologikus tudományként határozta meg, amelynek feladata a földfelszín és a vele okozati kapcsolatban lévő jelenségek tanulmányozása. Bár a geográfiából így tágabb értelemben az embert sem zárja ki, földrajza mégis döntően geomorfológiai jellegű és általános, amelyhez igen szilárd geológiai alapok szükségesek. A korábbiaknál sokkal mélyrehatóbb forma- és folyamatmagyarázatai (pl. abrázió, löszképződés, völgyfejlődés) jóval kevésbé támaszkodnak a klimatológia, mint a geológia eredmé­ nyeire. A richthofeni „geologizáló” geomorfológia az amerikai Davis, W. M. (1850-1935) működésében kap határozottan földrajzi jelleget. Davis deduktív módon - logikusan felépített általános sémákból (pl. ciklustan, 1899) kiindulva - ad döntően éghajlati alapú formamagyarázatot. Az általánost olykor a sematizmusig túlhajtó davisi geo­ morfológiai gondolkodás európai ellenpárjaként Penck, A. (1858-1945) munkásságát lehet említeni. A jégkorszakkutatásban már fiatalon jó nevet szerzett Penck geomor­ fológiájában ugyan szintén a külső erők éghajlati meghatározottságával számol, de nála „a túlzásba vitt induktív analízis mellett teljesen háttérbe szorult a felszín egységének gondolata” (Bulla B. 1953). Az éghajlati tényezőknek a felszínfejlődésben játszott szerepét hangsúlyozó néze­ tekkel szemben sokkoló hatású ellenvéleményt fejtett ki Penck, W. (Penck, A. fia) 1924-ben. „A morfológiai analízis” című művében a domborzat fejlődését egyenlethez hasonlítja, amelyben ismert tényezőknek a formákat és a külső erőhatásokat tekinti, s szerinte ezekből kell az ismeretlenre, a döntően endogén folyamatokra következtet­ ni. Meglehetősen szélsőséges véleménye az, hogy „ha az endogén előfeltételek azono­ sak, semmi lehetőség sincs, hogy a különböző éghajlatú területeken különböző lepusz­ tulásformák keletkezzenek”. Az európai geomorfológia fejlődése Penck, W. nézetei ellenére továbbra is inkább „klimatikus irányba” tartott. Mind nyilvánvalóbbá lett - főleg a nedves és száraz trópusi területek, valamint a periglaciális tartomány részletesebb kutatásával -, hogy a Föld különböző éghajlatú vidékein a felszínformálódásnak jellegzetes, egymástól jelentősen eltérő formakincset eredményező mechanizmusai érvényesülnek. A földi tájak morfológiai képében nemcsak a recens, hanem a korábbi időszakok eltérő éghajlati körülményei közt kialakult formák (formagenerációk) is jelen vannak. Azóta, hogy Büdel, J. az Érchegység tönklépcsőit harmadidőszaki trópusi mállás- és lepusztító folyamat eredményeként értelmezte (1934), ezt az elsősorban Németország­ ból terjedő geomorfológiai irányzatot klimatikus geomorfológiának hívják. Az irány­ zat a második világháború utáni évtizedekben továbbfejlődött, s a geomorfológiában a legutóbbi időkig vezető szemléletmódnak számított.

19

Egyéb természetföldrajzi ágak fejlődése A kutatásait a földfelszínre koncentráló új természetföldrajz a geomorfológiában mind mélyebbre hatoló részletvizsgálatai ellenére is alapvetően megőrizte szintetizáló jellegét. A felszín vizsgálata azonban természetszerűleg nem merülhet ki a genetikus domborzatelemzésben. Egyrészt azért, mert a formakincset közvetlenül alakító folya­ matokat kiváltó tényezőket (pl. az éghajlatot) is vizsgálni kell, másrészt azért, mert a felszínnek a formákon kívül más alkotóelemei is vannak (víz, talaj, élővilág). Ezért a földfelszínt (másoknál, pl. Lautensach, 1933 - földburkot vagy földrajzi burkot Kalesznyik, 1948) szintetikusan szemlélő természetföldrajzban a geomorfológia mel­ lett szükségszerűen más ágak is fejlődtek. A klimatológia területén Köppen, W. munkássága emelhető ki, aki egyebek mellett az éghajlati területek olyan rendszerét alkotta meg (1918), amely a legkülönbözőbb természetföldrajzi vizsgálatok lényegében máig használható keretének bizonyult. Feltétlenül szólni kell arról, hogy a talaj komplex képződmény jellegének felismerése és ilyen szemléletű vizsgálata - főként annak századfordulói orosz művelői (minde­ nekelőtt Dokucsajev, V. V.) részéről - a természetföldrajz egészének lényeges előrelé­ pését szolgálta. így pl. döntő módon járult hozzá az övezetesség földrajzi törvényének kikristályosodásához. Az életföldrajz (biogeográfia) fejlődésének főként az a vonala volt a természetföldrajz egészére megtermékenyítő hatású, amely a természetes nö­ vényzet és a környezete közötti kapcsolatokat sokoldalúan vizsgálva (ökológiai nö­ vényföldrajz - Haeckel, E. 1866 óta) a vegetáció éghajlat-, talaj- és domborzatfüggő­ ségét mutatta ki.

Természetföldrajz és tájkutatás A természetföldrajz említett ágai - a geomorfológiától a növényföldrajzig - több­ nyire sajátos földrajzi módszerekkel és célkitűzésekkel dolgoztak ugyan, de már tárgyuknál fogva is közel álltak más szaktudományokhoz. Ezért fejlődésüket szinte végigkísérte egyfajta szaktudományok közötti határvillongás. Ez is hozzájárult ah­ hoz, hogy a századfordulón megerősödjék egy olyan törekvés, hogy a földrajz (és benne a természetföldrajz) kutatásának legfőbb tárgyai - a geográfia két évezredes, hosszú ideig csak lappangó alapgondolatának tudatosításával - a földfelszín sajátos regionális téregységei, a tájak legyenek. A táj a maga összetettségében egyetlen más szaktudománynak sem kutatási tárgya, de eredményes vizsgálatához valamennyi felsorolt (ill. terjedelmi okokból nem említett) ágazat szüntelen fejlődése szükséges. Annak a felfogásnak a megerősödése, hogy a földrajz végső lényege a tájtan, a konkrét tájkutatás fellendülését hozta - de nemcsak a tiszta természeti, hanem az ember formálta tájakét is. Külön kiemelhetők-e folyamaton belül a Vidal de la Blache kezdeményezésére kibontakozott századfordulói francia tájkutatás eredményei. Szá­ zadunkban a tájföldrajz gyakori elméleti viták közepette fejlődött. A viták a táj 20

fogalmától a tájak lehatárolási kérdésein át a tájhierarchia problémaköréig terjedtek, és felölelték a táj és a zóna kapcsolatának kérdéskörét is. A sajátosan „tájgazdag” természeti környezetben fejlődő nyugat-európai tájföldrajzzal szemben az orosz geog­ ráfia inkább a zonalitás fontosságát hangsúlyozta, és a szovjethatalom éveiben a táj objektív létét tagadó iskola is alakult (Grigorjev, A. A. folyamatelméleti iskolája a második világháború után). A táj szemlélet alakulására igényes tudományelméleti működése révén jelentősen hatott Hettner, A. (1859-1941). Felfogásában a térbelisé­ gen van a döntő hangsúly, az időbeliséget nagyon alárendelten kezeli, s szubjektív is olyan értelemben, hogy szerinte a Föld mint egész földrészekre, országokra és tájakra osztása csak a kutatási koncepció és az ábrázolás érdekében történik. A tájak kutatása nemcsak a tájban ható geotényezők (faktorok, pl. domborzat, víz, talaj) oldaláról történhet. Már Passarge, S. (1919) kifejtette, hogy a tájat nem az egyes geofaktorok, hanem olyan komplexen egymásba olvadó „cellák”, „földrajzi indivi­ duumok” építik fel, amelyekben a geofaktorok szervesen összefonódnak. Ennek az összefonódásnak, a táji kölcsönhatásoknak, voltaképpen a táj háztartásának sokol­ dalú, méréseken alapuló vizsgálata, vagyis a tájak ökológiai szempontú kutatása, a tájökológia (Landschaftsökologie - Troll, C. 1938) a második világháború után a tájkutatás egyik legeredményesebb irányzatává vált. A tájökológiai kutatások a természetes tájháztartás vizsgálatáról fokozatosan az ember által alakított tájra is kiterjedtek. A homogén és a különböző fokon heterogén területegységek elkülönítésé­ vel és térképezésével a tájökológia a természetföldrajzi térfelosztás új lehetőségeit is megteremtette. A tájhoz mindinkább rendszerelvű szemlélettel közeledő tájökológia a tájban érvényesülő kölcsönhatásokat dinamikájukban vizsgálja, így a táj időbeli változásaira (fejlődésére) is tekintettel van. A sok konkrét és részletes mérési adattal dolgozó tájökológia is segítette azt a természetföldrajzban az utóbbi évtizedekben kibontakozó törekvést, hogy a természe­ ti környezet különböző összetevőinek olyan széles adatbázisa teremtődjék meg, amely megfelelő rendszerben tárolva (földrajzi információs rendszer) a környezet különböző szempontú értékelését, minősítését teszi lehetővé, akár konkrét gyakorlati feladatok megoldása céljából.

A természetföldrajz a magyar geográfiában A Mohács előtti Magyarország nemzedékeinek földrajzi ismereteiről csak gyér adataink vannak. Kifejezett földrajzi munka nem is maradt ránk, jóllehet már Anony­ mus Gestájában is szerepelnek földrajzi utalások, és a magyarok tetteiről beszámoló munka 166 magyarországi földrajzi nevet tartalmaz. A magyar középkor földrajzi szempontból valószínűleg legfontosabb eseménye Julianus barát keleti utazása volt (1235-36). A feudális Európába ő hozott először reális híreket a mesés keleti világról, s lényegében ő nyitotta meg a földrajz korai reneszánszát ébresztő, Marco Polo kínai útjával tetőző, XIII. századi keleti utazások sorát. 21

A török hódítás miatt megtorpant ugyan az általános magyarországi fejlődés, de éppen annak első éveiben születik néhány olyan földrajzi munka, amelyek joggal sorolhatók a kor színvonalas geográfiai teljesítményei közé. Az első magyar kozmog­ ráfia (Honterus János: Rudimenta cosmographica, 1534) és az első chorográfiák Honterus Transylvaniája (1532) és Oláh Miklós Hungariája (1536) - az ország három részre szakadásának időszakából származnak. A peremekre szoruló magyar tudomá­ nyosság földrajzi vonatkozásban talán legfontosabb munkái a természetbúvár szepességi Frölich Dávid Medullája (1639), amely szellemiségében Varenius egy évtizeddel fiatalabb Geographiájával rokonítható, és Apáczai Csere János Erdélyben írt, termé­ szettudományos alapjaiban kevésbé szilárd „protestáns” Encyclopediája (1633-35). A XVIII. század magyar földrajzi irodalmából két irányzat emelhető ki. Nálunk is megjelennek az államismereti munkák, legmagasabb színvonalú képviselőjük a Bél Mátyás „tudományos műhelyéből” kikerülő, hatalmas ismeretanyagot felölő „Notitia Hungariae...” (1735-42). A természetföldrajz fejlődése szempontjából fontosabb a nagyszombati egyetemen a század harmadik negyedében kivirágzó fizikai földrajzi iskola. Mintegy féltucatnyi jezsuita képviselője ír a fizika tárgykörében korszerű általános természetföldrajzi munkát. Ez a Molnár János művével (1777) tetőző, majd sajnálatos módon megtorpanó fejlődés bizonyos fokig előkészítője volt azoknak a XIX. század eleji magyar természetföldrajzi munkáknak - itt elsősorban Varga Márton és Katona Mihály működésére kell gondolni -, amelyek mind felfogásukban, mind tartalmukban (elsősorban a folyóvízről írt fejezetekben) a legjobb európai színvonalat képviselték. Szinte magános szigetként emelkedtek ki az akkori földrajzi irodalmunkat jellemző, a tudomány rangjáról egyre inkább lecsúszó államismék tengeréből. Természetföldrajzunk érdemi előrelépése ezután már csak Hunfalvy János (1820-1888) tevékenysége idején következik be. A Magyar Földrajzi Társaságot alapító (1872) első magyar földrajzprofesszor - aki Ritter követőjének vallotta magát - szinte enciklopédikus sokoldalúsággal művelte a geográfiát, de nagy formátumú regionális földrajzi műveiben (A magyar birodalom természeti viszonyainak leírása, Egyetemes földrajz) és talán még inkább egyes szaktanulmányaiban sokat „lefara­ gott” a magyar természetföldrajz időközben tetemesre nőtt nemzetközi lemaradásá­ ból. A Richthofen nevéhez kötődő új természetföldrajzi irányzat meghonosításában, sőt annak alkotó továbbfejlesztésében Hunfalvy egyetemi tanszéki örökébe lépő kiváló geológus, Lóczy Lajosnak (1849-1920) vannak a legnagyobb érdemei. A „kövek geográfusaként” is emlegetett Lóczy mind a hazai természetkutatásban, mind kínai utazásán olyan eredményeket ért el, amelyeket a geológiában és a természetföldrajz­ ban egyaránt figyelembe kell venni e tudományok századfordulói színvonalának jellemzésénél. Ahogyan nemzetközi viszonylatban Davis fellépése, úgy Magyarországon elsősor­ ban Cholnoky Jenő (1870-1950) munkássága hozott jelentős fordulatot az új geomor­ fológia „földrajzibbá” válásában. Cholnoky azonkívül, hogy a századfordulón több 22

geomorfológiai folyamat (főleg a szél és a folyóvíz) tanulmányozása során nemzetkö­ zileg is új megállapításokat tett, a természetföldrajz más ágaiban (pl. vízföldrajz) is figyelemre méltót alkotott, szemléletében pedig minden magyarországi elődjénél job­ ban érvényesült a földrajzban döntő jelentőségű komplexitás. Nagylélegzetű - bár olykor inkább népszerűsítő színvonalú - munkái a szintetikus földrajzi látásmód kiváló példái. A magyar geográfiai kutatások személyi háttere századunk első évtizedeitől kezd érdemben szélesedni. Tudományunk korábbi csaknem egyszemélyes képviselőit (Hunfalvy, Lóczy) követően lassanként - részben az új egyetemi földrajzi tanszékek­ hez kapcsolódva - sajátos irányzatú iskolák alakulnak, s a természetföldrajzi kutatá­ sok is differenciálódnak. Cholnoky körül - majd utána - a már-már klasszikussá váló geomorfológiai irányzat fejlődik (Kéz Andor, Bulla Béla, részben Kádár László stb.). Princz Gyula munkássága erősebben geológiai indíttatású, és nálunk is megjelenik, sőt hamarosan európai szintre emelkedik a tájkutatás. Ennek műhelye elsősorban Teleki Pálnak (1879-1941) a közgazdaság-tudományi egyetemen 1920-ban létesült tanszéke körül alakul ki. Ezek a nemzetközi fejlődéssel lépést tartó (részben) termé­ szetföldrajzi irányzatok, illetve iskolák váltak a jórészt még napjainkban is alkotó, a korábbiaknál jóval népesebb újabb geográfusnemzedék kibocsátóivá.

Irodalom Beck, H.: Geographie - Europāische Entwicklung in Texten und Erläuterungen. München, 1973. Berger, H.: Geschichte dér wissenschaftlichen Erdkunde dér Griechen. Leipzig, 1903. Bulla B.: Általános természeti földrajz I. k. Budapest, 1953. (különösen 9-66). Büttner, M. (szerk.): Wandlungen in geographischen Denken von Aristoteles bis Kant. Paderborn, 1979. p. 275. Fodor F.: A magyar földrajztudomány múltja. MTA Kézirattára (é. n.) p. 346. Hettner, A.: Die Geographie. Ihre Geschichte, ihr Wesen und ihre Methoden. Breslau, 1927. p. 463. Iszacsenko, A. G.: Razvityije geograficseszkih idej. Moszkva, 1971. Incze A.: A magyar természeti földrajz fejlődéstörténeti vázlata. Kolozsvár, 1942. p. 64. Mendöl T.: Bevezetés a földrajzba. Budapest, 1952. p. 349. Molnár Κ.: Az ökológiai tájkutatás újabb eredményei a német földrajzi szakirodalomban. Földr. Ért. 1979. 145-169. Pécsi M.: A földrajz és a geográfiai kutatások időszerű kérdései Magyarországon. Földr. Közi. 1987.113-121. Schmithüsen, J.: Geschichte der geographischen Wissenschaft von den ersten Anfangen bis zum Ende des 18. Jahrhundertes. Mannheim (Wien) Zürich, 1970. p. 190. Szauskin, J. G.: Studien zu Geschichte und Metodologie der geographischen Wissenschaft, Gotha/Leipzig, 1978. p. 267. Teleki P.: A földrajzi gondolat története. Budapest, 1917. p. 231. Vadász E.: A földtan fejlődésének vázlata. Budapest, 1953. p. 119. 23

1. táblázat

A (természet)földrajz fejlődésének időrendi áttekintése

2. A FÖLD FEJLŐDÉSE ÉS SZERKEZETE

A természetföldrajz egyik legfontosabb kérdése Földünknek és a földrajzi burok­ nak a kialakulása. Ez az a pont, ahol a természetföldrajz a legszorosabb kapcsolatba kerül a csillagászattal, geofizikával, geokémiával, geológiával. A Föld vizsgálatánál szem előtt kell tartanunk azt az igen fontos tényt, hogy a Föld a bolygórendszer tagja, és a Nap vonzáskörzetéhez tartozik. A mai tudományos álláspont szerint a Naprend­ szer helyén ötmilliárd évvel ezelőtt még egy gázból és kozmikus porból álló ködtömeg helyezkedett el, amelyet saját nehézségi erőtere tartott össze. Ez a felhő az állandó gravitáció következtében mind gyorsabban forgott. Majd, amikor anyagának össze­ húzódása elért egy kritikus átmérőt (kb. a Merkúr bolygó mai pályájának átmérőjét), megindult belőle az anyagkiáramlás a környező térbe. Gyűrűszerű alakulatok váltak le róla, amelyek anyaguktól függően jutottak egyre messzebb. A nehezebb fajsúlyú elemekből, „hideg úton” összetapadt anyagcsomókból alakultak ki a mai belső, Föld-típusú bolygók magjai. A Naptól távolabb pedig, ahol a Napból kiáramló gázok megfagytak, e fagyott részek tömörüléséből keletkeztek a hidrogénből és egyéb más emelekből felépült nagybolygók. Az egykori gáz- és porfelhőnek természetesen csak csekély tömege (lásd a „Csillagászati földrajz” c. tankönyvet) vált a bolygók és azok holdjainak építőkövévé. Túlnyomó része az Ősnapba sűrűsödött össze. A kezdetben „hideg állapotú” Ősföld belsejében a radioaktív eredetű hő és a földmag képződése során felszabaduló gravitációs energia hatására izzón folyó olva­ dékok jöttek létre. A köpeny anyaga egészen a Föld felszínéig megolvadhatott. Az olvadékból a bolygóközi térbe irányuló kisugárzás és lehűlés nyomán vékony ultrabázikus kéreg alakult ki. A folyékony halmazállapotú köpenyben az említett hőtermelődés miatt szükségképpen konvekciós áramok jöttek létre, amelyek a kérget ismét a mélybe szállították és anyagát megolvasztották. Midőn a geotermikus gradi­ ens - amely a földfelszín közelében eredetileg 100 °C/km lehetett - 60 °C/km értékre csökkent, az ultrabázikus kőzet részleges felolvadása nyomán, bazaltos kéreg képző­ dött. A korai stádium ultrabázikus és bázikus kérge később teljesen elpusztult. A kova­ savban gazdag savanyúbb kőzetek a bazaltos kéreg részleges felolvadása után kelet­ 28

kezhettek. Csak az ilyen savanyú kőzetekből álló kéreg maradhatott meg a felszínen. Csekélyebb sűrűsége ugyanis javarészt megakadályozta azt, hogy lesüllyedve a kö­ peny anyagát gazdagítsa. A geológusok feltételezése szerint a bazaltos kéregből mintegy 4 milliárd évvel ezelőtt jöttek létre az első, savanyú kőzetekből felépült kontinensrészletek. Az, hogy ez a folyamat a lemeztektonika folyamatai alapján vagy egy teljesen más mechanizmus hatására ment végbe, ma még nem tisztázott. Archaikus (élőidéi) kőzetek minden földrészen előfordulnak. Ezeket a kontinensek magjainak tekintik. Hosszú ideig úgy vélték, hogy ezekhez a későbbi hegységképződé­ sek során újabb és újabb tömegek tapadtak, és ezáltal egyre nagyobb lett a kiterjedé­ sük. Manapság a geológusok között mindinkább tért hódít az a felfogás, hogy a kontinentális kéreg nagyobb része még az archaikumban kialakult. A kontinentális kéregképződés utolsó nagy szakasza 2,8-2,5 milliárd év között mehetett végbe. Az újabb nézetek szerint 2,5 milliárd évvel ezelőtt a kontinentális kéregnek alig volt kisebb az együttes kiterjedése a Földön, mint manapság (Frisch, W.-Loeschke, J. 1986). Mai ismereteink szerint a legidősebb kőzet Grönland nyugati részén, Isuanál fordul elő. Ennek a radiometrikus módszerrel megállapított kora 3,9-3,8 milliárd év. Abból az időből olyan üledékes kőzetek is ismertek, amelyek vízben rakódtak le. Ezek a képződmények azt tanúsítják, hogy a Föld felszínén a hőmérsékleti viszonyok már hasonlítottak a maihoz. A szénizotópos vizsgálatokra támaszkodva Schidlowski, M. (1983) primitív életlehetőségekre is gondol. A korai archaikum óta a Föld arculata szakadatlanul változott. Ehhez a belső és a külső erők bonyolult összmunkája egy­ aránt hozzájárult. A belső erők tevékenysége nem merült ki a tektogenetikus, orogenetikus vagy epirogenetikus mozgásfolyamatokban (tektogenezis = szerkezetképző­ dés, orosz = hegység, epeirosz = szárazföld, gör.). Állandóan változtatták a kontinen­ sek földfelszínen elfoglalt helyzetét is. A kontinensek elhelyezkedése még a harmad­ időszak elején is számottevően különbözött a maitól, és más volt a tengerek és a szárazföldek egymáshoz viszonyított aránya is. Ma már pontosan tudjuk, hogy a kontinensek ma is lassú mozgásban vannak. Az elmozdulások mértékéből azt is kiszámították, hogy milyen lesz a Föld arculata 50 millió év múlva.

A földfelszín vízszintes és függőleges tagozódása A Föld felülete 510 millió km2. Ebből 149 millió km2 (29%) a szárazulatok együttes kiterjedése, az óceánoké és a tengereké 361 millió km2 (71%). A jégtakarók és a gleccserek jelenleg 14,9 millió km2 területet borítanak, a földfelszínnek tehát csak 3%-át.

29

A földfelszínnek két egymástól határozottan elkülönülő morfológiai szintje van. Az egyik a 0 és 1000 m tszf.-i magasság között elterülő kontinentális tábla és az azt körülvevő 0-200 m mélységben fekvő kontinentális talapzat (a kontinentális self), amelyet sekély tenger borít. A másik szint a mélytengerek 3000-6000 m mélység közötti fenékszintje. A mélytengeri árkokra és az igazi magashegységekre a földfel­ színnek alig néhány százaléka jut. A földfelszín magassági viszonyait sematikusan foglalja össze a hipszografikus görbe (hypsos = magasság, gör.), amely hosszadalmas részletszámítások eredménye (1. ábra). A görbét tartalmazó diagram alapja a földfel­ szín felületével arányos. A vonal hosszának 1%-a 5,1 millió km2-nek felel meg. A hipszografikus görbe alapján a földfelszínt a következő szintekre oszthatjuk: 8% (40 millió km2): 1000m tszf-i magasság felett fekvő területek, 27% (137 millió km2): + 1000 - 200 m között, kontinentális tábla és kontinentális talapzat, 11% (55 millió km2): —200 -3000 m között kontinentális lejtő, 53% (274 millió km2): -3000 -6000m között mélytengeri fenékszint, < 1 % (4 millió km2): — 6000 m alatt mélytengeri árkok. A szárazföldek közepes magassága 875 m, az óceánok közepes mélysége 3729 m. A Föld legmagasabb kiemelkedése és a kontinensek legmélyebb pontja között majd­ nem 10 km a szintkülönbség. A Föld legmagasabb pontja (Mt. Everest 8848 m), a Mariana-árok (-11 034 m) legmélyebb részeinél majdnem 20 km-rel fekszik maga­ sabban. A szárazföldek legjelentő­ sebb mélyedései: a Holt­ tenger a Jordán-árokban (a víz szintje ott 405 m, az árok fenékszintje — 798 m), a Tanganyika-tó víztükre 773 m a tsz. felett, talppont­ ja — 662 m mélységet ér el. A Föld legnagyobb mélye­ désének, a Kaszpi-tengernek az egyre alacsonyodó vízfelülete — 28 m-en húzó­ dik, és a tengerfenék legmé­ lyebb pontjai — 995 m-en fekszenek. A Föld egyes szélességi öveiben a szárazföldek és a 1. ábra: A Föld hipszografikus görbéje 30

2. ábra: A szárazföldek és tengerek megoszlása a Földön (Szélességi fokonként összesítve. A Sanson-Flamsteed vetületen a délköröket százalékos görbék helyettesítik) tengerek eloszlásának nagyon változó az aránya. A 2. ábráról látható, hogy a száraz­ földek legnagyobb kiterjedésüket az északi szélesség 60. és 70. foka között érik el. A legkevesebb szárazföld a déli félteke 50. és 60. foka között helyezkedik el. Ott az arány a tengerekhez viszonyítva nem éri el az 1%-ot sem. A szárazföldek 70,5%-a, 100,5 millió km2 az északi féltekére esik, és csak 29,5%, 48,5 millió km2 jut a délire. Ha a Földet egy legnagyobb körrel úgy osztjuk ketté, hogy az egyik félgömbre a lehető legtöbb, a másikra pedig a legkevesebb szárazföld jusson, akkor az ún. tengeri és szárazföldi féltekét kapjuk (3. ábra). A szárazföldi féltekén 125 millió km2 száraz-

3. ábra: A szárazföldi és tengeri félteke 31

föld terül el. Ez még így is mindössze 49%-a a félteke egész felületének. A tengeri féltekén csak 24 millió km2 a szárazföldek együttes területe. A szárazföldek és tengerek érintkezési vonala, a partvonal nagyon változatos futású. Lehet egyenes, tagoltabb és erősen csipkézett is. Az óceánokból, tengerekből különböző alakú és méretű öblök, esetleg beltengerek ékelődnek be a szárazföldekbe. A szárazföldekről pedig félszigetek nyomulnak be a tengerekbe, és különösen a jég súrolta tájakon rengeteg sziget tarkázza a part menti területeket. Ezek együttesen alkotják a parttagoltságot, illetve az egyes világrészek horizontális tagozottságát. Az egyes földrészek parttagoltsága több szempontból is fontos. Ezért többféle módon igyekeztek azt pontosan kifejezni. A parttagoltság meghatározására az alábbi eljárásokat szokták használni. 1. A valódi partvonal hosszát összehasonlítják két fiktív partvonaléval (4/A ábra). Ezek egyike belülről, a másik kívülről érinti a valódi partvonal öbleit, illetve kiszögelléseit, és mintegy elsimítja a part egyenetlenségeit. 2. A második módszernél a belső fiktív partvonal által körülzárt felszín területét mérik össze az ezen vonal által leválasztott felszíndarabok területével. A szubjektív hatásokkal természetesen mindkét esetben számolnunk kell. 3. A tényleges partvonal hosszát összemérhetjük az általa bezárt területtel. Ez az eljárás azért nem egészen szerencsés, mert hosszúságot és területet mér össze. Mégis szokták használni, mert a szubjektív hatások kevésbé érvényesülnek benne (4. ábra). Azért, hogy a most említett eljárás hiányosságát ki lehessen küszöbölni, a vízszintes tagoltságot úgy is ki szokták fejezni, hogy a tényleges partvonal hosszát egy olyan kör kerületével mérik össze, amelynek területe pontosan megegyezik a kérdéses szárazföld területével (4/B ábra). Pontosan tulajdonképpen akkor járnánk el, ha olyan gömbi kör kerületével hasonlítanánk össze a valódi partvonal hosszát, amely olyan gömbsüveget határol, amelynek felülete azonos az illető földrész területével. Kisebb területeken azonban a körös módszer is megfelelő pontosságú. Anélkül, hogy itt a további részletekbe belemennénk, már a térkép egyszerű szemléletéből is meg­ állapíthatjuk, hogy Észak-Amerikának és Európának erősebben, Dél-Amerikának és Afrikának viszont gyengén tagolt a partvo­ nala. Különösen feltűnő a part tagolatlan volta Afrikában.

4. ábra: A vízszintes tagoltság meghatározá­ sának módjai A partvonal helyenként még az ember szemszögéből nézve is viszonylag gyorsan változik. Finnország területe pl. évente mintegy 1 km2-rel gyarapodik a szárazföld állandó emelkedése miatt. Hasonló jelenséget lehet megfigyelni Svédországban és Kanada északi részén is. Máshol viszont a szárazföld süllyedése következtében a tenger előrenyomulásának lehetünk tanúi. A negyedidőszaki eljegesedések hatására sok helyen nagyon jelentősen eltolódott a partvonal. A nagy jégtakarók kialakulása miatt az óceánok szintje 50-140 m-rel is lejjebb szállt, és ilyenkor a sekély tengerrel 32

borított selfterületek mind szárazulatokká váltak. A tenger előrenyomulását transzgressziónak, a visszahúzódását regressziónak nevezzük. A tenger előrenyomulása és visszahúzódása - amióta az óceánok csak léteznek - minden geológiai időszakra jellemző volt. Ezt mindennél jobban tükrözi a sok és különböző típusú tengeri üledéknek a szárazföldeken való előfordulása.

A szilárd kéreg A Földet szilárd kéreg övezi. Ez a föld­ rajzi burok alapja. A földkéreg alsó ha­ tárát Mohorovicic, M. horvát geofizi­ kus, szeizmológus 1909-ben fedezte fel. Észrevette ugyanis, hogy a földrengé­ seknél* a longitudinális (P) hullámok sebessége a felszíntől számított néhány­ szor 10 km-es mélységben hirtelen meg­ növekszik. Ebből joggal vonta le azt a következtetést, hogy ahol az ugrásszerű sebességváltozás bekövetkezik, ott hú­ zódik a kéreg alsó határa. Később az ő tiszteletére ezt a felületet Mohorovicicfelületnek (rövidítve Moho- vagy Mfelületnek) nevezték el (5. ábra).

5 3ra: A kéreg és a felső köpeny tagolódása

A földrengés* a földkéregnek a mélyből a felszín felé ható lökésszerű rázkódása. Kipattanását a földszerkezeti mozgások váltják ki, és a földké­ regben, illetve a felső köpenyben felhalmozódó mechanikai feszültségek felszabadulása okozza. A Föld külső övét felépítő kőzetekben a kéreg­ mozgás következtében fellépő erők rugalmas alakváltozásokat hoznak létre. Majd a kőzettö­ megekben törések mentén elmozdulások mennek végbe. Az ilyenkor felszabaduló energia rugalmas hullámok (mozgások, rengések) formájában ter­ jed a Föld belsejében, illetve a felszínen.

33

Az M-felület helyzetét, mélységét mesterségesen keltett rengésekkel, robbantásokkal is meg lehet határozni. így a kéreg vastagságáról elég pontos adatokkal rendelkezünk. A kontinentális kéreg átlagban 30-40 km vastag, a nagy lánchegységek alatt viszont akár 60-80 km-t is elérhet a vastagsága. A selfövezeten túl a kéreg hirtelen vékonyab­ bá válik. Az óceánok alatt általában 5-8 km a vastagsága. A földrengéshullámok és a mesterségesen keltett rengéshullámok tüzetesebb vizsgá­ latakor a geofizikusok egy másik kevésbé határozott sebességváltozást is megfigyel­ tek. Ez az ún. Conrad-felületen következik be, és az alsó, illetve a felső kéreg közötti választóvonalat jelöli ki. Az óceánok alatt a Conrad-felület hiányzik. A kontinentális és az óceáni kéreg az alatta fekvő felső köpeny egy vékony rétegével együttesen alkotja a litoszférát (lithosz = kőzet, gör.). Ennek vastagsága 60-100 km között váltakozik. A litoszféra a kontinensek alatt általában vastagabb, mint az óceáni kéreg alatt. Chapman, D. S. és Pollack, Η. N. (1977) szerint az ősi pajzsoknál a litoszféra vastagsága még a 300 km-t is meghaladhatja. Knopoff, L. (1974) pedig azt az érdekes megfigyelést közli, hogy a Kelet-afrikai-árok, valamint a Szik­ lás-hegység és a Sierra Nevada között fekvő terület alatt a kéreg közvetlenül az asztenoszférán fekszik. A földköpenynek a kéreghez csatla­ kozó legfelső része lényegesen mere­ vebb, mint az alatta fekvő 150-250 km vastag asztenoszféra (az ún. csökkent sebesség öve), amelyben mind a longitu­ dinális (P), mind a transzverzális (S) hullámoknak számottevően csökken a 6. ábra: Az asztenoszférában számottevően csökken a földrengéshullámok terjedési sebes­ terjedési sebessége (6. ábra). Ebből a sége tényből egyértelműen arra következtet­ nek, hogy az asztenoszféra anyaga kép­ lékeny. A későbbiekben látni fogjuk, hogy ennek a kevésbé merev övezetnek nagy a jelentősége a litoszféralemezek mozgásánál. A kontinentális kéreg viszonylag könnyű, túlnyomóan Si02-ben gazdag, tehát savanyú kőzetekből (gránitból, granodioritból, gneiszből) épül fel. A növekvő mély­ séggel bázikus (Si02-ben szegény), a gabbrók családjába tartozó kőzetek veszik át az uralmat. A kontinentális kéreg sűrűsége átlagosan 2,7-2,8 g/cm3. Az óceáni kéreg anyagát bázikus kőzetek, bazaltok és gabbrók alkotják. Sűrűségük kb. 3,0 g/cm3. A köpeny felső részét valószínűleg ultrabázikus kőzetek (peridotitek) építhetik fel. Sűrűségük 3,2-3,3 g/cm3 lehet. A köpeny plasztikus volta miatt a litoszféra mintegy úszik a köpenyen, mégpedig az Airy, G. E. angol csillagász (1855) által kidolgozott modell szerint. Airy megállapí­ totta, hogy a tengereken a jéghegyek annál jobban kiemelkednek a vízből, minél vastagabbak. Ebből arra következtetett, hogy a hegységek a sziálos kéreg (Si + Al) 34

kivastagodásai. Szerinte a vastagabb, kisebb fajsúlyú kontinentális tömbök úgy úsznak a szimában (Si + Mg), mint a jéghegyek a vízben (7. ábra). Az előbbiekkel a nagyobb sűrűségű kőzetekből álló vékonyabb mélytengeri medencefenék egyensúlyt tud tartani. Airy ezzel a megállapításával a kéreg egyensúlyát az Arkhimédész által felismert hidrosztatikai egyensúly törvényére vezette vissza. A litoszféra és a köpeny közötti egyensúlyi állapot az izosztázia. A két közeg közötti egyensúlyi állapot a Föld nagyon sok helyén nincs meg. Egyes területek napjainkban is állandóan emelkednek, mások pedig süllyednek. Az izosztatikus mozgásokra a legjobb példát Skandinávia és a Kanadai-pajzs nyújtja. A negyedidőszak nagy eljegesedései idején mindkét terüle­ tet vastag jégpáncél fedte. Ennek nagy súlya a kérget leterhelte, és lefelé nyomta a köpenybe. A jég elolvadása után megváltozott a helyzet, és a korábban süllyedő felületek még napjainkban is emelkednek, annak ellenére, hogy pl. a Botteni-öböl északi része a holocén eleje óta már 300 m-t magasodott.

7. ábra: A) A kontinentális tömbök úgy úsznak a szimában, mint a jéghegyek a vízben B) Airy szerint a hegységek a sziálos kéreg kivastagodásai

A Föld belső szerkezete Bár a Föld belsejébe közvetlenül nem hatolhatunk be, de közvetett úton értékes adatokat lehet szerezni a belső szerkezetéről és anyagának fizikai tulajdonságairól. A földfelszínen észlelhető gravitációs gyorsulás értékéből pl. meghatározták a Föld teljes tömegét. A teljes tömeg és a térfogat hányadosa pedig megadja a Föld átlagos sűrűségét. Ennek értéke 5,514 g/cm3. Az előbbiekben láttuk azt, hogy a kéreg anyagának ennél lényegesen alacsonyabb a sűrűsége. Ha pedig ez így van, akkor egészen nyilvánvaló, hogy a Föld belsejében nagy sűrűségű anyagoknak kell lenni, mert ha ez nem így volna, az egész Föld átlagára nem kaphatnánk 5,514 g/cm3-es értéket. A sűrűségi viszonyokra a tehetetlenségi nyomaték ad bizonyos felvilágosítást. Ez a forgó merev testeknek a mozgásállapot megváltoztatásával - a forgás gyorsításával vagy lassításával - szemben mutatott ellenállására jellemző adat. A tehetetlenségi nyomaték nemcsak a forgó test tömegének függvénye, hanem az is lényeges, hogy az illető tömegnek milyen a forgástengelyhez viszonyított eloszlása. Két azonos tömegű 35

test közül annak kisebb a tehetetlenségi nyomatéka, amelyikben a tömeg nagyobb része a forgástengely közelében helyezkedik el. A csillagászati számításokból tudjuk, hogy a Föld tehetetlenségi nyomatéka 0,33 MR2 (M a Föld teljes tömegét, R a Föld sugarát jelenti). Egy szilárd, mindenütt azonos sűrűségű, a Földdel azonos tömegű és sugarú gömb tehetetlenségi nyomatéka 0,4 MR2 volna. Ez az adat is azt bizonyítja, hogy a Föld belsejében, a forgástengely közelében nagyobb sűrűségű anyag helyezkedik el. A Föld felszínére minden nap igen sok meteorit érkezik. Ezek között gyakran akad olyan, amelyiknek nikkel és vas az anyaga. Ennek alapján joggal feltételezték a kutatók már régebben is azt, hogy ha a bolygóközi térben ilyen nagy fajsúlyú anyagok léteznek, a Föld belsejében is nagyobb tömegben kell lenni nehézfémeknek (nikkelnek és vasnak). A Föld belsejéről a földrengéshullámok értékelése során már a múlt század végén is értékes adatokat tudtak meg a szeizmológusok. Mielőtt ennek ismertetésébe bele­ mennénk, röviden ismerkedjünk meg a földrengéshullámok tulajdonságaival. A földrengés helyétől (epicentrumából) a különbö­ ző helyeken fekvő észlelőállomásokra először a P vagy longitudinális hullámok (undae primae = elsőd­ leges hullámok) érkeznek be (8., 9. ábra). Ezeknél az anyagi részecskék elmozdulása a hullám terjedésének irányában történik (10., 11. ábra). Az észlelőhelyre másodiknak az S (undae secundae) hullámok érkez­ nek be. Az S hullámban a részecskék a terjedés irányá­ ra merőlegesen (transzverzálisán) mozognak (10., 11. ábra). Az S hullám csak szilárd közegben terjed, fo­ 8. ábra: A földrengés fókusza, epi­ lyadékban vagy gázokban nem. A harmadik típusba centruma és az izoszeizmikus vo­ az L hullámokat soroljuk. Több fajtájuk is van. Közös nalak

9. ábra: Jellegzetes részlet egy szeizmogramból. P, S, L hullámok 36

10. ábra: Longitudinális (P) és transzverzá­ lis (S) hullámok

11. ábra: A földfelszín elmozdulása a külön­ böző típusú földrengéshullámok hatására

jellemzőjük, hogy a rezgés nagysága a mélységgel gyorsan csökken. Emiatt tulajdonképpen csak a Föld felszínének környezetében terjednek. Innen ered a felületi hullám nevük is. Az L a long (hosszú) szó kezdőbetűje, és arra utal, hogy a hullám hosszú, periódusideje nagy. A földrengés felszíni központjától (epicentrumától) mintegy 103° távolságig elhelyezkedő állomások szeizmogramjain a P és S hullámok beérkezését egyaránt meg lehet figyelni (12. ábra). Az S hullám kimaradását egy kritikus távolságon túl Old­ ham, R. D. már 1899-ben felismerte, és arra következtetett, hogy a Földnek az az övezete, amelyben a P és S hullám terjed, szilárd halmazállapotú, alatta viszont folyadékszerű állapotban lehet az anyag. Ezt a feltételezést a későbbi évek vizsgálatai is megerősítették. Akkor azonban még csak azt állapították meg, hogy 103° távolság 37

12. ábra: A kéregben és a köpenyben a P és az S hullámok egyaránt terjednek (A). A folyadékszerűen viselkedő magban a P hullá­ mok sebessége csökken, emiatt árnyékzóna alakul ki. A szaggatott vonal a szórt P hullá­ mot, PcP a magról visszavert hullámot jelöli (B). A belső mag hullámokat juttat az ár­ nyékzónába is (C) (Meskó A. ábrája, kissé módosítva)

13. ábra: A folyadékszerűen viselkedő külső magban az S hullámok nem terjednek 38

után az S hullám egyáltalán nem jelent­ kezik. Úgy találták, hogy a P hullám amplitúdója először kicsinnyé válik, majd a gyenge P hullám sem érkezik be. Tehát egy árnyékzóna jön létre, amely 103°-tól 143°-ig terjed. 143°-on túl a P hullámok megint észlelhetők. Ezeket PKP jelöléssel különböztették meg a közönséges P hullámoktól (12/B ábra). Az említett jelenséget azzal magya­ rázták, hogy Földünk magja - 2900 km mélységtől - folyadékszerű állapotban van. A folyadékban ugyanis az S hullá­ mok nem terjednek (13. ábra). A 103° körül azért észleltek gyengébb P hullá­ mokat, mert a mag felületén azok kissé szóródnak. A Föld magja mint egy ha­ talmas lencse, úgy téríti el a P hullámo­ kat, hogy azok az epicentrumtól a Föld felszínén csak 143°-nál nagyobb távol­ ságban bukkanhatnak elő (12/C ábra). A szeizmogramok elemzése során ké­ sőbb kimutatták, hogy a 103° és 143° közötti övezet nem tekinthető tökéletes árnyékzónának. Ugyanis ide is érkez­ nek be gyenge hullámok (12/C ábra). A beérkezések időadatai azonban nem

illeszkednek sem a szórt P hullámok, sem a magon áthaladó PKP hullámok menetidőgörbéihez. Ezt a tényt figyelembe véve Lehmann, I. már 1935-ben feltételezte azt, hogy a Földnek szilárd halmazállapotú belső magja van. Ez a megfelelő szögben érkező hullámokat az árnyékzónába tereli. Lehmann feltevését a későbbi vizsgálatok meg­ erősítették. A külső és a belső mag határát az ő tiszteletére Lehmann-felületnek nevezték el.

Földmodellek Vasmagos földmodellek. A széles körű földtudományi ismeretekkel rendelkező Suess, E. kiváló bécsi geológus már a század elején megalkotta az első földmodellt ( 14/A ábra). Ebben a föld belsejét az alábbi gömbhéjakra osztja: 1. A külső kőzetburok, a litoszféra 1200 km vastag. Ebből a valóban szilárd kérget 120 km vastagságúra becsülte. 2. A litoszféra alatt 1700 km vastag átmeneti öv, a pyroszféra (pyr = tűz, gör.) következik. Ezt sűrűsége és kémiai összetétele alapján Suess két részre különítette, mégpedig a 4 g/cm3 sűrűségű krofeszimára (Cr, Fe, Si, Mg) és a belső, sűrűbb (5-6 g/cm3) nifeszimára (Ni, Fe, Si, Mg). Ennek alja 2900 km mélységben húzódik. Ezt a határt ma is igen fontos választófelületnek tekintjük - éppen a szeizmológiai kutatások alapján -, és Gutenberg- Wiechert-felületnek nevezzük. 3. Ebben a földmodellben legbelül a 3500 km sugarú centroszféra helyezkedik el. Suess szerint a bariszférának (barysz = nehéz, gör.) is nevezhető mag nikkelből és vasból áll (sűrűsége: 6-12 g/cm3). Suess elméletét Goldschmidt, V. M. norvég geokémikus tovább fejlesztette ( 1 4 / B . ábra). O úgy vélte, hogy a Föld előbb gáz állapotú, később majdnem folyós volt. A lehűléssel a Föld anyagának fajsúly szerinti differenciálódása ment végbe, több gömbhéj különült el egy­ mástól. Goldschmidt szerint a héjakba való elkülönülést úgy kell elképzelnünk, mint ahogy a nehézfémek kohósítása alkalmával az egyes olvadékok különválnak. Kohósításkor a sűrűségnek megfelelően legalul foglal helyet a színfém, felette rétegződik a fémszulfid-oxid-tömeg, legfelül pedig a szilikátos salakréteg helyezkedik el. Ennek a sűrűsége a legkisebb. A kohókban a három olvadék 1500 °C-on csaknem teljesen elkülönül egymástól. A Föld belsejében az egyes zó­ nák hasonlóan rendeződnek el, természetesen koncentrikus gömbhéjak formájában. Legbelül a Föld fémanyaga foglal helyet, amely főképpen vasból és nikkelből áll. A magot az oxid-szulfidzóna burkolja. Ez nehézfémek kén- és oxigénvegyületeiből áll. - külső burok a könnyebb fémek kovasavas vegyületeiből, a szilikátokból épül fel. A belső fémmagot nife-nek mondhatjuk. Goldschmidt a gömb alakú nife-mag suga­ rát 3500km-re becsülte. Az oxid-szulfid14. ábra: A Föld szerkezete Suess (A) és burok a nifeszimát és a krofeszimát foglalja Goldschmidt (B) szerint 39

magában. Vastagsága 1700 km. A salakkéregnek a tágabb értelemben vett litoszféra (1200 km) felel meg, amely a szimából és a sziálból tevődik össze. A vasmag nélküli földmodellek közül legismertebb a Kuhn-Rittman-féle elképzelés. Mindkét kutató azon a véleményen van, hogy a Napból kiszakadt Földnek még csak a külső övezeteiben ment végbe az anyag fajsúly szerinti elkülönülése. Szerintük a sziálkéreg és a szima alatt magas hőmérsékletű átmeneti öv következik. A Föld magját a még nem differenciálódott „Nap”anyag alkotja. Az asztrofizikai földmodellek (Holmes, A. 1944; Egyed L. 1955, 1957, 1959, 1970; Kádár L. 1962, 1973) egyrészt azokra a geofizikai vizsgálatokra támaszkodnak, amelyek azt bizonyítják, hogy a kéreg alatti köpeny 2900 km-ig lényegében véve homogén. Másrészt figyelembe veszik azt, hogy a nagyobb tömegű égitestek magjában uralkodó óriási nyomáson az atomok degene­ rált, vagyis elektronjaiktól megfosztott állapotban vannak jelen. A Föld belsejében a Gutenberg-Wiechert-felületen (2900 km) belül az anyag szintén degenerált állapotúvá válik, mert az ottani atomok elektronjai már képtelenek felvenni az egyre növekvő nyomást. A normálishoz képest így ugrásszerűen megnő a mag anyagának sűrűsége. A Föld magjának ez az állapota azonban csak kényszerállapot, amely az idők folyamán fokozatosan megszűnik. A kritikus hő és nyomás határa a Gutenberg-Wiechert-felület ugyanis a Föld lassú lehűlése miatt egyre mélyebbre vándorol, és ezzel a mag degenerált állapotú anyagának egy része fokozatosan atomos szerkezetűvé válik. A folyamat nagy térfogat-növekedéssel jár, s ez szükségszerűen maga után vonja a köpeny térfogatának növekedését is. A térfogat-növekedés nagy feszítőerő­ vel hat a szilárd kéregre. Ahol a széthúzóerő a kéreg ellenálló képességét meghaladja, a kéreg szétreped. A köpeny térfogatának növekedésével, a repedések tágulásával a kéreg darabjai egyre jobban eltávolodnak egymástól. Kádár L. szerint az Ősföldnek 1 milliárd évvel ezelőtt még 4800 km volt a sugara, és a fokozatos tágulás során érte el a jelenlegi értéket. Időközben a kontinensek egyre messzebb kerültek egymástól, és jelentősen növeke­ dett az óceánok kiterjedése. A tetszetős elmélet egyik hibája, hogy a táguló földmodellel nem lehet meg­ nyugtatóan magyarázni a különböző irányban elhelyezkedő, bonyolult felépí­ tésű, eltérő korú hegységrendszerek ki­ alakulását. Az elképzeléssel szemben az is súlyos érv, hogy az óceánfenék sehol nem idősebb 200 millió évesnél.

15. ábra: A Föld belsejének szerkezete jelenlegi ismereteink szerint 40

Jelenlegi ismereteink, szerint a Föld belsejét az alábbi övekre lehet osztani (15. ábra). Legkívül a Föld sugará­ hoz viszonyítva nagyon vékony szi­ lárd kéreg helyezkedik el. Ezt követi a 2900 km mélységig terjedő köpeny, amelyet felső és alsó köpenyre tagol­ nak. A köpeny egyes szerzőknél mezoszféraként szerepel. A köpeny anyaga az asztenoszférát nem szá­ mítva szilárd halmazállapotú. A földrengéshullámok haladási se­

bessége 400 km-től befelé haladva felgyorsul, ami arra utal, hogy az anyag sűrűbbé válik. Úgy vélik, hogy a csökkent sebesség öve alatt a köpeny szilikátos anyagokból épül, ezekben azonban egyre nagyobb a nehézfémek részaránya. A 2900 km mélység­ ben kezdődő éles határú külső mag folyadékszerűen viselkedik, a belső mag viszont ismét szilárd. A külső és belső mag között nem olyan éles a határ, ezért a Lehmannfelület helyzetére az irodalomban különböző értékeket kapunk. Egyesek azt is feltéte­ lezik, hogy a belső mag nem pontosan a Föld középpontjában helyezkedik el.

A Föld belsejének hőmérséklete A Föld belső részeinek hőmérsékletére a fizikusok, geokémikusok elméleti számítá­ saiból következtethetünk. Közvetlen tapasztalataink csak mintegy 12-13 km mélysé­ gig vannak. A szárazföld felszíne néhány méter mélységig évszakosán változtatja hőmérsékletét. A mi szélességünkön a hasonló éghajlati viszonyoknál kb. 20 m mély­ ségben megszűnik a hőmérséklet évszakos ingadozása. Itt a hőmérséklet egyenlő az illető hely évi középhőmérsékletével. Lejjebb haladva, a fúrásokban, bányákban növekszik a hőmérséklet. A növekedés ütemét a geofizikusok a geotermikus gradiens­ sel adják meg. A geotermikus gradiens világátlaga 0,03 °C/méter, ami azt jelenti, hogy a hőmérséklet 100 méterenként általában 3 °C-kal növekszik. Ilyen gradiens esetén egy 5000 m mélységre hatoló fúrás talppontján 150 °C a hőmérséklet. A geotermikus gradiens mérésekor az említett átlagtól lényegesen eltérő értékeket is kaptak. A budai hévforrások vonalán pl. 12-15, a Dunántúlon 20-22, Thira(Szantorin) szigetén 7, a Vezúvnál 5-8, a Felső-tótól nyugatra levő vasbányáknál 68, a Dél-Afrikában levő aranybányáknál 138-172 m-enként emelkedik 1 °C-kal a hő­ mérséklet. A geotermikus gradiens említett értékei legfeljebb a kéreg aljáig érvényesek. Az ötvenes évektől kezdve végzett hőárammérések adataiból azt a következtetést lehet levonni, hogy az óceánok alatt na­ gyobb a hőmérsékleti gradiens, mint a kontinensek alatt (16. ábra). A geofiziku­ sok úgy vélik, hogy a kontinentális és óceá­ ni kéreg alatti hőmérsékleti különbségek csak 700-800 km-nél mélyebben tűnnek el.

16. ábra: A hőmérséklet növekedése a tenge­ rek és a szárazföldek alatt (McDonald sze­ rint)

41

A Föld belsejében uralkodó valószínű hőmérsékleti viszonyokról a 17. ábra nyújt felvilágosítást. Ezen szembetűnő, hogy 4000 km-nél mélyebben a Föld középpontjáig már nem változik számottevően a hőmérséklet. A Föld belső hőmérsékletéről még eléggé eltérőek az álláspontok. Bloxham, I. és Gubbnis, D. (1990) szerint a külső magban a hőmérséklet megközelíti a nap­ felszíni 5800 °C-ot.

17. ábra: A hőmérséklet és az olvadáspont a Föld belsejében

A földmágnesség A kínai leírások már időszámításunk előtt említést tesznek az iránytűről. Európá­ ban viszont csak a XII. század végén történik róla említés, noha a mágnesség jelensé­ gét már az ókorban is ismerték. A mágnesség a nevét a kis-ázsiai Magnesia városáról kapta, amelynek környékén mágneses vasérctelepek vannak. Az iránytűvel való iránymeghatározás lehetősége azt bizonyítja, hogy a Földnek mágneses tere van, és ez irányítja a mágnestűt az észak-déli irányba. Gilbert, W. a mágnességgel foglalkozó munkájában már 1600-ban azt írta, hogy a Föld egy nagy mágnes. Régebben felismerték, hogy a mágneses észak-déli irány kismértékben eltér a földrajzi észak-déli iránytól. A hajók iránytűi a hosszabb tengeri utakon a Föld más és más részein különböző eltérést mutattak a földrajzi észak-déli iránytól. A mágneses észak-déli irány (a mágneses meridián) és a földrajzi észak-déli irány közötti szöget nevezik mágneses elhajlásnak vagy deklinációnak. Ha az iránytűt vízszintes tengelyre helyezzük, és annak északi vége a mágneses észak irányába mutat, a mágnestű a mágneses meridián függőleges síkjában fordulhat el. Az iránytű vízszintessel bezárt szögét mágneses inklinációnak (lehajlás) nevezzük (18. ábra). A deklináció értékét akkor mondjuk pozitívnak, ha az elhajlás a földrajzi észak-déli iránytól kelet felé mutat. Az inklináció szöge pedig akkor pozitív értékű, ha az iránytű északi vége a vízszintes iránytól lefelé hajlik (az inklináció a mágneses egyenlítőn 0°, a két mágneses póluson 90°). A Föld mágneses terét első közelítésben reprezentáló dipólus úgy helyezkedik el a Föld belsejében, hogy déli mágnesezettségű vége az Északi-sark 42

18. ábra: A mágneses deklináció (D) és az inkli­ náció (I) (Kis K. ábrája)

19. ábra: A mágneses dipólus tengelye nem esik egybe a Föld forgástengelyével

irányába mutat. A mágneses dipólus tengelye nem esik egybe a Föld forgástengelyé­ vel. hanem azzal ll,5°-os szöget zár be (19. ábra). Azt a pontot, ahol a dipólus tengelye döfi a felszínt, mágneses pólusnak nevezzük. Az Északi-sark közelében a déli mágnesezettségű északi mágneses pólus helyezkedik el. Az iránytű északi mágnesezettséggel rendelkező vége mutat ebbe az irányba, ami érthető, hiszen mágnesség esetén az ellentétes polaritású pólusok vonzzák egymást. Az északi mágneses pólus a kanadai szigetvilágban Bathurst-sziget közelében helyezkedik el, a déli pedig az Antarktiszon, az Adelie-parton. A földfelszín különböző pontjain méréssel pontosan meghatározható a mágneses deklináció értéke. A 20. ábrán látható térképen a 0° deklinációjú helyeken az agonvonal azokat a pontokat köti össze, ahol a mágneses és a földrajzi észak nem tér el egymástól. A mágneses térerősség nagysága a mágneses egyenlítőn kb. 0,33 gauss, a pólusokon 0,66 gauss. Valamely területre jellemző mágneses térerősség értékétől jelentősen eltérő adat a mágneses anomália. A helyi mágneses anomáliák a felszín alatt rejtőző mágne­ ses érctömegekre utalhatnak (pl. ilyen mágneses anomália észlelhető Kurszk közelé­ ben). A földmágnesség okát elsőként Elsasser, W. (1939) német geofizikus értelmezte helyesen. Szerinte a Föld dinamó módjára viselkedik, amelynek belsejében elektro­ mos áram gerjesztődik. A geodinamó alapvető tulajdonságait már elég jól ismerik. A Föld forgása és belső hője tartja állandó mozgásban a külső mag olvadt, nagy

mennyiségű fémet tartalmazó anyagát. Amint ez az elektromosan vezető folyadék átáramlik a külső magon, kölcsönhatásba lép a Föld mágneses mezejével, amely a földtörténet folyamán tulajdonképpen mindig jelen volt. A kölcsönhatás elektromos áramot gerjeszt úgy, ahogy egy tekercsben mozgatott mágnes a tekercs huzalaiban. Ha már elektromos áram indukálódott, az maga is mágnesességet ébreszt, és erősíti a földmágneses mezőt. A geodinamó mindaddig önfenntartó, amíg a Föld forgásából és hőjéből származó erők mozgásban tartják a szilárd mag körül az elektromosan vezető folyadékot. A Föld mágneses tere időben lassan változik. Ezért a Föld mágneses terének jellem­ zésekor csak ugyanazon időpontra vonatkozó adatokat lehet felhasználni. A 20. ábra deklinációtérképén az 1940. jan. l-jén 0 órakor jellemző értékeket tüntették fel. A földi mágneses tér rendszeres mérésével annak különféle változásait lehet felderíte­ ni. Az utóbbi időben ebben a tekintetben igen érdekes eredményeket tett közzé Bloxham, I. és Gubbins, D. (1990). A Föld mágneses terének vizsgálatát jelentősen segítette az 1980-ban felbocsátott Magsat műhold. Az egyéves időtartamú program sok új adatot szolgáltatott. A paleomágneses módszer a földtörténet során bekövetkezett paleoszekuláris válto­ zásokat vizsgálja. A paleomágneses vizsgálatokhoz a kőzetek mágnesezettsége nyújtja a fizikai alapot. Paleomágneses vizsgálatokra elsősorban a vulkáni kőzetek alkalma­ sak, de pl. löszön és folyóvízi üledékeken is nagy számban végeztek paleomágneses 44

vizsgálatokat, és ezzel lehetővé tették azok korának pontosabb megállapítását is. A vulkáni kitöréskor a felszínre ömlő láva hőmérséklete magasabb, mint a benne levő mágneses ásványok Curie-hőmérséklete (a magnetit Curie-hőmérséklete 578 °C). Kihűléskor, amikor az ásványok elérik Curie-hőmérsékletüket, mágnesessé válnak. A vulkáni kőzetek termoremanens mágnesezettségének iránya megegyezik a kihűlés­ kor ható földi mágneses tér irányával, és a mágnesezettségük nagysága arányos lesz annak intenzitásával. Ha pl. K/Ar-módszerrel megállapítják a vulkáni kőzetek korát, s a kőzetből meghatározzák a paleomágneses tér irányát és nagyságát, nyomon lehet követni a mágneses térnek a földtörténet során bekövetkezett változásait. A paleomágneses vizsgálatokból ismert, hogy a földtörténet során a földi mágneses tér többször változ­ tatta erősségét és irányát. A korábbi geológiai korokban gyakran bekö­ vetkezett a pólusok felcserélődése is. Ez a mágneses teret létrehozó dipó­ lus 180°-os elfordulását jelenti. A 21. ábrán a normális, azaz a jelenlegi po­ laritással egyező és fordított (tehát a jelenlegi polaritással ellentétes) paleo­ mágneses korszakok (epochák) lát­ hatók a földtörténeti idő függvényé­ ben. Mint látható, az utolsó 4,5 mii­ hó évben négy nagyobb korszakot (epocha) különítettek el. Ezeket sze­ mélynevekkel jelölték (Brunhes, Matuyama, Gauss, Gilbert). A korsza­ kokat rövidebb időtartamú ún. ese­ mények (event) tagolják (21. ábra). A 4,5 millió év alatt 11 mágneses felcserélődés következett be.

21. ábra: A földi mágneses tér változásai az elmúlt 4,5 millió évben (b), illetve a másodidőszak vége óta (a) 45

A kontinensek és az óceánok keletkezése A földtudományok és a geofizika XX. századbeli legnagyobb felfedezése kétségtele­ nül az óceánfenék szétterülésének a felismerése. Ez a tény annyira megváltoztatta a geológusok korábbi álláspontját az óceánok, szárazföldek, hegységrendszerek kiala­ kulásáról, a vulkanizmusról, a földrengésekről, a Föld paleogeológiai viszonyairól, az üledékképződésről, hogy ma joggal beszélhetünk „új globális geológiáról”. Abból, amit ma tudunk, egyes természettudósok, filozófusok már a XVII. század­ ban megsejtettek egyet-mást. Bacon, F. 1620-ban felhívta a figyelmet arra, hogy Dél-Amerika és Afrika partjai mennyire hasonlítanak egymáshoz. Később Lilienthal, Th. Ch. (1756) és Snider, A. (1858) ugyancsak foglalkoztak ezzel a kérdéssel, és Baconhoz hasonlóan már bennük is felmerült a két kontinens egykori összefüggésé­ nek, majd szétválásának gondolata. A kontinenseket és az óceánokat azonban a legtöbb természetbúvár még a XIX. században is kezdettől fogva létezőknek, a mai helyükön meglévőknek tekintette. Csak a partvonalak eltolódását tartották lehetségesnek transzgresszió és regresszió útján. Ezt az izosztázián alapuló ún. permanenciatant képviselte pl. Dana, J. D. (1879). Ennek az elméletnek még századunk közepén is voltak követői, ha nem is abban a merev formában, hogy az óceánok és a kontinensek mind megvoltak már a kéreg kialakulásának kezdetén. Azt ugyanis lehetségesnek tartották, hogy az óceá­ nok nem egy időben keletkeztek, de keletkezésük óta megmaradtak óceánoknak. Ilyen értelemben a permanenciatan hívei közé számíthatjuk Suesst, aki az Atlanti­ óceán kialakulásának idejét a harmadidőszakra teszi, és H. Stillét (1949), aki az

22/a. ábra:Az ősszárazföld (Megagaea) és az ősóceánok az algonkiumban (Stílle, E. szerint). Ős Skand = Ős-Skandikum 46

algonkiumban egyetlen hatalmas szárazulatot tételez fel, amit Megagaeának nevezett. A Megagaeát az Ős-Pacifikus-óceán és az Ős-Arktisz tengere vette körül (22a. ábra). A Megagaea még az algonkiumban összeroppant, egyes részei megsüllyedtek, és azokat elöntötte a tenger (22b. ábra). Szerinte az Atlanti- és Indiai-óceán akkor még nem létezett, ezek mint fiatal óceánok később süllyedtek be. A permanencia ezeknél a szerzőknél határozottan megnyilvánul abban is, hogy nem beszélnek a kontinensek eltolódásáról, vándorlásáról, sőt a kontinensvándorlás elméletét határozottan eluta­ sítják. A XIX. század második felében azonban a paleontológusok, biológusok felismer­ ték azt, hogy a ma egymástól távol fekvő kontinenseken - amelyeket terjedelmes óceánok választanak el egymástól - azonos vagy rokon fajok éltek, illetve élnek. Ezt egyesek úgy igyekeztek magyarázni, hogy a mai szárazföldeket időnként és helyen­ ként földhidak kötötték össze egymással, amelyeken át a növény- és állatfajok a szárazföldek között kicserélődhettek. Az elgondolás tarthatatlan volta ugyan már abban az időben nyilvánvalóvá vált, de a földhidak elmélete még a századunk elején is tartotta magát. Suess, E. és Stílle, N. a különböző hegységrendszerek kialakulását a permanenciatan alapján is tudták magyarázni. Támaszkodhattak ugyanis Beaumont, E. 1852-ben felállított elméletére. Ebben Beaumont azt a gondolatot vetette fel, hogy mivel a Föld belseje a lassú lehűlés miatt állandóan zsugorodik, a kéregben vízszintes irányú nyomófeszültségek lépnek fel, és ezek a horizontális erők gyűrik fel a hegységeket. Sness (1909) és Stílle (1922) az elméletet tökéletesítették, és így talán érthető, hogy a Föld zsugorodását valló elképzelés egy évszázadon keresztül tartani tudta magát.

22/b ábra: A földfelszín képe az algonkiumi változás után (Stílle, E. szerint). A pontozott területeket elöntötte a tenger. F.-S = Fenno-szarmata ősföld, SE = Szerindia, PH. = Filippina 47

A kontinensvándorlás elmélete A permanenciatannak és a földhidak elméletének teljesen ellentéte a kontinensván­ dorlás feltételezése. Ennek az a lényege, hogy a kontinensek földfelszíni helyzete és egymáshoz való viszonya a földtörténet során változott. Ezzel együtt természetesen módosult az óceánok elhelyezkedése és alakja is. A kontinensvándorlás hívei támasz­ kodhattak az izosztázia elméletére, mert feltételezhető volt, hogy a Föld mélyében fellépő erők hatására a kontinentális (sziál) tömbök a plasztikusan szilárd szimában elmozdulhattak. A kontinensvándorlási elméletek közül a Wegener, A. ún. úszási elmélete vált legismertebbé (1912, 1915, 1929), amihez nagymértékben hozzájárult szerzőjének szellemessége és nagy vitázókészsége. Wegener az elméletéhez nagyon sok geológiai, paleontológiái, paleobotanikai, paleoklimatológiai adatot gyűjtött össze, és igazságának bizonyításán 1930-ig lankadatlan szorgalommal dolgozott. Wegener, A. abból a már korábban jól ismert szembetűnő hasonlóságból indult ki, amely az Atlanti-óceán keleti és nyugati partjai között megfigyelhető. Ez szerinte azért van, mert az O- és Újvilág kontinensei valamikor összefüggtek, és a többi szárazulattal együtt egy hatalmas szuperkontinensbe a Pangeába tömörültek (23/A ábra). A Pangeát a másik nagy szerkezeti egység, a Csendes-óceán alatti szimatömb vette körül. Wegener úgy vélte, hogy a Pangea a jurában szétszakadozott, és a kontinensek azóta távolodnak egymástól (23/B, C, D ábra). A kontinensek szétválásának egyik okozóját a nyugat felé való áramlásban (Westdrift) látja. Ez abból származik, hogy a Hold hatására a szimán keletkezett árapály a sziálhoz súrlódva, azt lassan magával sodorja. A másik ok a sarki taszítás. Eötvös Loránd 1913-ban kimutatta, hogy a nehézségi erőnek a centrifugális erő hatására a sarkoktól az Egyenlítő felé mutató vízszintes összetevője van, ami a sziáltömböket az Egyenlítő felé taszítja. Wegener úgy véli, hogy a sziálból magasra kiemelkedő szárazföldek hatalmas tömege saját súlyánál fogva is szétnyomódik az óceánok felé. Negyedik okként a precessziót említi, amely megbontja a Föld belsejének egyensúlyi helyze­ tét. Ez a sarkvándorlás fő oka is, amelyre Wegener nagy figyelemmel van az elméletében. Az egyes kontinensek szétválásának idejét geológiai, paleontológiái, paleobotanikai és bio­ geográfiai adatok alapján állapította meg. A kontinensek szerinte az egész geológiai óidőn át még egyetlen tömböt alkottak. A Pangea még a triászban is egységes kontinens, és szétválása csak a jurában indult meg. A jurában Ausztrália és Antarktisz keleti irányban levált Afrika és India törzsétől, majd később Dél-Amerika is távolodni kezdett Afrikától. Megkezdődött tehát az Indiai- és az Atlanti-óceán kialakulása. Wegener úgy vélte, hogy a kontinensek legerősebben a harmadidőszakban távolodtak egymástól (23/C, D ábra). A Wegener-elmélettel meg lehetett magyarázni a nagy hegységrendszerek kialakulását is. A kontinensek csendes-óceáni partvonalát végig hegyláncok kísérik, amelyek erőteljes feltorló­ dást, illetve kompressziót tükröznek. Wegener úgy vélte, hogy a sziáltömbök mozgása során azok homlokrésze a szima ellenállása miatt heves vulkánosság kíséretében feltorlódott hegység­ gé formálódott. Ezt lehet látni Amerikában és Kelet-Ázsiában is, csak Ázsiában a hegységrend­ szerek íveltebbek. A közöttük fekvő medencékben tengereket látunk (Ohotszki-, Japán-, KeletKínai-tenger). Kelet-Ázsiában a vulkanizmus különösen heves, gyakoriak a földrengések. Wegener magyarázni tudta az eurázsiai lánchegységek kialakulását is. Azt vallotta, hogy az óidei és fiatal hegységrendszereket a sarki taszítás „gyűrte fel”. Az Appalache-hegységben pedig elméletének egyik bizonyítékát látta. Hangsúlyozta, hogy az Appalache egykorú az európai 48

é

23. ábra: A kontinensek helyzete a karbonban (A), a jurában (B), az eocénban (C) és a pliocén végén (D) Wegener, A. szerint. A kontinensek viszonylagos helyzete Afrika mai helyéhez van megrajzolva. A szaggatott nyíl a pólusvándorlás irányát jelzi. A pontozott felületek száraz éghajlatú tájak. E = egykori eljegesedés nyomai, K = széntelepek, S = sótelepek, G = gipsztelepek, W = sivatagi homokkő

variszkuszi hegységrendszerrel, és annak egyenes folytatásában feküdne, ha Európát és ÉszakAmerikát össze lehetne tolni. Ugyanígy folytatódik a dél-afrikai Karroo-rendszer Brazíliában és az argentínai Sierrákban. Wegener hipotézisét támogatták a geológusok azon felfedezései, amelyek Dél-Amerikában, Afrika déli felében, Indiában és Ausztráliában erőteljes permokarbon eljegesedésről tanúskodtak. Ezt csak úgy tudták magyarázni, hogy az említett konti­ nensek valamikor egy hatalmas egységes szárazulat tagjai voltak (24. ábra). Wegener úgy vélte, hogy a kontinenseknek a földgömbön való eltolódása szükségképpen megváltoztatta a Föld egész egyensúlyi helyzetét, és ezzel kiváltotta a sarkok eltolódását, vándorlását. Wegener szerint az óidő óta az Északi-sark a Csendes-óceán északi részéből bonyolult pályán fokozatosan került a mai helyére. Ha ez így volt, szükségképpen máshol lehetett az Egyenlítő is, mint manapság. Wegener egyébként így kielégítően tudta magyarázni a magasabb szélességeken fekvő szén-, só- stb. telepek keletkezését.

24. ábra: A permo-karbon eljegesedés területei (Wegener, A. - 1915 - szerint)

A korábbi elméleteket alapjaiban megrázó Wegener-féle elképzeléseket azonban nagyon sokan kétségbe vonták. Az volt az uralkodó álláspont, hogy a Wegener által felsorolt erők túlságosan gyengék ahhoz, hogy a kontinenseket mozgásba hozzák Nehezen tudták értelmezni azt is, hogy az Óvilág miért halad - legalábbis viszonylag - kelet felé. A már Wegener életében is nagy tekintélyű kiváló geológus, Jeffreys, H (1931) pl. azzal érvelt, hogy a hatalmas hegyláncokat és mélytengeri árkokat fenntartó kéregnek és a felső köpenynek nagyon merevnek kell lennie. Ez a merevség nem tesz lehetővé nagyméretű horizontális elmozdulásokat. Mivel Wegener 1930-ban grönlan­ di expedíciója során hirtelen elhunyt, elméletét nem volt módjában tovább védelmez­ ni, így nem meglepő, hogy elképzelése háttérbe szorult. Mai ismereteink alapján azt mondhatjuk, hogy abban az időben még nem értek meg a feltételek a kontinensván­ dorlás elméletének befogadásához. 50

Tudománytörténeti szempontból igen fontos hangsúlyoznunk, hogy Wegener munkás­ ságával párhuzamosan kialakult egy másik tudományos irányzat is, amely a modern lemeztektonika elméletének megalapozásához ugyancsak jelentősen hozzájárult. Itt az Alpok két kiváló geológusának, Ampferernek és Schwinnernek a nevét kell elsősor­ ban megemlítenünk. A hegységképződések okairól mindketten új elképzelést dolgoz­ tak ki. Ampferer, O. 1906-ban tette közzé „mélyáramlási hipotézisét”. Szerinte a kéreg alatt folyékony zóna helyezkedik el. Ebben a geofizikai és geokémiai folyama­ tok hatására áramlások jönnek létre, amelyek a merev zónában (kéregben) töréseket, gyűrődéseket, torlódásokat idéznek elő. Schwinner, R. (1920) szerint a mélyben keletkező konvekciós áramlási rendszereket az olvadt zóna hőmérsékleti különbségei idézik elő. Az angol geológus, Holmes, A. (1931, 1944) ebben a tekintetben még tovább ment. Ő ugyanis a kéregbeli változásokért egyértelműen a mélyáramokat tette felelőssé. Holmes szerint az áramlások felszálló ágánál töréses szerkezetek, árkos törések, óceáni hátak, a leszálló övezetben viszont hegységképződések következnek be. A kontinensek elmozdulása pedig az áramlási rendszerek hátán megy végbe. Ez a felfogás már nagyon közel áll a modern lemeztektonika álláspontjához, amelynek megalapozására az 1960-as években kerülhetett sor. Ekkorra már kellő mennyiségű adat gyűlt össze az óceánfenékről, az óceáni hátságokról és azok két oldalán jelentkező paleomágneses zónákról, amelyek végül is az óceánfenék szétterülésének (sea floor spreading) a felismeréséhez, illetve a lemeztektonika elméletének kidolgozásához vezettek.

A lemeztektonika A lemeztektonikai modell az első olyan globális elmélet, amellyel az összes geodinamikai jelenséget (a földrengésfészkek helye, hegységképződés, vulkanizmus, mélytengeri árkok képződése, a geoszinklinálisok típusai, az azokban végbemenő üledékképződés módja stb.) viszonylag könnyen lehet magyarázni. A lemeztektonikai modell az aktualitás elvéből indul ki. Messzemenően figyelembe veszi a Föld nagyszerkezeti, morfológiai egységeinek jelenlegi földfelszíni elhelyezkedését, a kontinensek mérhető elmozdulását, a vulkanizmus és a földrengések övezeteit, továbbá azt is, hogy az üledékképződésnek hol vannak a legfontosabb területei. Azt is szem előtt tartja, hogy melyek azok a területek, ahol az erőteljes kiemelkedés és süllyedés a jellemző. Egy új elméletnek a kontinensvándorlás okainak kielégítő megvilágítása mellett magyarázatot kell adnia a fiatal és az idősebb hegységekre, illetve hegységképződésekre is. A fiatalabb hegyláncok kialakulását könnyebben tudjuk értelmezni. A távoli földtörténeti múlt eseményeit azonban már nehezebb feltárni, mert a hegységképződési folyamatok alkalmával sok minden elpusztult, átalakult, és pl. a mérhető geofizikai anomáliák az idős hegységekben régen eltűntek.

51

A lemeztektonika megnevezés onnan származik, hogy a Föld legkülső vékony szilárd gömbhéja litoszféralemezekből áll. A lemezek - amelyek között nagyobbak és kiseb­ bek egyaránt előfordulnak - teljesen beburkolják a Földet (25. ábra). A hat nagy és néhány kisebb litoszféralemez egymáshoz és a Föld forgástengelyéhez képest állandó mozgásban van. A lemezmozgásoknak három típusát különböztetjük meg: az egymástól távolodó (divergáló), az egymáshoz közeledő (konvergáló) és az egymással párhuzamosan elmozduló (konzervatív) lemezeket. Ha a lemezek egymástól távolodnak, akkor az asztenoszférából felnyomuló, bizo­ nyos mértékig módosult köpenyanyag kitölti a lemezperemek között a dilatáció hatására bekövetkezett űrt. Az egymástól távolodó lemezszegélyeket ezért gyarapodó vagy akkréciós szegélyeknek is nevezzük. Ilyen lemezszegélyeket mutattak ki az óceánközépi hátságoknál, ahol a felnyomuló köpenyanyag bazaltos olvadéka lehűl és óceáni kéreggé merevedik. A lemezeltávolodás a hatalmas Kelet-afrikai-árokrendszer mentén is megindult. A Vörös-tenger tulajdonképpen már tengerrel kitöltött árok. amely viszonylag gyors ütemben szélesedik. A Kelet-afrikai-árokrendszer tágulása idő múltán szintén oda vezet, hogy Afrika keleti része leválik a kontinens törzséről. Az ilyen helyeken - a konvekciós áramlások felszálló ágában - diapirszerűen meg­ emelkedik a köpeny (a diapir földtani test, amely a rátelepülő rétegeket áttöri). A Pangeán ez a megemelkedés a jurában kezdődhetett el, és a hatalmas kontinensen 52

először a Kelet-afrikai-árokrendszerhez hasonló hasadékképződést (riftesedést) oko­ zott. (A hasadékképződést az idézte elő, hogy a felboltozódó kupolán tangenciális húzófeszültség lépett fel.) A köpeny divergáló mélyárama a hasadékképződéssel szétszakított (szétválasztott) kontinenseket egyre jobban eltávolította egymástól. Közben a megújuló szétválás helyén újabb és újabb magmatömegek nyomultak fel és gyarapították az óceáni kéreg kiterjedését. A kezdetben szárazföldi árok (pl. Afrika és Dél-Amerika között) előbb tengeri árokká, majd egyre szélesebb óceánná terebé­ lyesedett (26., 27. ábra). Az elmondottak alapján azt mondhatjuk, hogy az óceánközépi hátság az óceánok születésének és gyarapodásának a helye.

27. ábra: Az óceánfenék szétterülése az Atlanti-óceán példáján 53

Az egymáshoz közeledő, ütköző lemezhatároknál (konvergens lemezszegélyeknél) az alábbi események következhetnek be. 1. Amennyiben óceáni lemez kontinentális lemezzel ütközik (mint pl. nál), a sűrűbb óceáni kéreg kb. 45°-os dőlésű sík mentén a kontinentális alá bukik, és nagy mélységre, akár 400-700 km mélyre is benyomul a ábra). Ezt az alábukást szubdukciónak, magát az övezetet, ahol ez

Dél-Ameriká­ litoszféralemez köpenybe (28. bekövetkezik,

szubdukciós vagy konszumációs övezetnek nevezik. Itt ugyanis az óceáni lemez valóban felemésztődik.

28. ábra: A kontinentális lemez ütközése óceáni lemezzel

2. Amikor a konvergencia során két kontinentális lemez ütközik, tartós szubdukció nem jöhet létre. A 2,7-2,8 g/cm3 sűrűségű kontinentális kéregre olyan nagy a 3,3 g/cm3 sűrűségű köpeny felhajtóereje, hogy a lefelé tartó mozgás csak mérsékelt ütemű lehet. (Inkább alácsúszásra kerülhet sor. Ez a helyzet pl. a Himalájánál, ahol az Indiai-lemez mintegy pillérként tartja a Himalája láncait.) Ilyenkor az történik, hogy a két kontinentális kéregrész közötti óceán bezárul, és az óceán fenekén lerakódott sok üledék torlódik, tektogenezisen megy keresztül, amit később az orogenezis követ (29. ábra). A két kontinentális lemez ütközésekor peremi részeikről kisebb-nagyobb lemeztö­ redékek válhatnak le, és ezek eredeti helyükről eltávolodva a hegységek kialakulásá­ ban szerepet játszhatnak. Két szárazföldi lemez ütközésére jó példa Gondwana és Laurázsia egymáshoz való közeledése, amely végül is a Tethys-tenger bezárulásához, eltűnéséhez vezetett (37. ábra). 54

29. ábra: Két kontinen­ tális lemez ütközése

30. ábra: Két óceáni le­ mez ütközése Az olyan hatalmas óceánnál, mint a Csendes-óceán, előfordulhat, hogy óceáni lemez egy másik óceáni lemezzel kerül összeütközésbe. Ilyenkor az idősebb, jobban lehűlt, nagyobb sűrűségű lemez bukik a fiatalabb lemez alá (30. ábra). 3. Előfordulhat olyan lemezmozgás is, amikor két lemez egymással párhuzamosan mozog. Az ilyen lemezszegélyeknél hatalmas vízszintes irányú vetődés alakul ki, és a lemezek ennek mentén csúsznak el. (Ilyen a Szent András-vető Kaliforniában, ahol 55

a vető mentén az oligocén óta a két lemez egymáshoz viszonyítva 280 km-t mozdult el). A régebben végbement hasonló jellegű lemezmozgásokat nehéz kimutatni, mivel ezeket nem kísérte jelentősebb deformáció vagy kőzetképződés. A lemezmozgásokat globálisan szemlélve azt mondhatjuk, hogy az egymástól távolo­ dó lemezek az óceánfenék területi gyarapodásához vezetnek. Ezt mintegy ellensúlyozza az óceáni lemezek alábukása, hiszen a köpenybe mélyen behatoló óceáni lemez konszumálódik, nagyobb részében a köpeny anyagává válik. Az óceánfenék szétterülésének modelljét Hess, H. (1962) dolgozta ki. Elmélete tulajdonképpen egy modern szemléletű kontinensvándorlásnak és az egész lemeztek­ tonikai szemlélet kiindulási pontjának tekinthető. Hess munkássága kopernikuszi fordulatot hozott a földtudományokban. Bár Hess munkájának megjelenésekor már tudták azt, hogy az óceáni kéreg vékony és bazaltból épül fel, ő mutatott rá először, hogy az óceáni hátságok a konvekciós áramlások felszálló ágánál keletkeznek. A ké­ reg a hátságokon feláramló magma megszilárdulásával állandóan gyarapodik. Az óceáni medencék ennek a. folyamatnak köszönhetik. kialakulásukat, mai nagyságukat. Hess az óceánfenék szétterülését összekapcsolta a kontinensvándorlással. Számításai szerint az óceánfenék szétterjedésének 1 cm/év a sebessége. Az óceánok kora így nem lehet több, mint 200 millió év. Az óceánfenék különböző részeiről vett magminták K/Ar-vizsgálata az utóbbi feltételezést tökéletesen igazolta (31. ábra). Hess elméletét meggyőzően támogatták Vine, F. és Matthews, D. H. kutatásai (1963). Korábban, de főképpen 1950-től az óceánok nagy területeiről mágnesesanomália-térképeket készítettek, és ezek meglepő adatokkal szolgáltak. Kiderült, hogy a mágneses anomáliák az óceánközépi hátságokkal és egymással párhuzamos,

31. ábra: Az óceáni kéreg kora (Turekian, K. szerint)

hosszan elnyúló sávokban váltakoznak. A vonalasan megnyúlt mágneses anomáliák eredetét először nem tudták magyarázni. Vine és Matthews mutatták ki, hogy a mágneses anomáliák keletkezését a mágneses tér irányának változásai idézték elő. Munkásságukkal lerakták a magnetosztratográfia alapjait is. Megállapították, hogy minden anomáliasáv egy-egy paleomágneses zónának felel meg. Az anomáliasávok nyalábjai pedig paleomágneses korszakokat tükröznek. A 32. ábrán a fekete színű sávok anyaga a maival azonos, normális helyzetű polaritás idején keletkezett, a fehér sávokban viszont a maival ellentétes irányú mágneses térben képződött az anyag. Vine és Matthews munkássága meggyőző magyarázatot ad a mágneses anomália­ sávok szimmetrikus elrendeződésére és az óceánfenék szétterülésének mechanizmusá­ ra is. Eredményeiket az eltelt időszakban az óceáni kéregből vett nagyszámú bazalt magminta paleomágneses vizsgálatával és K/Ar kormeghatározási módszerrel ellen­ őrizték. Az újabb adatok lehetővé tették az óceánfenék területgyarapodási sebességé­ nek pontosabb megállapítását is.

32. ábra: Az óceánfenék normálisan és fordítottan mágnesezett sávjai (Marvin, V. B. szerint) A lemezmozgások kölcsönös kapcsolatban vannak a litoszféra alatti köpenyben végbemenő konvekciós áramlásokkal. Bár a földköpeny - mint láttuk - szilárd halmazállapotú, a litoszféralemezek évente több cm-t is elmozdulhatnak. Ez valószí­ nűleg úgy lehetséges, hogy a köpeny kőzeteiben egy csekély olvadékanyag is van, amely a mélyben uralkodó hatalmas nyomáson vékony filmréteg formájában veszi körül a szilárd ásványokat. A litoszféra alatti asztenoszférában - amelynek anyaga viszonylag könnyen elmozdulhat - az olvadt anyagrész arányát néhány százalékra becsülik. Ez elég ahhoz, hogy a kőzet lassú mozgása meginduljon. Ugyanakkor azt is lehetővé teszi, hogy a földrengéshullámok - bár sebességük lecsökken - áthaladhas­ sanak rajta. 57

33. ábra: A földrengések epicentrumai 1961 és 1967 között. A rajzon a Richter-skála szerinti 4-es, illetve az annál nagyobb erősségű rengések vannak feltüntetve (Barazangi, M. és Dorman, J. szerint)

Az még nem ismert, hogy a felső földköpeny konvekciós cellái leérnek-e a Föld magjáig. Tisztázatlan az is, hogy a földmag - amelynek külső gömbhéja folyékony halmazállapotú - gyakorol-e valamilyen hatást a köpenyben végbemenő folyamatokra. A lemezek viszonylagos mozgásai a lemezhatárokon földrengéseket idéznek elő. A bizonyos mértékig elasztikusán viselkedő kőzettömegekben a csúszási felületek mentén feszültségek halmozódnak fel, amelyek lökésszerűen kioldódnak. Ha egy pillantást vetünk a földrengések epicentrumainak elhelyezkedését ábrázoló térképre, azonnal szembetűnik, hogy azok keskeny, az egész földet átfogó zónákban koncentrá­ lódnak. Nagyon jól kirajzolják a jelenlegi lemezhatárokat (33. ábra). A különböző típusú lemezhatároknál a földrengések központjainak eloszlása eltéréseket mutat. Mély­ fészkű földrengések (100-700 km) csak az alábukó lemezszegélyeknél (a szubdukciós övezetben) fordulnak elő. Száz km-nél kisebb mélységben keletkező rengések viszont minden lemezszegélyen jelentkeznek. Földrengések a lemezek belsőbb részein is bekö­ vetkezhetnek. Ez azt tanúsítja, hogy kéregdeformációk a lemezeken is kialakulnak, sőt a lemezeket hatalmas törésrendszerek szelhetik át. Ilyen esetben lemezen belüli tektonikáról beszélünk. A lemezeken a kéreg elmozdulásának mértéke kisebb, évente általában nem több néhány mm-nél. A térkép szemléletéből kitűnik (33. ábra), hogy a földrengésfészkek legnagyobb számban a konvergens lemezszegélyeken fordulnak elő, és főképpen a Pacifikum körül. A rengések epicentrumainak övezete itt viszonylag széles sávot képez. Ennek az az oka, hogy az alábukó lemez mintegy 45°-os szögben nyomul be a kontinentális kéreg 58

alá, akár 400-700 km mélységig is. Ahogy az alábukó lemez egyre mélyebbre nyomul be a köpenybe, a földrengések fészkei is egyre mélyebb szintben vannak. A földrengések a konvergens és az egymás mellett elcsúszó (konzervatív) lemezszegé­ lyeken nagyon erősek lehetnek. Az óceáni hátak földrengései gyengébbek. A konvekciós áramlások felszálló ágaiban az olvadt anyag egészen a földfelszínig emelkedik. Ennek megfelelően a szilárd gömbhéj - amelyben feszültségek alakulhatnak ki - nagyon vékony. A forró, még éppen csak megszilárdult kőzet plasztikusan viselkedik. Ezért itt csak gyenge, sekély fészkű földrengések keletkezhetnek. A litoszféralemezek nagyobb része olyan, hogy egyaránt van óceáni és kontinentális kéregrészük. Ezt látjuk az Eurázsiái-, Afrikai-, Indiai-, Ausztráliai-, Amerikai-lemezeknél és több kisebb lemeznél (25. ábra). A ha­ talmas Pacifikus-lemezen viszont - amely a Kelet-Pacifikus-óceáni-hátságtól a Keletázsiai-szigetívig terjed - csak Kaliforniánál és Új-Zélandnál jelentkezik kisebb konti­ nentális kéregrész. A Fülöp-szigeti-, a Cocos- és Nasca-lemezek, amelyek a Pacifikum szegélyén terülnek el, tisztán óceánikusak. Az elmondottakból következik, hogy Földünkre kétféle kontinentális perem jellem­ ző. A kontinenseket szegélyező selfövezet meredek lejtővel megy át a mélytengeri fenékszintbe. Tulajdonképpen ez a lejtő a könnyebb sziálos anyagból felépült konti­ nentális kéreg pereme. A kontinentális kéreg szorosan kapcsolódik a nagyobb sűrűsé­ gű, mélyebben fekvő óceáni lemezhez. A kontinens és az óceáni medence tehát ugyan­ azon lemezhez tartozik. Az ilyen kontinentális perem nagyon elterjedt az Atlantikum szegélyén, ezért atlanti típusúnak nevezik. Ennél a peremnél nincsenek jelentősebb kéregmozgások, ezért újabban passzív kontinentális peremként szerepel az irodalom­ ban (34. ábra).

34. ábra: A litoszféra keresztmetszete a Kelet-Pacifikum és az Indiai-óceán között (Frisch, W. és Loeschke, J. szerint) 59

Joggal beszélhetünk aktív kontinentális peremről is. Ez a típus azokra a területekre jellemző, ahol az óceáni kéreglemez a kontinentális alá nyomul. A lemezalábukásnál mélytengeri árok képződik. Egy, a tengerfenék domborzati viszonyait is szemléletesen ábrázoló térképen jól látszik, hogy a szóban forgó kontinentális perem, az előtte húzódó árkokkal, elsősorban a Csendes-óceán szegélyén jelentkezik. Ezért nevezik csendes-óceáni vagy pacifikus típusúnak. A lemezszegélyekre nemcsak a gyakori földrengések, hanem a magmás tevékenység is nagyon jellemző. A magmás kőzetek jelentős része a konvergens lemezszegélyekhez kötődik. Az alábukó lemez a mélyben részben megolvad. Egy nagyon bonyolult, ma még kevéssé ismert folyamatban meghatározott kémiai jellegű magma képződik. Ez benyomul a felette elhelyezkedő lemezbe, és vulkáni láncot táplál (Kelet-ázsiai-szigetívek, Andok). Az egymástól távolodó lemezek szegélyei a bázikus magma fő előfordulási helyei. Ebben az övezetben nagy tömegű bazalt és gabbró keletkezik. A lemezszegélyeken a konvekciós áramlások felszálló ágában az igen magas hőmérséklet és a felszín közelé­ ben fellépő nyomáscsökkenés miatt a köpenyanyag 30%-ig megolvad, majd a felszínre jutott differenciált köpenyanyag óceáni kéreggé alakul. Bár a magmás kőzetek főként a konvergens és divergens lemezszegélyeknél fordul­ nak elő, nem hagyhatjuk figyelmen kívül a lemezeken belüli magmás tevékenységet sem. Ez elsősorban a hosszan elnyúló - akár az egész kontinenst átszelő - árkos töréseknél jellemző (Kelet-afrikai-árok). Az ilyen helyeken a törések egészen a földkö­ penyig lehatolnak, és utat nyitnak a magma számára, hogy az felszínre kerüljön. Előfordulnak „forró pontok” vagy köpenydiapirok is, amelyeket a köpenyben kialakult „magma-olvadékkamrák” táplálnak. Ezekből a megolvadt könnyű anyag felfelé nyomul, és dómszerű formát hoz létre vulkáni tevékenységgel. Forró pontok az óceáni és szárazföldi területeken egyaránt kialakulhatnak (Massif Central, Tibeszti, Ahaggar és a Hawaii-szigetek). Mint korábban említettük, tartósan csak az óceáni lemez nyomulhat be a kontinen­ tális kéreg alatti köpenybe. Mivel a kontinentális kéreg könnyebb, nagyobb darabjai nem juthatnak be az asztenoszféra mélységéig. A lemezmozgás tehát főképpen új óceáni kéreg képződését, illetve a már idősebb óceáni kéreg szubdukcióját jelenti. Mindaddig, amíg az óceáni medence peremén nem alakul ki szubdukciós övezet, az óceáni kéreg területe fokozatosan növekszik. Ilyen ma az Atlanti-óceán, ahol az óceánközépi-hátságon a területgyarapodás sebessége 1-15 cm/év. A szubdukciós övezetben, ahova az idős, lehűlt, tehát viszonylag nehezebb óceáni kéreg érkezik, az alábukás sebessége a 10 cm/évet is meghaladhatja. Előfordulhat, hogy a lemez na­ gyobb sebességgel nyomul be, mint ahogyan az óceánfenék szétterjed. Ennek az lesz a következménye, hogy az óceáni medence területe csökken, majd teljesen felemésztő­ dik. így két kontinentális lemez ütközik egymáshoz, és a hatalmas nyomóerő hatására az egyik kontinentális perem a másik alá préselődik. Ez történt az Afrikai- és az Európai-lemez ütközésekor, amikora a Tethys-tenger bezáródott.

60

Mivel az alábukó kontinentális lemez anyaga kisebb sűrűségű, nem tud nagyobb mélységre behatolni, viszont megemeli a felette levő lemezt. Az alábukáskor rendkívül erős súrlódás lép fel, emiatt nagyon bonyolult tektonikai szerkezetek jönnek létre gyűrődésekkel, törésekkel és hatalmas áttolódásokkal. A súrlódási hő és a nagy nyomás hatására a tektogenezistől érintett kéregrészekben helyenként megolvad a kőzetanyag. Az előzőekben leírt módon mintegy duplájára megvastagodott kéreg az izosztázia törvényeinek engedelmeskedve emelkedni kezd. A geológiai hegységképző­ dés eredményeként ezáltal létrejön a morfológiai értelemben vett hegység.

A kontinensek vándorlása A kontinensek vándorlását a lemeztektonika elméletével egy ideig csak a mezozoi­ kumtól tudták nyomon követni. A hetvenes évek második felében viszont már napvi­ lágot láttak olyan térképek is, amelyek a mai kontinensek őseinek a paleozoikumbeli helyzetét ábrázolják. Egyelőre még kevés kutató vállalkozott arra, hogy a proterozoikumtól tudták nyomon követni. A hetvenes évek második felében viszont már nap­ világot láttak olyan térképek is, amelyek a mai kontinensek őseinek a paleozoikumbeli szuperkontinens, a Kenora (nevét a kanadai Kenora orogénövezetről kapta) már 2300 millió évvel ezelőtt kialakult. Ennek ősföldrajzi viszonyairól még nagyon keveset tudnak, az azonban bizonyos, hogy Afrikában és Észak-Amerikában abban az idő­ ben már volt eljegesedés. A Földet korábban is érték hatalmas meteorbecsapódások. 1900 millió évvel ezelőtt újabb „meteoreső” zúdult a Földre, amelyben egyrészt sok króm- és platinatartalmú meteorit lehetett, de még nagyobb tömegben csapódhattak be a vasat és nikkelt tartalmazó hatalmas meteoritek (Kanadában, Ontario területé­ re). A Kenora nem volt hosszú életű. Előbb széttöredezett, majd a különböző darab­ jai, amelyek a mai kontinensek magját alkotják, eltávolodtak egymástól. 1500 millió évvel ezelőtt a kontinensek ismét összesodródtak az Amazonia nevű szuperkontinens­ be. Calder, N. szerint a lemezütközéseket erőteljes hegységképződés követte. Később .Amazonia is szétszakadt, és a kontinentális lemezek újabb összesodródásából min­ tegy 800 millió évvel ezelőtt a Bajkália szuperkontinens jött létre. Calder szerint Bajkália létrejötte a Föld különböző részein jelentős hegységképződéssel járt együtt. A Grenvillia nevű mikrokontinens (2000 km hosszú és 500 km széles lehetett) délkeleti irányból Észak-Amerika keleti részének ütközött, és így növelte a kontinens területét. Az összeütközés során képződött hegyrendszer már a prekambrium végére gyökeréig lepusztult. Bajkália formálódásakor hatalmas hegyvonulat keletkezett Af­ rika szívében a mai Zaire és Zambia határán, ahol ma gazdag réztelepek vannak. .Ázsiát hasonló korú, mintegy 3000 km hosszú hegységrendszer szelte át a jelenlegi Bajkál-tó területét keresztezve. Innen a szuperkontinens megnevezés is. Nem sokkal Bajkália létrejötte után megkezdődött a kontinens szétesése, majd később hatalmas kontinens - a Gondwana - kezdett kialakulni, amely végül is magába foglalta Afrikát, Arábiát, Dél-Amerikát, az Antarktiszt, Ausztráliát és Indi61

35. ábra: A mai kontinensek magjainak valószínű elhelyezkedése a Földön 510-505 és 420-410 millió évvel ezelőtt át. A kontinentális lemezek összesodródásakor mintegy 200 millió év alatt többfelé nagyarányú hegységképződés zajlott le. Ezek vonulatai Indián, Afrika jó részén, Arábián, Brazílián, az Antarktiszon és Ausztrália déli részén húzódtak keresztül. A hegységképződés az említett kontinenseket hosszú időre egybeforrasztotta. A Gondwana az egész óidon át megmaradt. A kambriumban még teljesen más volt a kontinensek (a mai kontinensek magjainak) elhelyezkedése a Földön, mint napjainkban. A 35. ábra tanúsága szerint abban az 62

időben Baltika még a déli féltekén helyezkedett el, Laurencium, a Szibériai-kontinen­ tális lemez és Kazahsztánia pedig az Egyenlítő környékén foglaltak helyet. A száraz­ földek az óidőszakban állandóan változtatták helyüket. Az alsó devonban előbb Laurencium egyesült Baltikával, majd a karbonban a Szibériai-kontinentális lemez az Uráli-óceán záródásával (az Urál-hegység kialakulásával) kapcsolódott hozzájuk. Végül a perm időszakra a nagy északi (Laurázsia) és déli szárazulat (Gondwana) a Pangeában egyesült. A Pangea még a mezozoikum elején is létezett, és azt az ősi óceán, a Panthalassza vette körül. Az őskontinens nyitott keleti részébe a Tethystenger nyomult be (36. ábra). 36. ábra: A Pangea és a Panthalassza

37. ábra: A kontinensek helyzete a felsőtriász végén A Pangea feldarabolódása a hasadékképződés után két hatalmas hátság kialakulá­ sával indult meg a felső triászban (37. ábra). A Gondwana északnyugati szegélyén bekövetkezett hátságképződés következtében Észak-Amerika és Laurázsia elvált a déli szárazföldektől, és kialakult az ősi Atlantikum. Az ősi Atlanti-hátság mentén gyorsan gyarapodó óceánfenék hatására Laurázsia az óramutató járásával megegye­ ző, Afrika pedig azzal ellentétes irányban kezdett elfordulni. Emiatt megindult a Tethys fokozatos záródása (37. ábra). A déli Y alakú hasadékképződés, majd az óceáni hátságképződés leválasztotta a Gondwanáról az Antarktiszt, Ausztráliát és Indiát. Az Indiai-kontinens a viszonylag gyorsan szétterülő óceánfenék miatt észak­ északkelet felé mozdult el a Tethys összezáródó területének irányában. 63

38. ábra: A kontinensek helyzete a jura végén

39. ábra: A kontinensek helyzete a kréta végén

A jurában folytatódott az Atlanti-óceán szétterülése. A Tethys-zónában ugyanak­ kor egy kereszttörés is létrejött. A vető mentén Eurázsia abszolút értelemben és Afrikához viszonyítva is nyugatra mozgott. A jura végén megkezdődött Dél-Amerika és Afrika szétválása és az Atlanti-óceán déli medencéjének kinyílása. Időközben az Indiai-kontinens egyre jobban megközelítette Laurázsiát. Az Antarktisz és Ausztrália pedig mint egységes kontinens távolodott Afrikától (38. ábra). A krétakorban az Atlanti-óceán északi és déli része egyesült, kialakult az Atlanti­ hátság. Az Atlanti-óceán növekedése miatt az Észak- és Dél-Amerikai-lemez nyugati szegélyén szükségképpen ki kellett alakulni a szubdukciós övezetnek, ahol a Csendes­ óceán keleti szegélyének idősebb, nagyobb fajsúlyú lemezdarabjai az említett két kontinentális lemez alá nyomultak. Afrika és Laurázsia egymáshoz való közeledése miatt a Tethys medencéjében a térrövidülés tovább tartott, annyira, hogy a másodidő végére a Tethys-tenger csaknem teljesen eltűnt (39. ábra). 64

40. ábra: A kontinensek jelenlegi helyzete és elmozdulásának iránya

A harmadidőszakban Észak- és Dél-Amerika összekapcsolódott, az Indiai-konti­ nentális lemez pedig nekiütközött Ázsiának. Ezzel a Tethys keleti medencéje teljesen bezárult. Ausztrália és Antarktisz elvált egymástól és fokozatosan kialakult a lemezek mai elrendeződése (40. ábra).

A Pangea (és a Gondwana) egykori meglétének bizonyítékai Korábban már megemlítettük, hogy a Pangeáról (Gondwanáról) kontinensvándor­ lási elméletének bizonyításához Wegener is számos geológiai, paleoklimatológiai és biogeográfiai bizonyítékot gyűjtött össze. Wegener tanulmányai óta ezek a bizonyíté­ kok sok értékes adattal gyarapodtak. Nagyon sokat számított, hogy felismerték az óceánfenék szétterülésének tényét, illetve az óceánok fiatal voltát. Nem célunk, hogy a Pangeával és a kontinensek vándorlásával kapcsolatban minden bizonyítékot felso­ roljunk, néhány tényre azonban indokolt felhívni a figyelmet. Ma már meglehetősen sokat tudunk a permo-karbon eljegesedésről, amelynek a Gondwanához tartozó kontinenseken mindenütt kimutatták a hatását, ill. üledékeit. Bizonyított tény, hogy az eljegesedés központja Dél-Afrikában volt, és a jég onnan áramlott szét a különböző égtájak felé. A legnagyobb tömegű tillit (diagenetikusan megszilárdult morénamárga a pleisztocént megelőző jégkorokból) Dél-Amerikában halmozódott fel, ahol vastagsága eléri az 1000-1600 m-t is(41. ábra). Először még csak a morénában levő kőzetek vizsgálatából következtettek arra, hogy a jég ezeket Dél-Afrikából szállította jelenlegi helyükre. Később a dél-amerikai tinitekben olyan világos gyémántkristályokat is találtak, amelyek csak az afrikai gyémánt-előfordulá­ sokból származhatnak, Dél-Amerikában ugyanis ezek ismeretlenek. 65

A permo-karbon eljegesedés a negyedidőszakinál mindenképpen erőteljesebb lehe­ tett. Ezt bizonyítja a tillitek nagy vastagsága. Ha valaki kétségbe vonná azt, hogy az Atlanti-óceán fiatal, nem tudná magyarázni az afrikai eredetű morénaanyag előfordu­ lását Dél-Amerikában. Igen fontosak a biogeográfiai bizonyítékok is. A Gondwana meglétének egyik nagyon jó bizonyítéka az ún. Glossopteris flóra, amelynek maradványai csak DélAmerikából, Afrikából, Indiából, az Antarktiszról és Ausztráliából ismertek, az ottani újpaleozóos rétegekből. A Glossop­ teris flórához a karbonban magvas páfrá­ nyok és különböző spórás növények tár­ sultak. A Ginkgo-félék első képviselői is ebben a flórában jelentkeznek a permokarbon képződményekben. A Glossopterisek fás szárú, lombhullató bozótot alkot­ tak, és hűvös-mérsékelt éghajlaton te­ nyésztek. Az említett kontinenseken való elterjedésük csakis úgy magyarázható, hogy azok valamikor egységes szárazföldet alkottak. Az még elképzelhető, hogy spó­ rák, magvak az óceáni áramlásokkal egyik kontinensről a másikra jutnak. Az azon­ ban, hogy egész növénytársulások átkerül­ jenek a terjedelmes óceánokon, alig téte­ lezhető fel. A szárazföldi hüllőknek (a Cynognathus és a Lystosaurus fauna képviselői) a különböző képződményekben talált ma­ radványai ugyancsak az egykori Gondwa­ na létét igazolják. A Lystosaurus marad­ ványait Indiában, Dél-Afrikában és az Antarktiszon egyaránt felfedezték. Ezek sem41. ábra: A permo-karbon glaciális üledémiképpen nem úszhatták át az óceánt, kék vastagsága Dél-Amerikában és AfrikáMég inkább vonatkozik ez a Dél-Ameriban (Smith, A. G. szerint) kában és Afrikában kimutatott, tavi élet­ módot folytatott szalamandraszerű cson­ tozattal rendelkező Mesosaurusra. Wegener a kontinensvándorlási elméletét számos paleo-éghajlati ténnyel bizonyítot­ ta. Azóta ebben a vonatkozásban is sokat gyarapodtak az ismereteink. Napjainkban nagyon sok éghajlatjelző üledékes képződmény olyan területeken helyezkedik el, ahol keletkezésüknek ma egyáltalán nincsenek meg a feltételei. Trópusi növényekből képződött kőszéntelepek vagy korallmészkövek az antarktikus, arktikus környezet­ 66

ben is előfordulnak. A korallokról pedig közismert, hogy csak a trópusi meleg tengerek tiszta vizében élhetnek meg. A sarkkörön belüli területen, illetve a magasabb szélességeken sokfelé előfordulnak olyan evaporitok (evaporáció = párolgás, lat., evaporitok = anhidrit, kősó, kálisó stb.) és vörös összletek, amelyek csak a szubtrópusi-trópusi száraz, félig száraz, illetve nedves éghajlaton keletkeznek. Észak-Kanadában és Észak-Szibériában paleozóos kősótelepeket tártak fel. Vörös összletek a grönlandi devon sorozatból és ÉszakÁzsiából (75° északi szélességi körön) ismertek. A magasabb szélességeken előforduló bauxittelepek szintén a kontinensvándorlás valószínűségére utalnak. Arra, hogy Észak-Amerika és Európa valamikor összefüggtek, nagyon jó bizonyí­ tékkal szolgál a kaledóniai orogén övezet és a Variszkuszi-hegységrendszer. A Skan­ dinávia nyugati részét átszelő Kaledóniai-öv Skóciában, Észak-Angliában és Íror­ szágban folytatódik, majd ott hirtelen megszakad, és sajátos képződményeit ÚjFoundlandon és az Appalache-hegységben követhetjük tovább. A fiatalabb Variszku­ szi-hegységrendszer Armorikai-íve az atlanti partok mentén szintén elmetsződik, majd az is az Appalache vonulatában folytatódik.

A földkéreg szerkezetét kialakító folyamatok Törések, vetődések A földkéreg kőzetei kialakulásuk után eredeti helyzetükben csak ritkán maradnak meg hosszabb időn keresztül. A különböző típusú kéregmozgások hatására elmozdul­ nak, széttörve elvetődnek, gyűrődnek, áttolódást szenvednek. Ezt a folyamatot diszlokációnak (dislocare = szét-, elhelyezni, lat.) nevezzük. A kőzetek eredeti vagy meg­ változott településviszonyait és a kéreg szerkezetét a nagyobb feltárásokban jól lehet tanulmányozni. Ezeknél megállapíthatjuk, hogy gyakoriak az olyan kőzetrepedések, amelyek mentén nem történt elmozdulás. A vetődéseknél viszont a kőzetek gyakran sok száz méteres függőleges, ferde vagy vízszintes irányú elmozdulása ment végbe (42. ábra). Ezt bizonyítja a vetőlapon megfigyelhető különböző mélységű és szélességű sok karcolat vagy a vetőzónában keletkezett dörzsbreccsa és milonit is (a milonitok mylosz = malom, gör. - olyan kőzetek, amelyek a hatalmas nyomás és súrlódás

42. ábra: Elmozdulások a törési síkon: a = lecsúszás, b = lecsúszás oldalirányú elmozdulással, c-d = forgó mozgás 67

következtében teljesen porrá zúzódtak, illetve kihengerelődtek). A nagy magasságú vetők rendszerint többszöri kéregmozgás eredményeképpen alakultak ki (45. ábra). A töréses szerkezeteket főleg oldalirányú húzófeszültség hozta létre, főképpen a merev kéregrészeken. Az ilyen helyeken gyakran egymásra közel merőlegesen húzódó vető­ rendszerek jelenlétét lehet megállapítani. A vetők mentén sokfelé sakktáblaszerűen darabolódott fel a kéreg. A törésvonalak által közrefogott rögök különböző tszf.-i magasságban helyezkedhetnek el, és gyakran lépcsősen emelkednek egymás fölé. A környezetéből a vetővonalak mentén magasra kiemelkedő kéregdarabot sasbércnek nevezzük (43., 44. ábra). Ennek ellentéte az árok. A töréses szerkezetű hegységekben kisebb-nagyobb medencék is kialakulhattak. Ahol nagyon erős húzóerők léptek fel, ott árok, illetve árokrendszer keletkezett. Így jött létre a Rajna-árok (45., 46. ábra) és a Kelet-afrikai-árokrendszer. Kemény, ellenálló kőzeteknél az erős oldalnyomás hatására a törésvonal men­ tén rátolódás következett be. Ilyenkor az elmozduló kéregrész a törés síkja men­ tén felfelé mozgott. A rátolódási sík eléggé lapos (47. ábra). Ha nagyon erős volt az oldalnyomás, a lapos sík mentén

44. ábra: Lépcsős vetődésekkel határolt sasbérc. A recski rézérces terület tömbszelvénye. 1. A kutatófúrások helye és jele, 2-3. Az ércesedési övék metszésvonalai, 4. Felső-eocén szubvulkáni andezit, 5-9. Triász képződmények. 10. Szerkesztett tektonikai sík (Zelenka T. szerint) 68

45. ábra: A Felső-Rajna-árok kialakulásának szakaszai. A = az oligocén vége, B = az alsómio­ cén vége, C = jelen. 1. negyed- és fiatal harmadidőszaki képződmények, 2. óharmadidőszaki képződmények, 3. jura rétegek, 4. triász és perm időszaki rétegek, 5. alaphegység (lilies, E. szerint)

46. ábra: A Felső-Rajna-árok tömbszelvénye. 1. variszkuszi alaphegység, 2. triász- és permkori rétegek, 3. jura rétegek, 4. óharmadidőszaki képződmények, 5. negyed- és fiatal harmadidő­ szaki képződmények

47. ábra: Egyszerű és kettős töréses rátolódás rideg és képlékeny rétegek összletében (Gignoux, M. szerint) 69

48. ábra: A. Réteghajlás (flexura), B. A Colorado-fennsík törés- és flexuralépcsői

több tíz km-es rátolódás (áttolódás) is bekövetkezhetett. A fiatal rátolódásra jó példát nyújt a Mecsek hegység, ahol a karbonidőszaki gránit a pannóniai üledékekre nyo­ mult rá. Pécsett a triász (kagylós) mészkő is rátolódott a pannóniai üledékekre. Hazánkban különösen a Dunántúli-középhegységben játszottak jelentős szerepet a domborzat mai arculatának kialakulásában a törések mentén történt különböző méretű és irányú elmozdulások. Ezeket a területeket a gyűrt-töréses szerkezeten kialakult árkokkal, medencékkel tagolt sasbércek sorozatának kell tekinteni (Pé­ csi M. 1975). A törések a földkéreg egyes részeit ugyanúgy jellemezhetik, mint a gyűrődések. A földfelszín korábban már megszilárdult merevvé vált övezetei a későbbi kéregmozgá­ sok hatására nem gyűrődtek, hanem rögösen feldarabolódtak. Ezt láthatjuk a Skandináv-hegységnél és a Variszkuszi-hegységrendszer tagjainál is (Massif Central, Ardennek, Rajnai-palahegység, a Vogézek, Schwarzwald, Harz, Thüringiai-hegység, Csehmedence peremhegységei stb.). Ezek a hegységek eredetileg gyűrt szerkezetűek voltak (helyenként kisebb-nagyobb áttolódásokkal), majd lepusztultak. Korábbi változatos felszínük már az óidő végére tönkfelületté alakult. A harmadidőszak kéregmozgásai ezeket a tönköket rögösen feldarabolták és különböző szintekbe emelték. A rögök elmozdulása helyenként nagyon szembetűnő vetőlapok mentén következett be (Harzhegység északi pereme). A törések a földkéreg olyan különösen merev részeire is jellemzőek, mint a Kanadaiés a Balti-pajzs. A hosszú ideig tartó lepusztuláson keresztülment, az epirogenetikus mozgásoktól többször is érintett felszínüket a törésvonalak nagyon bonyolult hálóza­ ta szövi át. Finnországban, Kanadában számos tómedence nem a jég túlmélyítő, válogató eróziós tevékenységének köszönheti létrejöttét, hanem a törésvonalak men­ tén bekövetkezett kéregmozgásoknak. 70

A függőleges elmozdulás nyomán jelentkező rétegzavarok egyik sajátos formája jött létre akkor, amikor a kéregmozgás hatására a rétegek nem a vetősík mentén szakadtak el, hanem csak meghajlottak, s a meghajlás következtében elvékonyodtak, elvonszolód­ tak. Ez a szerkezeti forma átmenet a törések és gyűrődések között. A neve réteghajlás vagy térdránc (flexura). Morfológiai következménye a flexuralépcső. Jó példái látha­ tók a Colorado-fennsíkon (48. ábra).

Gyűrődések A viszonylag plasztikus kőzetek az összenyomás hatására nem törtek, hanem gyűrődtek. A kéreg gyűrődése során keletkező szerkezeti alapforma a redő. Ennek felemelkedő íve a redőboltozat vagy antiklinális (anti = ellen, clino = hajlok, lat.), a homorú hajlatát pedig redőteknőnek, szinklinálisnak (syn = össze, gör.) nevezzük. A redő lehet álló, ferde vagy fekvő redő. Az álló redő tengelye függőleges, a fekvőé pedig vízszintes vagy közel vízszintes (49., 50. ábra). A gyűrődést létrehozó erők a redőzött kőzeteket gyakran elszakították a gyökerüktől, és tekintélyes távolságban (több tíz vagy száz km-re) rátolták a helyben maradt autochton (autochton = eredeti, ősi, gör.) kőze­ tekre. Az ilyen ún. takarókat alkotó kőzetek a nagy erejű oldalnyomás hatására új környezetbe kerültek (51/A ábra). A rétegeknek ilyenkor is 49. ábra: Egy szabályos redő ré­ megváltozott az eredeti települési sorrendje. szei. a-b = a rétegek dőlése, c-d = A Földön egyaránt előfordulnak gyűrt- és takaa rétegek csapása, 1-2. a redőbol­ tozat két szárnya róshegységek.

50. ábra: A redők típusai. Szimmetrikusak: a = álló, b = izoklinális álló és ferde redő, c = álló és ferde legyező redő. Aszimmetrikusak: d=álló, e = ferde redő, f= átbukó, g = fekvő redő, T = a redő tengelye 71

c 51. ábra: A hegységek típusai. A = töréses gyűrthegység (részlet a kanadai Sziklás-hegységből), B = az Appalache-hegységet a gyűrődések jellemzik, C = alpi típusú takaros hegység keresztmetszete. A pontozott vonallal jelzett részek lepusztultak

Gyűrt szerkezetű a Jura-hegység, amely a Szavojai-Alpok, a Schwarzwald és a Vogézek kristályos tömegei között foglal helyet. A Jura-hegységet 1000 m vastag másodidei mészkő-, márga- és homokkőrétegek építik fel. Szerkezetét többé-kevésbé párhuzamos redővonulatok jellemzik. A déli részén típusos álló redők képződtek, északon viszont a megtorlódott ferde és fekvő redők az uralkodók. Gyűrt szerkezet jellemzi a Dinaridák külső övét is a dalmát partvidéken. Jellegzetes gyűrthegység az Appalache óidei vonulata (51/B ábra). Bár a hegység már az óidőben számottevően lepusztult, az egykori antiklinálisokat és szinklinálisokat jól fel lehet ismerni, és ezeknek a hegység vízhálózatának kialakulásában is nagy jelentősége volt. A Földön szép számmal fordulnak elő olyan hegységek, amelyekben a törések és a gyűrődések egyenlő mértékben érvényesülnek. Az ilyen hegységeket többnyire lankás hajlású, gyengén gyűrt rétegek jellemzik, a széleken jobban fejlett redőkkel, feltoló­ dott vagy mélyebbre vetődött részletekkel. A töréses gyűrthegységre jó példákat lehet látni a Sziklás-hegység egyes vonulataiban (51 /A ábra). Nálunk a Mecsek hegység jellegzetesen összetorlódott töréses gyűrthegység, déli feltorlódásokkal és rátolódásos pikkelyekkel. 72

Nagyméretű térrövidülésnél takaróshegységek alakultak ki. A takaró mozgása egy­ oldalú erőhatásból ered, ami ívelt vonulatoknál a homorú oldalról a domború rész felé irányul. A takaróshegységekre jó példát nyújt az Alpok és Kárpátok vonulata (51/C ábra). Erősen összepréselt változatos szerkezeti formáikban a takarókra jut a fő hangsúly. Az Alpoknál a takarómozgások aszimmetrikusak, a Pó-síkság felől Franciaország, Svájc, Németország és Ausztria felé irányultak. Az Alpoknak három nagy takarórendszere alakult ki: a Pennini-, a Helvéciái- és a Kelet-alpi-takarórendszer (52. ábra). Mindhárom több (6-8) részlettakaróból áll. A Pennini- és a Helvéciaitakarórendszer jura-kréta időszaki, a Kelet-alpi- pedig harmadidőszaki. A legfiata­ labb, a Kelet-alpi-takaró képződésekor déli irányból legyezőszerü szétágazással mo­ zogva rányomult a Nyugati-Alpokra is. A hegység kiemelkedésével párhuzamosan a takarórendszer lepusztulásnak indult. Mivel a Nyugati-Alpok kiemelkedése nagyobb ütemű volt, mint a Keleti-Alpoké, a Kelet-alpi-takaró ott gyorsabban pusztult, mint keleten. A Nyugati-Alpok területén a Kelet-alpi-takarónak ma már csak roncsai találhatók meg mészkő- és konglomerátszirtek formájában. Takaróredős szerkezetet mutattak ki a Pireneusokban, az Appenninek vonulatai­ ban, a Zagrosz-hegységben és a Himalájában is.

52. ábra: Az Alpok takarói. 1. Fiatal eruptívumok, 2. Helvéciai-takaró, 3. Pennini-takaró, 4. Kelet-alpi-takaró és a Déli-Alpok, 5. Kristályos alaphegységek és központi masszívumok 73

A gyűrt- és takaróshegységek keletkezését gyakran orogenezisnek nevezik, ami nem szerencsés. Haarmann, E. (1927) felfogását követve különbséget kell tennünk a tektogenezis - gyűrt, takarás szerkezetek kialakulása - és az orogenezis - vagyis az említett szerkezetek kiemelkedése - között. Az orogenezis tulajdonképpen egyfajta izosztatikus mozgás, amelynél a tektogenezis által megbomlott egyensúlyi állapot helyreáll. Amikor egy 3000 m vastag takaró tolódott rá valamely kéregrészre (ha a takaró sűrűsége 2,7 és a köpenyé 3,3 g/cm3 volt), akkor a litoszféra mintegy 2400 m-t süllyedt be a köpenybe. Ez azt jelenti, hogy a felszín csak 600 m-rel lett magasabb. Tízezer méteres kéregvastagodás tehát csak 2000 m magasságú hegység kialakulását eredményezhette. Az elmondottak alapján könnyű belátni, hogy ha egy hegység területéről az erózió átlagosan 1000 m vastag anyagot pusztít le, a hegység mindössze 200 m-rel lesz alacsonyabb. A kéreg vékonyodásával ugyanis megindul a lassú kiemelkedése.

Epirogenezis A kőzetburok nagy területeket érintő izosztatikus mozgásait epirogenezisnek nevez­ zük. Stílle, H. (1919) szerint az epirogenetikus mozgások nagyon lassan mennek végbe, és kontinens nagyságú területeket érinthetnek. A folyamat a szilárd kéreg szerkezetét alapvetően nem változtatja meg. A hosszú ideig tartó epirogenetikus süllyedés követ­ keztében nagy tengermedencék képződhetnek, majd egy következő fejlődési szakasz­ ban a kiemelkedés hatására szárazulattá válhatnak. Az epirogenetikus mozgásokra az Orosz-tábla nyújt jó példát. Ennek prekambriumi aljzatára a kambriumtól a harmadidőszak végéig különböző kiterjedésben és vastagságban rakódtak le a tengeri üledékek, amelyek a felszínnel többnyire csak néhány fokos szöget zárnak be. A ten­ geri üledékek a törésvonalak mentén eredeti helyzetükből csekély mértékben sokfelé kimozdultak, helyenként lapos felboltozódások is kialakultak, ezek azonban a Fennoszarmácia szerkezeti viszonyait számottevően nem változtatták meg. A Párizsi- és a Londoni-medence a triásztól az eocénig ugyancsak süllyedő terület volt, és a későbbi epirogenetikus mozgások hatására vált szárazulattá. Hasonló jellegű epirogenetikus mozgások szinte minden kontinensen végbementek. Az azonban még nem tisztázott, hogy a tengereknek olykor az összes szárazulatokat érintő előrenyomulásáért, illetve visszahúzódásáért mennyiben felelősek az epirogenetikus mozgások és a tengerszint eusztatikus változásai. A lemeztektonikai elmélet szerint az óceánközépi hátságok növekedése általános tenger-előrenyomulást idéz elő. Viszont, ha a térfogatuk csökken, a tengerek visszahú­ zódnak. A jura közepén bekövetkezett nagy tenger-előrenyomulást a Tethys gyors szétterülésével (hátságképződéssel) indokolják. A felsőkrétabeli transzgressziót pedig a Közép-atlanti-hátság kialakulásával és az Indiai-óceán szétterülésével (hátságkép­ ződéssel) magyarázzák. Úgy vélik, hogy ha a szubdukciós övezetben az óceáni kéreg­ nek olyan ütemű a felemésztődése, mint a távolodó lemezszegélyeknél a területgyara­ 74

podás sebessége, akkor a tengerszint nem változik. Ez azonban csak akkor lehetséges, ha a Föld térfogata változatlan marad. Újabban viszont több kutató ismét azon a véleményen van, hogy a Föld átmérője a másodidőtől kezdve is növekedett. Bár az epirogenezist is izosztatikus mozgásnak tartják, nem tudjuk pontosan megmondani azt, hogy ezeket a nagy területeket érintő süllyedéseket és kiemelkedése­ ket milyen okok idézik elő. A kérdésre a lemeztektonikai elmélet sem tud megnyugta­ tó választ adni.

A hegységképződés Az elmúlt több mint 150 évben sokan foglalkoztak a hegységek kialakulásával. Ennek ellenére több vonatkozásban ma is hézagosak az ismereteink. Bár a lemeztek­ tonikai elmélet ebben a tekintetben is forradalmi változást hozott, a legújabb kutatá­ sok azt bizonyítják, hogy a hegységképződés jóval bonyolultabb folyamat, mint ahogyan azt a lemeztektonikai modellel, különösen a hetvenes évek elején leírták. Az eddigiekben a Föld hegységrendszereinek kialakulását általában kétféle módon igyekeztek magyarázni: 1. oldalirányú nyomással (ez az ún. satuelmélet) és 2. nagyobb területek függőleges kiemelkedésével, felboltozódásával. Az előbbiekhez kapcsolódva még két fontos megállapítást kell szem előtt tarta­ nunk. Az egyik szerint az üledékgyűjtőben hosszú idő alatt felhalmozódott képződ­ mények a tektogenezis során térrövidülést is szenvedtek, tehát az üledékösszletek két ellentétes szegélye gyűrődéssel, áttolódással közeledett egymáshoz. A másik elképze­ lés szerint a szerény mértékű térrövidülést kiterjedés (dilatáció) követte. A hegységek kialakulását vizsgálva figyelembe kell venni a Föld átmérőjének lehetséges változását is, hiszen ez befolyásolhatta a hegységképződés menetét.

A hegységképződés elméletei Hosszú ideig népszerű volt Beaumont, E. 1852-ben felállított elmélete. Ebben a szerző azt a gondolatot vetette fel, hogy mivel a Föld belseje a lassú lehűlés miatt állandóan zsugorodik, a kéregben vízszintes irányú nyomófeszültségek lépnek fel, és ezek a horizontális erők gyűrik fel a hegységeket. A múlt század közepén Hall, J. (1811-1898) már azt is megállapította, hogy a gyűrődés övei a nagy vastagságú üledékösszletek keletkezési helyeivel azonosak. A Föld zsugorodását feltételezve kétségtelenül az oldalirányú nyomással lehet legkönnyebben magyarázni a hegységek képződését. Ennél az elképzelésnél a laza anyagú üledékgyűjtőt két oldalról kemé­ nyebb kéregrészek szegélyezték. Ezek a Föld zsugorodása miatt a satu két befogójá­ hoz hasonlóan közelítettek egymáshoz. így az üledékgyűjtőben a térrövidülés követ­ keztében gyűrődések és áttolódások mentek végbe, amit a hegységképződés folyama­ ta követett. A Föld zsugorodásáról vallott felfogást - jóval később - olyan kiváló 75

geológusok is elfogadták, mint Suess, E. (1909) és Stille, H. (1922), akik a Beaumontféle elképzelést még tökéletesítették is. Ezzel magyarázható, hogy a zsugorodási elmélet közel egy évszázadig követőkre talált. A geoszinklinálisok a hegységképződések helyei. Az üledékgyűjtőre Dana, J. D. (1879) használta először a geoszinklinális megnevezést. Szerinte a hegységképződést megelező hosszabb időszakban a kontinentális kérgen vagy annak peremén hosszan elnyúló süllyedék alakult ki. A besüllyedés azon a helyen keletkezett, ahol a kéreg alatt lefelé irányuló áramlások jöttek létre. A geoszinklinálisban felhalmozódott üledékek egyre jobban leterhelték a kérget, és lejjebb nyomták a köpenybe. Emiatt a korábban közel vízszintes vagy enyhén hajlott rétegek egymáson lecsúsztak, majd a geoszinklinális további süllyedésével gyűrődtek, áttolódást szenvedtek. A folyamat bázikus magmatizmussal, ofiolit- és bazaltképződéssel (az ofiolitok óceáni kéregre jellemző bázikus és ultrabázikus kőzetegyüttesek) járt együtt. Stille, H. (1949) ezt iniciális magmatizmusnak nevezi, mivel az említett folyamatok egy hegységképződési ciklus kezdetét jelentik. A későbbiekben a kéregvastagodás miatt szükségképpen megkezdődött a meggyűrt áttolódást szenvedett övezet kiemelkedése, a hegységgé válás folyamata. A hegységképződés most ismertetett menetét - többé-kevésbé módo­ sított formában - hosszú ideig elfogadták. Grigg, D. (1939) pedig a hegységképződé­ sek magyarázatára általános érvényűnek tekintette. Az előbbi felfogáshoz hasonlít Garrels, R. M. és Mackenzie, F. T. 1971-ben napvilágott látott elmélete is, pedig ekkor már a lemeztektonikai modell alapján a hegy­ ségképződést is újszerűén magyarázták. A két szerző szerint a konvekciós áramlá­ sok hatására a földkérgen geoszinklinális keletkezett, amelyben - minthogy az foko­ zatosan mélyült - nagy mennyiségű üledék halmozódott fel. A konvekciós áramlások gyorsulása a kéreg erőteljes süllyedéséhez, a lerakodott üledékek gyűrődéséhez veze­ tett (53. ábra). Garrels és Mackenzie úgy véli, hogy a geoszinklinális nagymértékű besüllyedése miatt a mélyre került üledé­ kekkel együtt a kéreg is megolvadt, és ez hatalmas gránitplutonok kialakulását tette lehetővé. Az üledékgyűjtőket a különböző szer­ zők a hatvanas évekig más-más megneve­ zésekkel illették, részben azon az alapon, 53. ábra: A hegységek kialakulása Garrels, R. M. és Mackenzie, F. T. szerint hogy azok hol és milyen körülmények kö­ 76

zött alakultak ki. Abban többnyire egyetértettek, hogy a mély üledékgyűjtőre az eugeoszinklinális (eu=jó, igazi, gör.) megnevezés a megfelelő. Az ennek szegélyén elterülő üledékgyűjtőt pedig miogeoszinklinálisnak (kevésbé jó szinklinális) nevezték el. Ezt a selfüledékek jellemzik fokozatos süllyedéssel, magmás tevékenység nélkül.

54. ábra: A geotumor képződése és a rétegek torlódása a tumor oldaláról történt lecsúszás következtében

Az elméletek egy része a függőleges mozgásokat teszi felelőssé a hegységek kialakulásáért. Többek között ilyen Haarmann, E. (1930) oszcillációs elmélete, amelyben elveti a Föld zsugo­ rodását és mindenféle tangenciális (oldalirányú) hegységképző erőt. Haarmann szerint a Föld belső magmája változó mozgásban van. Ennek következtében a földkéregnek hol egyik, hol másik helyén keletkeznek kidudorodások, geotumorok, szomszédságukban bemélyedésekkel, geodepressziókkal. A hegységek képződését a nehézségi erőre vezeti vissza, olyanformán, hogy a felboltozódott geotumorok oldalán az üledékes kőzetek lecsúsznak és összetorlódnak (54. ábra). Akkor még természetesen alacsonyabbak a tumor közepénél, amely idő múltán besülylyed, és a helyén medence keletkezik. Ezt a törésvonalakon felnyomuló magmából keletkezett vulkánsor választja el a távolabbi gyűrt hegyláncoktól, a kristályos, mészkő- és homokkő­ vonulatoktól. Haarmann felfogásában ez a sorrendje az eurázsiai lánchegységek felépítésének, és ez egyúttal megfelel az egyes hegységeket felépítő kőzetek korának is. A Haarmannéhoz nagyon hasonló Van Bemmelen, R. W. (1954) ún. hullámelmélete. Ennek az a lényege, hogy a felszínen egy nagyobb kiemelkedés jön létre, mellette hosszan elnyúló geoszinklinálissal. A kiemelkedés lehet egy antiklinálisszerű nagy felboltozódás (legalább hegy­ ségméretű) vagy geotumor. Erről az erózió sok anyagot pusztít le, amely a geoszinklinálisban halmozódik fel. A kiemelkedés oldalán hatalmas méretű tömegmozgások is bekövetkeznek, és a szinklinális összetorlódott, gyűrt képződmények sorozatával is töltődik. A lecsúszásnál a rétegek átbukhatnak, áttolódást szenvedhetnek. A felboltozódás végül teljesen lepusztul, a geoszinklinális pedig feltöltődik. Később a feltöltődött geoszinklinális emelkedhet ki ívszerűen, előterében üledüledékgyűjtővel. Van Bemmelen szerint ezzel a fejlődésmenettel a gyűrt, áttoló­ dást szenvedett övezeteknek egész sora jöhet létre, amelyek a jelenlegi üledékgyűjtő felé egyre fiatalabbak. Az elmélet szerzője ezzel a mechanizmussal magyarázza a malajziai-indonéziai hegyláncokat és az Alpokat. 77

Földtágulás és hegységképződés. Az elmúlt időszakban akadtak olyan kutatók is, akik a hegységképződést földtágulással igyekez­ tek magyarázni. Jordan, P. (1971) érdekes felfogása szerint a tágu­ ló Földön csökken a kontinentális kéreg görbülete, és ez szükség­ képpen a rétegek átbukását, illetve hegységek képződését eredmé­ nyezi (55. ábra).

55. ábra: A hegységek kialakulása Jordan, P. szerint A lemeztektonika és a hegységképződés. A lemeztektonikai modell új lehetőségeket nyújt a hegységképződések magyarázatára is. Ebben a felfogásban más megvilágítás­ ba kerül a geoszinklinálisok értelmezése. Az egyik elmélet az ofiolit aljzatú óceáni medencéket is eugeoszinklinálisoknak tekinti. Az alábukó lemezszegélyeknél az óceán­ fenék üledékei (pelagikus mészkő, hemipelagikus agyagpala, radiolarit, kovapala, zagyárak üledékeivel) a mélytengeri árokba jutnak és egymásra halmozódnak. Ez a rétegösszlet jelenti az üledékképződés végső stádiumát, mert a következő fejlődési szakaszban az óceáni fenék egy vékony üledékes takaróval a felette levő lemez alá bukik. A másik felfogás szerint csak a mélytengeri árkok az eugeoszinklinálisok. Ezek mindig a konvergens lemezszegélyeknél képződnek. Mélytengeri üledékeiket az alá­ bukó óceáni kéreg hozza magával. A miogeoszinklinális a passzív kontinentális perem szegélyét jelenti, ahol az üledékek (mészkő, agyagpala, homokkő, konglomerátum) a kontinentális kéregre települnek. A fejlődés egy későbbi szakaszában a passzív kontinentális perem aktív peremmé alakulhat (ha a miogeoszinklinális övezetben megkezdődik az óceáni kéreg alábukása). A kontinentális lemezen képződött üledékgyüjtő, amelyre Stille, A. (1949) a pa’-ageoszinklinális (a geoszinklinálishoz hasonló) megnevezést alkalmazta, nem tekintnető geoszinklinálisnak, csak üledékgyűjtőnek. A geoszinklinális stádiumot (a geoszinklinális kialakulását, üledékkel történő feltöltődését) a szerkezetképződés (tektogenezis), majd a hegységgé válás (orogenezis) folyamata követi. A lemeztektonikai modell szerint a hegységképződés az óceáni lemeznek a kontinentális lemez alá történő benyomulása, kontinensnek kontinenssel való ütközése, az idősebb óceáni lemeznek a fiatalabb alá történő szubdukciója miatt indul meg. A hegységképződéseknél sok a közös vonás. Többek között az, hogy a hegységkép­ ződésnek a lemezalábukás a fő hajtóereje. Ahhoz, hogy ez létrejöhessen, feltétlenül szükséges az óceáni kéreg. Hegységképződések már a korai prekambriumban (4000-2500 millió év) is végbe­ mentek. Ezekről azonban még keveset tudunk. Azt viszont többen is bizonyosra veszik (Frisch, W.-Loeschke, J. 1986), hogy a késő prekambriumban (tehát 1000 78

millió év alatt) olyan módon keletkeztek a hegységek, mint a másodidőben vagy harmadidőszakban. A következőkben tekintsük át a fiatal hegységképződések típusait. A szigetív típusú hegységképződés. Ennél egy nagy óceán külső övezetében a hoszszan tartó lemezalábukás következtében vulkáni szigetívek és peremi medencék kép­ ződnek, mint ahogyan az a Csendes-óceán nyugati részén látható. A lemezalábukás általában az idősebb, nagyobb sűrűségű óceáni litoszféralemeznél következik be (ez az ún. szabad szubdukció). Ha a folyamat hosszabb ideig tart, a peremi medencék óceáni kérge fokozatosan felemésztődik, és az üledékes kőzetekkel is gyarapodott szigetív a passzív kontinentális peremnek ütközik, majd rátolódik. Az 56. ábra a szigetív és a peremi medencék képződésének két típusát mutatja be.

56. ábra: A hegységek képződése a lemezalábukásnál és a kontinentális lemezek ütközésekor (Frisch, W. szerint) a-b = szigetív típusú hegységképződés, c = Andok-típusú hegységképződés, d = alpi típusú hegységrendszer kialakulása 79

Nagyon bonyolult geodinamikai viszonyok alakulhatnak ki ott, ahol egyidejűleg több aktív szubdukciós övezet jön létre. Ez a helyzet ma a Fülöp-szigeti-lemeznél és a Maluku-szigetek övezetében. Az ilyen helyeken az óceáni területek záródása két kontinens ütközését vonja maga után. Ebben a folyamatban az óceáni szigetívek kőzetei a kontinensek szélével együtt gyűrődnek, áttolódnak. A mélyre süllyedt részek pedig a nagy nyomás és hő hatására metamorfózison mennek keresztül. Az Andok és az Észak-amerikai-Kordillerák kialakulása. Az Andokhoz hasonló típusú hegységek képződésének fontos előfeltétele a hosszú ideig aktív kontinentális perem. A mai Csendes-óceán helyén már az óidőszakban is létezett egy hatalmas óceán, a Panthalassza. Ennek ellenére a Pacifikum területén sehol nem fordul elő jura korúnál idősebb óceáni kéreg. Ez csak úgy lehetséges, hogy az öregebb óceáni lemez egy gyors alábukási folyamatban felemésztődött, és ezt a veszteséget máshol az óceánfenék hasonló sebességű szétterülése ellensúlyozta. Az Észak- és Dél-amerikai-kontinentális lemez előtt, az óceáni kéreg alábukása miatt keletkezett üledékgyűjtőben sok anyag halmozódott fel, hiszen az óceáni leme­ zek szállítószalag módjára juttatták ide a rajtuk fekvő üledéket. Az eugeoszinklinális üledékösszlete az erős oldalnyomás hatására kőzetté vált, gyűrődött, áttolódást szen­ vedett, és a kontinentális lemezhez tapadt. Az alábukó óceáni kéreg egy része a rajta maradt nagy víztartalmú üledékkel újraolvadt, hiszen alacsonyabb volt az olvadás­ pontja, mint a köpenyé. Az így keletkezett nagy nyomás alatt álló intermedier és savanyú magmákból gránitplutonok, illetve andezitvulkánok keletkeztek, és szintén hozzájárultak a kontinentális kéreg gyarapításához. Az alábukó lemezszegélyeknél tanúi lehetünk annak, hogy miként alakul át a bazaltos óceáni kéreg (az alatta fekvő felső köpeny egy vékony részével) kontinenssé. Az óceáni lemezen előfordulhatnak óceáni hegyek, idősebb szigetívek és kisebb mikrokontinensek. Ezek a kontinentális lemezhez érve azzal ütközhetnek, és bonyo­ lult folyamatok kíséretében (kéregvastagodás, kéregdeformáció, metamorfózis) be­ ékelődhetnek a kontinentális lemezhez tapadó hegyvonulatokba. A Sziklás-hegység­ ben végzett kutatások azt tanúsítják, hogy annak felépítésében az óceáni kéreggel odasodródott kontinentális kéregdarabok („terranes”) is részt vesznek (Jones, D. L. Cox, A. - Coney, P. - Beck, M. 1983). Az alpi típusú hegységrendszer kialakulását legjobban a Wilson-ciklussal (1965) lehet magyarázni. Az elmélet szerint a hegységképződés folyamata egy nagyobb kontinentális kéreg szétszakadásával kezdődik, amely végül is óceán kialakulásához vezet. A létrejövő óceán azonban nem lesz túlságosan nagy, úgyhogy idő múltán bekövetkezhet a záródása. Abban az esetben, ha az óceán megfelelően kinyílt, sziget­ ívek keletkezhetnek. Amennyiben erre nem kerülhet sor, a kontinensnek kontinenssel való ütközésekor csak kisebb mértékű a kontinentális kéreg gyarapodása. A kéreg szétnyílásakor a kontinentális lemezről kisebb kéregdarabok szakadhatnak le. Ezek az óceánfenék záródásakor az egymáshoz közeledő két sziálos kéreg közé ékelődnek, és nagyon bonyolulttá tehetik az ütközés folyamatát.

80

Két kontinentális lemez ütközésénél általában nagyarányú áttolódások, kéregde­ formációk következnek be, a mélyben erőteljes metamorfózissal. Mennél hevesebb az ütközés, annál szélesebb a kéregátalakulás és a kéregvastagodás övezete. A kéreg nagyarányú vastagodásának többek között az az egyik fő oka, hogy a sziálos kéreg kisebb sűrűsége miatt nem tud mélyebbre benyomulni, hanem csak alápréselődik a másik kontinentális lemeznek. Ez szükségképpen az érintett övezet kiemelkedéséhez, a geomorfológiai értelemben vett hegységképződéshez vezet. Ha a kontinentális lemez peremére egy másik sziálos kéreg préselődik rá, az utóbbi előterében mély árok képződik, amelybe a mögötte fekvő magasabb, izosztatikusan emelkedő területről sok hordalék érkezik. Mivel az üledékgyűjtő egy kontinentális lemez peremén alakult ki, a benne képződő flisösszlet selfképződményekre települ. A felső lemeznek az alsóra történő fokozatos rátolódása miatt az üledékgyűjtő tengelye fokozatosan áthelyeződik. Ezért szokás beszélni külső vagy exo-geoszinklinálisról. A külső geoszinklinálisba az emelkedő háttér felöl egyre több és durvább szemű üledék érkezik. A tenger mindinkább az üledékgyűjtő peremére szorul vissza, ahol tengeri üledékekkel váltakozó homok- és kavicsrétegek halmozódnak fel. A száraz­ földi eredetű üledékek később teljesen befedik a tengeri képződményeket. A fejlődés­ nek ezt a szakaszát molassz-stádiumnak nevezik, a lerakódott üledékösszletet ugyanis molassz néven tartja számon az irodalom. Az alpi típusú hegységeknél az emelkedés mértéke néhány tized mm/év. Ez az érték a kéregvastagodás után ennél lényegesen nagyobb is lehetett. Az Alpok központi része jelenleg kb. 1 mm-t emelkedik évenként (Senftl, E. - Exner, Ch. 1973).

Hegységképződések a proterozóikumban A 2500-1100 millió év közötti időszakból még kevés orogén övezetet vizsgáltak meg lemeztektonikai szempontból (ilyen pl. a Wopmay-orogén Északnyugat-Kanadában). A felsőproterozóikumból viszont már több bizonyíték is van arra, hogy a lemeztektonikai folyamatok abban az időben lényegében ugyanúgy, illetve hasonlóan mentek végbe, mint a másod- vagy harmadidőszakban. A Pánafrikai-orogénövezet egyes részein kimutatták a szigetívképződést és a lemezalábukásokat. A Pánafrikaiorogenezis gyűjtőfogalom, és azokat a hegységképződéseket jelenti, amelyek a Gond­ wana kialakulásakor mentek végbe. Lemeztektonikai szempontból igen jól tanulmá­ nyozott az Arab-Núbiai-pajzs a Vörös-tenger két oldalán. Ezen olyan magmás kőze­ teket találtak, amelyek nagyon hasonlítanak a fiatal szigetívek vulkáni képződmé­ nyeire. Az andezitek, dácitok, riolitok, bazaltok együttesébe granodioritok és dioritok nyomultak be. Az Arab-Núbiai-pajzson több szigetívkomplexumot tudtak elkülöní­ teni. Ezeket ofiolitövek választják el egymástól. Az üledékes kőzetek teljesen háttérbe szorulnak. Nagyon tanulságosak a szigetívekre jellemző érctelérek. Az arábiai érctelérek eredetüket, tulajdonságaikat tekintve szinte teljesen megyegyeznek a Japánban feltárt hasonló előfordulásokkal. 81

Az óidő hegységképződései A hetvenes évek eleje óta az óidöszakban képződött hegységek kialakulását is a lemeztektonika elméletével igyekeznek magyarázni. Erre igen jó terület az Appalachehegység, Skócia és a Skandináv-hegység. Új-Foundlandon pl. ofiolitot, szigetívek maradványait és szubdukciós övezeteket tudtak kimutatni. Új-Foundland közepén egy olyan övezet húzódik, amely kétségtelenül az egykori Iapetus-óceán emléke. Ez az óceán tulajdonképpen a mai Atlantikum előfutára volt, és 900 400 millió éve létezett. Az alsó-devonban Laurencium és Ős-Európa ütközésekor az óceán bezáródatt. Ezt az orogén övezetet Észak-Írországban. Skóciában és Angliában is nagyon részletesen tanulmányozták. A Skandináv-hegységben szintén előfordulnak ofiolitkomplexumok, és szigetívek maradványait is kimutatták. A lemeztektonika elméleté­ vel tehát jól lehet magyarázni az említett hegységek létrejöttét. A „variszkuszi Európa” kialakulását a lemeztektonikai modell alapján eddig nem sikerült megnyugtatóan magyarázni. Ennek az az oka, hogy ebben az övezetben ofiolitkomplexumot és ezzel együtt egy óceánfenék maradványait eddig nem tudták kimutatni. Újabban olyan modell kidolgozásán fáradoznak, amely az európai varisz­ kuszi hegységképződést egy kontinensen belüli geodinamikai folyamatként fogja fel. Úgy vélik, hogy az óidő hasadékképződésének folyamatát a későbbiekben erőteljes térrövidülés követte. Ennek hatására a litoszféra köpenyrésze a felette levő kéregtől elnyíródott és szubdukcióra kényszerült. A Német-középhegységek akkori vulkanizmusát kontinensen belüli hasadékvulkanizmusnak tekintik. Vannak olyan kutatók is, akik a variszkuszi hegységrendszernek az ibériai-armorikai ágát a lemeztektonikai modell alapján értelmezik (Matte, Ph.-Burg, J. P. 1981). Az alpi övezet óidei fejlődéstörténetéről még keveset tudunk, mert ott a későbbiek­ ben terjedelmes takarók keletkeztek, és a kőzetek erősen metamorfizálódtak.

A másodidő- és a harmadidőszak hegységképződései Miután az Arab-Núbiai-pajzs és az északnyugat-európai kelet-amerikai kaledóniai orogénövezet vázlatos fejlődéstörténetét megismertük, láthattuk, hogy ezek több tekintetben különböznek ugyan egymástól, de kialakulásukat a lemeztektonika elmé­ letével jól lehet magyarázni. Különböző orogéntípusok a fiatal Eurázsiai-hegységrendszer területén is előfordul­ nak. A kelet-ázsiai területek, mint láttuk, több szempontból is hasonlítanak az Arab-Núbiai-pajzshoz. Kelet-Ázsiát a jelentős szigetív-vulkanizmus és a lemezalábukások jellemzik. Ezek a folyamatok térbelileg többször is áthelyeződtek. A terület fejlődéstörténete és geológiai felépítése nagyon bonyolult. Jól tanúsítja azt, hogy milyen nehézséggel kell szembenézniük azoknak, akik az idősebb hegységek kialaku­ lását a lemeztektonikai modell alapján magyarázzák. 82

A kelet-ázsiai szigetívtípustól teljesen eltér a fiatal Eurázsiai-hegységrendszer fejlő­ déstörténete. Ezt az övezetet a kontinensnek kontinenssel való ütközése jellemezte. A hegységrendszer nyugati szárnya - mint láttuk - jól magyarázható a Wilson-ciklussal. Más a helyzet a Himalájával, amelynek kialakulását a távolról érkező és az ázsiai kontinentális lemezzel ütköző India idézte elő, miközben egy terjedelmes óceán bezárult. A gyorsan sodródó indiai kontinens olyan erővel préselődött Ázsiához, hogy a hegyvonulatok Pandzsábban és Hátsó-Indiában messze kitérültek észak felé. Szólnunk kell az Andok és a Sziklás-hegység kialakulásáról is. Korábban az Andokat a lemeztektonikai elmélet egyik legjobb bizonyítékának tartották. Azt azonban szem elől tévesztették, hogy az Andok mai egységes képe a fiatal harmadidőszaki mozgások eredményeként jött létre. Az Andok kialakulásában jelentős szerepe volt a Dél-amerikai-pajzsnak és a Pacifikus-lemeznek is, csak más módon, mint ahogyan azt a lemeztektonikai modell alapján a hetvenes évek elején magyarázták. Az Andok korábbi és recens vulkanikus íve mintegy 250 km-re fekszik a hegység előtti óceáni mélytengeri ároktól. A riolitos, dácitos vulkáni anyaga kontinentális eredetű, és nincs köze az alábukó, majd a mélyben felolvadó óceáni kéreghez. A ha­ talmas batolitövezet (465 000 km2) 15%-a az Andok teljes tömegének, Ganser, A. (1973) véleménye szerint a Csendes-óceán jura-kréta kori születésével kapcsolatos. A kontinens és az óceán határán nem lehet észlelni az összepréselődést. A hegység parti övezetében viszont szembetűnő a vetődések nagy jelentősége. A Cocos-lemezen felderített árkok és törések annak szétterülését igazolják, és semmi nem utal arra, hogy az óceáni lemez a hátság irányából a kontinentális lemez alá nyomulna. A Peru-Chilei-árokban az üledékek közel vízszintes rétegzettségűek, és nem tanúsítják a feltételezett nagy oldalirányú nyomást. Ezt nem lehet kimutatni az Andokban sem, sőt az újabb vizsgálatok inkább a hegység szélesedése mellett szólnak. Az elmondot­ tak alapján látszik, hogy az Andok kialakulásának megnyugtató magyarázata még várat magára. A Sziklás-hegységben végzett komplex geológiai vizsgálatok azt bizonyítják, hogy nagyon bonyolult a fejlődéstörténete, és szinte minden nagyobb egységére külön fejlődéstörténeti modellt kell kidolgozni. A hegységre inkább a töréses, vetődéses szerkezet a jellemző. A Nagy-medencében a medencék és hegyvonulatok váltakozását az oldalirányú szétterüléssel (tangenciális irányú dilatációs feszültséggel) magyaráz­ zák. A Sziklás-hegység egyes tagjainak vizsgálatánál a Haarmann-elméletnek egy modern szemléletű változatát veszik figyelembe. A Kanada délnyugati részében fekvő hegyvonulatok kialakulását Price, R. A. és Mountay, E. W. (1971) úgy képzelik el, hogy ott az üledékes övezetet felboltozódás érte, amelyről a magasra emelt üledékek vetők mentén lecsúsztak. Ilyen felboltozódások szerintük több helyen is létrejöhettek. Az elmondottak is bizonyítják, hogy nem lehet egyetlen fejlődéstörténeti modellel magyarázni a Sziklás-hegység kialakulását. Miután a Föld nagy szerkezeti egységeit a lemeztektonika szemszögéből bemutattuk, szól­ nunk kell azokról a kritikai észrevételekről is, amelyek azt bizonyítják, hogy ennek az elméletnek is vannak sebezhető pontjai. 83

Azokat az erőket, amelyek a nagy kiterjedésű litoszféralemezek nagyon bonyolult mozgásait irányítják, ez az elmélet sem tudja meggyőzően magyarázni. Azt ugyan valószínűnek tartják, hogy a litoszféralemezek alatt ténylegesen lehetnek konvekciós áramlások, hiszen erre Ampferer, O. már 1906-ban gondolt, azt azonban nem lehet tudni, hogy ezeknek milyen a nagysága és az elrendeződésük. Egyesek lehetségesnek tartják, hogy a konvekciós áramlások az egész köpenyt átfogják. Mások úgy vélik, hogy ezek 700 km-nél mélyebbre nem hatolhatnak le. Gyakran találkozhatunk azzal a felfogással is, hogy konvekciós áramlások csak az asztenoszférában alakulhatnak ki (Wyllie, P. J. 1976). A nyolcvanas évek elején több mint ezer földrengésjelző állomás adatainak részletes kiértékelése alapján kimutatták, hogy a nagyobb mélységek­ ben a konvekciós áramlások jóval bonyolultabbak, mint ahogy azt a lemeztektonikai modell eddig elénk tárta (Anderson, D. L.-Dziewonski, A. M. 1984). Azt is többen kétségbe vonják, hogy az óceánfenék szétterülését egy másik helyen a lemezalábukás pontosan kiegyenlítené, mert az egymástól távolodó és egymáshoz közeledő lemezhatároknak nagyon bonyolult a térbeli elrendeződése. Owen, H. G. (1981) a lemeztektonikai modellt csak úgy tudja elfogadni, ha azt feltételezzük, hogy a másodidőszak elején a Föld sugara csak 80%-a volt a jelenleginek. Carey, S. W. (1976) és Pfeufer, J. (1981) szerint a Föld jelenlegi geotektonikai alapvonásait csak egy táguló földmodellel lehet megmagyarázni. Beloussov, V. V. (1980) megemlíti, hogy a lemeztektonikai modellt részletesebben az elmúlt 200 millió évre dolgozták ki. Ez az időszak pedig a földtörténetnek csak kisebb hányadát teszi ki. Kétségesnek tartja, hogy a másodidőszak előtt, a nagyon bonyolult felépítésű és szerkezetű földkéreg nagyszerkezeti formáinak alakulásában ugyanúgy hatottak volna a lemeztektonikai folyamatok, mint a mezozoikum óta. Beloussov igen helyesen azt is kifogásolja, hogy a prekambriumra már konszolidálódott ősi pajzsok nagy területre kiterjedő, hosszan tartó függőleges mozgásait, amelyeknek pedig sokféle nagyon jelentős geológiai következményei

57. ábra: A földköpeny konvekciós áramlásai (Bischoff, G. szerint) 84

voltak, a lemeztektonikai elmélet nem veszi figyelembe, és nem is magyarázza. Beloussov szerint óceánfenék nemcsak a kontinentális kéreg szétrepedése útján képződhet. Úgy véli, hogy a köpenyből felemelkedő magma behatolhat a kontinentális kéregbe. így az nehezebb lesz és lesüllyed. Erre a Földközi-tenger nyugati medencéjét, a Mexikói-öbölt és a Pacifikum nyugati részének peremtengereit hozza fel példának. Carey szerint a lemeztektonikai modell nem tudja megfelelően értelmezni a Jeges-tenger fenékszintjének domborzati viszonyait sem. Európa a felsőkarbonban még az Egyenlítő kör­ nyékén foglalt helyet. A triászban már a Ráktérítő övezetében helyezkedett el, és a harmad­ időszakban fokozatosan vándorolt északi irányba. Hasonló folyamat ment végbe ÉszakAmerikánál, Grönlandnál és Szibériánál is. Ha a Föld nem tágult volna, akkor a sarki területeken egy másod- és harmadidőszaki szubdukciós övezetnek kellett volna kialakulnia, az említett kontinensek észak felé sodródásának ellensúlyozására. A Jeges-tengerben azonban lemezalábukást nem lehet kimutatni, pedig az óharmadidőszak óta a tengerfenék területe 1 miként az Észak-Atlantikum - még növekedett is. Nem tisztázott a konvekciós áramlások celláinak a litoszféralemezek alatti elhelyezkedése sem. Korábban minden óceánközépi-hátságnál és a kontinentális lemezeken keletkezett árkos töréseknél felszálló áramlást tételeztek fel. Bischoff, G. 1984-ben egy új modellt állított fel (57. ábra). Szerinte a litoszféra alatt két nagy konvekciós áramlás létezik, és a köpenyanyag csak két helyen áramlik felfelé, mégpedig a Pacifikum területén és Afrika alatt. Az elmondottak nem jelentik azt, hogy a lemeztektonikai modellt fel kellene adnunk, hiszen szem előtt kell tartanunk azt, hogy ez az elmélet igen nagy hatással volt a földtudományok minden ágának a fejlődésére.

A magmatizmus és vulkanizmus földrajzi jelenségei A Föld belső (endogén) erői állandó működésének egyik leglátványosabb (és legrettegettebb) megnyilvánulási formája a vulkanizmus. Már régóta ismeretes volt az emberiség előtt, hogy a Föld egyes helyein időnként izzón folyós kőzetolvadékok törtek és törnek a felszínre, amelyek tüzes folyamként a lejtőkön szétfolynak, mindent felperzselnek, majd kihűlve kemény kőzetekké szilárdulnak. Nemegyszer óriási nyo­ mású forró gáztömegek robbannak ki a földkéregből, amelyek hatalmas erővel szilárd kőzettörmeléket és poranyagot szórnak szét a tájban, más esetekben pedig az izzón folyós olvadékok foszlányait is a magasba ragadják, és ezekkel nagy körzeteket egetnek fel. Az előbbi jelenségeket olykor a mélyből származó gyilkos gázfelhők szétáramlása is kísérheti. Lakott települések, virágzó városok pusztulhatnak el percek vagy órák alatt. Ezeket a jelenségeket már az ókor emberei is ismerték, s a pusztulást okozó tűzhányó hegyek képe minden nép mitológiájában megtalálható. Az elnevezés is az ókori rómaiak minden oknyomozást valamilyen istennel helyettesítő szemléletéből származik: Plutó, az alvilág istene, gazdagítót jelent, aki a Föld kérgét, azaz a világot új anyagokkal gazdagítja. Vulcanus pedig, 85

a tűz sánta istene Rómában az emberi alkotásokat pusztító működése miatt volt félelmetes. A mitikus költészet a Szicília közelében fekvő kis sziget (ma Volcano) gőz- és füstoszlopokat lövellő, hamut és izzó lávacseppeket szóró hegyének gyomrába képzelte Vulcanusnak, az „istenek kovácsának” (görög nevén Héphaisztosznak) a műhelyét. Erről a szigetről kapta tehát a nevét a vulkánosság. Azóta természetesen másként értelmezzük ezt a jelenséget. Ma már tudjuk, hogy a vulkánosság a Föld bonyolult belső mozgásfolyamatainak egyik empirikusan is tanul­ mányozható megnyilvánulásformája a földkéreg mobilis zónáinak területén, amelynek jelentős következményei lehetnek a földrajzi burok fejlődésében. Jelentősége azonban területenként nagyon különböző, mert a vulkánosság térbelileg jól körülhatárolt folyamat. A vulkanizmus során a szilárd kéreg belsejének magmaanyagai cseppfolyós, gáznemü, kisebb részben szilárd halmazállapotban a nehézségi erő hatásával ellentétes irányban, azaz felfelé törekedve mozognak. Mozgásuk során vagy eljutnak a Föld felszínére, vagy már előbb megrekednek a szilárd kéreg belsejében. Első esetben felszíni vagy effuzív (kiömléses) és extruzív (kinyomulásos) vulkánosságról, utóbbi esetben pedig mélységi (plutonikus) vagy rejtett magmatizmusról (kriptovulkanizmus, beszélünk. Közvetlen földrajzi jelentősége és szerepe a felszíni vulkánosságnak van A kriptovulkanizmus földrajzi hatása ugyanis csak közvetett, mert csupán utólagosan és csakis ott van jelentősége a felszín arculatának alakításában, ahol az általa létreho­ zott mélységbeli képződményeket a letárolás a napvilágra hozta. Mind a felszíni vulkánosság, mind a mélységi magmatizmus tehát a magma mozgásjelensége. Magmának azt az izzón folyó szilikátolvadékot nevezzük, amely a köpeny felső vagy a kéreg alsó zónáiban keletkezik. Mint folyadék, a nyomás hatására felfelé törekszik a kéregben, és annak magasabb régióiban vagy a Föld felszínén kihűlve megmerevedik, kikristályosodik. A kihűlt magmából keletkezett kőzetek a magmati­ tok. Ha a magma a Föld felszínét eléri, akkor felszínre lépési pontján vulkán képződik, a felszínre ömlő magmának pedig láva a new. A vulkáni tevékenység során keletkez­ nek a vulkáni kőzetek vagy vulkánitok. Ha a magma tömege a kéregben megreked, nem éri el a felszínt, akkor a lassú kihűlése és megszilárdulása nyomán kialakul: kőzettömeget plutonnak nevezzük. A pluton keletkezésével kapcsolatos folyamatokat plutonizmus néven foglaljuk össze, a plutont felépítő kőzetek a mélységi (intruzív, kőzetek vagy plutonitok. A továbbiak szempontjából fontos kérdés, hogy hol és mikor válik folyadékká a magma anyaga. A régibb felfogás a sziálkéreg alatt egységes vastag izzón folyó magmaövet tétele­ zett fel. Az újabb kutatások azonban azt bizonyítják, hogy magma csak egyes izolált fészkekben létezik a litoszférában, és a köpeny anyaga sem lehet folyékony magmaöv. hiszen ez esetben nem tudnának rajta keresztülhatolni az S hullámok. Ma már aligha kételkedhetünk abban, hogy a magma, csakis bizonyos - csupán helyi - hőképző folyamatok hatására keletkezik, az ún. elsődleges magmakamrákban 86

E hőképző folyamatok egyrészt tektonikai mozgások lehetnek, melyek mechanikai hőt termelve olvasztják meg a kőzeteket. A Föld belső öveiből a kisebb nyomású külső övekbe vándorló gázok (illóanyagok) is hőt termelnek. A radioaktív bomlás ugyancsak exoterm folyamat, mely a kéreg helyi megolvasztásához nagymértékben hozzájárulhat. A nyomáscsökkenés szintén elősegíti az olvadást. Dilatációs hasadék­ képződés nyomáscsökkentő hatására a kéreg mélyebb részein olvadás következik be, és a létrejött magma a hasadékon át mindjárt fel is nyomulhat. A magma képződése, mozgása tehát szorosan összefügg a tektonikai adottságokkal, a kéregmozgással. A magmára nehezedő kéreg nyomása, a magma hőenergiája (1200-1400 °C), s gázainak nagy feszítőereje hatalmas potenciális energiát jelent a litoszférában. Ez magyarázza, hogy a magma a maga formálta úton kitörésre képes, ha potenciális energiáját a kéregmozgások mozgási energiává aktiválják. Az aktivizálódás következ­ tében esetenként hatalmas megmatömegek nyomulnak fel a szilárd kéregbe, és kedve­ ző körülmények között a felszínre is. A fölfelé mozgó magma azonban nemcsak nagy mechanikai erőt képvisel, hanem mozgása közben hőt és gázokat ad le a környezeté­ nek. így környezetét a vegyi reakciók és a nagy nyomás által átalakítja, metamorfizálja (kontakt udvar). A felfelé hatoló magma hőjével az útjába eső kőzetanyagokat beolvasztja, gázainak és gőzeinek feszítőerejével pedig a fölfelé vezető repedéseket tágítja. Eközben az alacsonyabb hőmérsékletű környezet és a kőzetanyagok beolvasztása a magma hőenergiájának tekintélyes részét föl is emészti. A magma ereje tehát mindinkább alábbhagy, annál is inkább, mert a kéregben fölfelé a kőzetek szilárdsá­ ga, ellenálló ereje egy bizonyos magassági szintig fokozódik. A magma továbbjutása attól függ, milyen a fölötte levő kéreg szerkezete, és hogy kap-e a mélységből megfele­ lő utánpótlást. A húzó igénybevételnek kitett töréses övezetek a magma áthatolását nagyon meg­ könnyítik. Ha a mélységből fölfelé nyomuló magma kellő utánpótlást kap, akkor energiája nem fogy el, és ahol a kéreg ellenállása is csekély, ott feltör a felszínre. Itt azután jelentős fordulat áll be, mert a felszínhez közeledve a magma feszültségé­ hez képest a külső nyomás lényegesen és gyorsan csökken. Ennek hatására a gázok a magmából mind nagyobb mértékben elkülönülnek, s ha a kémiai reakciók a magma belső hőmérsékletét és feszültségét növelik, akkor elég ereje van ahhoz, hogy a szilárd kéreg legfelső, legmerevebb 2-6 km vastag rétegösszletét is áttörje és kijusson a felszínre. A magma felszínre jutását általában a magmából elkülönülő gőzök és gázok robbanásszerű távozása, az explózió előzi meg, majd a gáz hajtotta magmaolvadék, a láva is kiömlik a felszínre (effúzió). Azokon a helyeken azonban, ahol a magma számára a litoszféra táguló repedései akadálytalan és gyors felszínre folyási utat kínálnak, természetesen elmaradnak az előbb ismertetett kőzetolvasztási és gázelkülö­ nülési folyamatok. A láva tehát az ilyen táguló kéregréseken át egyszerűen csak kiáramlik a felszínre, ahol gáz- és gőzrobbanások nélkül csendesen szétfolyik.

87

A plutonizmus folyamata és a plutonok főbb formatípusai A felfelé törekvő magmának a kéregbe való benyomulásait, ha azok nem jutnak el a felszínre, hanem még a kőzetek közt megrekedtek, intrúzióknak nevezzük. Az intrúziókból kiinduló, túlnyomórészt repedéseket kitöltő képződmények neve pedig a magmás injekció. Az intrúziók közül a batolit és a tömzs igazi plutonok, a lakkolit, konolit, etmolit, fakolit, lopolit, bizmalit és a magmás injekciók (eruptív telep, teleptelér, telér és ér) viszont a felszínhez közelebb eső szubvulkáni képződmények. A legnagyobb tömegű intrúzió a batolit (magyarul mélytömzs). Szabálytalan alakú, nemritkán több tízezer km2 magmás kőzettömeg. A szilárd kéregbe benyomuló, de megrekedt magma csúcsa. Főleg a nagy gyűrthegységek gyökérrégiójában fordul elő. Itt ui. a magma az orogenetikus mozgások kapcsán támadt föllazulás hatására aktivizálódik, és benyomul a keletkező hegység gyökerébe. A batolit magmája a legtöbbször itt nagy tömegű idegen kőzetanyagot beolvasztva, lassan, fokozatosan hűlve, teljesen átkristályosodik és rejtve marad. A batolit a magmadifferenciáció fő helyszíne. A batolit a magmazónával széles felületen érintkezésben marad, és a mélység felé haladva kőzettömegük egyre inkább szélesedő kiterjedést mutat. Közvetlen szomszédságukban, az ún. kontaktudvarban környezetük üledékes kőzetanyaga bizonyos fokú alkatváltozá­ son (kontaktmetamorfózison) megy át. A kontaktudvar vastagsága akár 3-4 kmes is lehet. A pluton szilárd tömege ugyanis kb. 600-800 °C között már nagyrészt kia­ lakul, azaz a magma legnagyobb része ek­ korra megszilárdul. Az oldott gázok azon­ 58. ábra: Fölfelé nyomulás közben megre­ ban lehasadnak a kikristályosodó magmá­ kedt magmatömeg kontakt udvara ból, és ezen a hőmérsékleten igen nagy aktivitást fejtenek ki, melyet pneumatolízisnek nevezünk (58. ábra). Mivel a gázok a kisebb nyomású helyek felé törekednek, azért főleg a pluton tetőré­ szén ásványkiválasztásokat eredményeznek. Sok esetben a mellékkőzetbe is mélyen behatolva, általában a hasadékok mentén és közelében fejtik ki hatásukat. A hatás legtöbbször metaszomatózisban nyilvánul meg: a már megszilárdult plutonit vagy a mellékkőzet egyes ásványai reakcióba lépnek a gázokkal, és ennek eredményeként más ásványokkal helyettesítődnek. A földpát pl. gyakran szericitté válik, á biotitból lithium-csillám lesz, más szilikátok pedig turmalinosodnak. A mészkő mint mellékkő­ zet a pneumatolízis hatására szkarnosodik (mész-vas szilikátokká alakul). A pneumatolízissel gazdaságilag nagy jelentőségű ércesedés járhat együtt.

Újabban meg szoktuk különböztetni az „in situ” létrejött anatektikus gránitoidöveket (mélyplutonokat) is, amelyek nem mozogtak, és az intrúziók általában ezekből préselődtek felfelé. Ezek még sokkal nagyobb méretűek, és nincs kontaktudvaruk, mint a batolitoknak, mert regionális metamorfózis végeredményeképpen jönnek létre a metamorfózis legnagyobb fokán (ultrametamorfózis). Ha a rendszer tovább hűl, 300-400 °C körül a gázok oldatokká kondenzálódnak, és ezzel a pneumatolízist a hidrotermás tevékenység váltja fel. A porózus kőzeteket impregnálva azonban ezek az oldatok is okozhatnak metaszomatózist (zöldkövesedés, szerpentinesedés). A hasadékokat az oldatokból kiváló anyagok telérekkel töltik ki. A hidrotermás stádiumhoz ugyancsak jelentős ércesedés kapcsolódhat. Hosszú geológiai idők elmúltával, a fedő takarórétegek lepusztulásával vagy tekto­ nikus emelkedések során a batolit napvilágra is kerülhet, hegységképződések során pedig jelentősen meg is emelkedhet és tekintélyes magasságba juthat, mint pl. a Mt. Blanc vagy a két Tátra gránitja. Exhumálódott, azaz lepusztulással felszínre került nagy batolitok ismeretesek Észak- és Dél-Amerikából és Belső-Ázsiából is. Magyarországon a felszínen kevés plutonit található. A Velencei-hegység egy része gránitból áll, a Mecsektől keletre pedig Fazekasboda és Mórágy között ismerünk a felszínről gránitot. Fúrásokban azonban nagyon sok helyről, így az Alföld mélyéről, medencé­ jének aljzatából is előkerült gránit. (Nevezetes még a Bükk hegységi szarvaskői gabbró, de ennek eredete ma még vitatott.) Gránit-előfordulásainkat a kutatók többsége újabban tömzsöknek tartja, azaz a batolitoknál kisebb intrúzióknak, amelyek esetleg egy mélyebb felvésű valódi batolitnak törésekkel leválasztott és a kéregmozgások révén magasba emelt darabjai.

A szubvulkanikus formák A valódi plutonizmus és a vulkanizmus között mintegy átmenetet jelentenek a szubvulkáni jelenségek, amelyek leginkább 2 km-nél kisebb felszín alatti mélységben találhatók (59. ábra).

59. ábra: A plutonizmus és a vulkanizmus kapcso­ lata 89

A legtípusosabb szubvulkáni forma a lakkolit. E fogalom alatt olyan - legfeljebb néhány km átmérőjű - gomba vagy esernyő alakú felszín alatti magmatikus származá­ sú kőzettömeget értünk, mely a felette lévő rétegeket benyomulásakor nem beolvasz­ totta, hanem megemelte, felboltozta. A lakkolit (magyar neve kőlencse, lencsekő) tehát leginkább abban különbözik a batolittól, hogy sokkal kisebb tömegű és térfogatú, anyaga csak részben kristályos, inkább porfíros szövetű, a hajdani magmafészekkel pedig csak keskeny csatorna köti össze. Mint valami nagy kőlencse ül az üledékes kőzetrétegek közt, a felette levő rétegeket enyhén, dómszerűen felboltozva (60. ábra).

60. ábra: Szubvulkanit típusok. I. Lakkolitfajták

Az üledékes köpeny lepusztulása után a lakkolit dómszerű térszíni kiemelkedés alakjában kerül a felszínre. Lakkolitok Észak-Amerikán kívül az Alpokból, a Pó-síkság északi pereméről (Monti Euganei), a Kaukázus északi előteréből ismeretesek. Valamennyien harmadidőszakiak. Nálunk a dunabogdányi Csódi-hegy andezitkúpja, a nógrádi Karancs és Sátoros andezittömege, valamint az erdőbényei Barnamag harmadidőszaki lakkoli­ tok. A lakkoliton kívül még az alábbi - a változatait jelentő - szubvulkáni képződmé­ nyeket szoktuk megkülönböztetni: a konolit tölcsér formájú kisebb magmaintrúzió (conos = tölcsér), az etmolit lepény formájú, a fakolit elágazó, a lopolit lencse alakú, a bizmalit dugó formájú intrúzió. 90

Ezek az intrúziófajták különösen gyakoriak a Keleti-Alpokban, főleg a GailDráva-Mura forrásvidékén (61. ábra). Lakkolit leginkább akkor keletkezik, ha a kőzetolvadék sűrű, azaz nagy a viszkozi­ tása. Amikor azonban az olvadt kőzetanyag hígan folyós, akkor a rétegek közé nyomulva nem boltozza fel azokat, hanem az olvadék vékony rétegben bepréselődik az üledékes kőzetek közé. Az ilyen módon keletkezett kriptovulkáni képződmény a sill (küszöb). Az észak-angliai harmadidőszaki Whin-sill 2500 km2 területű és 25-30 m vastag bazaltlepény. Észak-Amerikában a Hudson völgye 150 km hosszan tárja fel a Paliszádok nevű 100-200 m vastag diabáz sillt. Nevét (palissade = oszlop) anyaga oszlopos elválásáról kapta. A silleket a magyar szakirodalom gyakran teleptelérnek nevezi. A szubvulkáni kőzetekkel kitöltött telérszerű kőzethasadékokat dyke (dájk)-oknak mondjuk, míg az egykori vulkáni kürtőben megszilárdult kőzet neck (nekk)-et alkot (62. ábra). Szép dyke-ok ismeretesek nálunk a Cserhátból és a Mátrából. A lakkolitok, sillek, neckek és dyke-ok már átmeneti képződményeknek számíta­ nak a felszíni vulkáni alakzatok felé.

A vulkanizmus felszíni jelenségeinek morfogenetikus csoportjai A gyakran pusztító katasztrófák formájában jelentkező felszíni vulkánosság min­ dig juvenilis, vagyis olyan anyagot, magmát, gázokat, gőzöket hoz a felszínre, ame­ lyek azelőtt a felszínen még nem voltak. A vulkánok ugyanis a felszín alatt 5-70 km mélységben kialakult másodlagos magmakamrákból hasadékokon, kürtőkön át fel­ nyomuló magmából „táplálkoznak”. De a vulkáni tevékenység során a cseppfolyós láván kívül nemegyszer félig vagy teljesen megszilárdult törmelék és gáz halmazálla­ potú anyagok is a felszínre kerülnek. Nemritkán a vulkáni kürtő által áttört üledékes - tehát nem magmatikus eredetű - kőzetdarabok is belekerülnek a lávába. Mindezek az anyagok a felszínen a közbeszédben tévesen vulkánnak nevezett kúp formájú hegyet építik fel. A vulkanikus kúpot a magma származáshelyével, az ún. magmatűzhellyel vagy magmafészekkel csatorna (kürtő) köti össze. A csatorna a vulkáni kúpban tölcsérszerűen kitágul. A tölcséres mélyedés a kráter. Ez az egész formaegyüttes, amelynek természetesen különböző módosulásai vannak, a vulkán. Ha a vulkán alatti magma­ fészek a működések során részben vagy egészben kiürül, a vulkáni kúp (vagy annak csak krátervidéke) berogyhat, beszakadhat. Ily módon kaldera, újabb működés esetén pedig kalderás vulkán képződik (63. ábra). Olykor a kalderát tó is kitöltheti (64. ábra).

A továbbiakban azt tekintjük át, hogy a Földön ma működő mintegy 680 vulkán - és természetesen a korábbi geológiai idők során tevékenykedett sokszorta több tűzhányó - működését, kialakult formakincsét és felszínre hozott anyagprodukcióit milyen általános és különös ismérvek jellemzik. 92

64. ábra: Az oregoni (Ohio, USA) kalderató kialakulásának fázisai (McDonald-Williams szerint) 93

A felszíni vulkánosság anyagprodukciója A felszíni vulkánosság termékei közül a legfontosabb a láva. Lávának a felszínre került, nagymértékben gáztalanodott magmát nevezzük. A láva természetes szilikát­ olvadék. Anyagának legnagyobb része kovasav (szilícium-dioxid, Si02). A felszínre került láva a kisebb nyomás és alacsonyabb hőmérséklet hatására jelentős változáson megy át. Összetétele és mennyisége szerint gyorsabban vagy lassabban kihűl, és vulkáni üveg, horzsakő, vitrophir vagy porfíros szövetű liparit, riolit, andezit, bazalt alakulhat belőle. A lávából lehűlése során távozó gázok lyukacsossá tehetik a vulkáni kőzetet. Ekkor salakos láváról beszélünk. A fiatal lávák gyakran salakos szerkezetűek. A vulkáni kráterből kiömlő láva a nehézségi erő hatására a vulkán oldalán, a lejtő irányában lávafolyás alakjában mélyebben fekvő helyekre jut. Mozgékonysága, folyá­ si módja a vegyi összetételétől függ. A kevés kovasavat tartalmazó bázikus láva hígan folyó, a savanyú láva azonban nyúlós, szívós, nehezebb folyású. Hígfolyós lávából a gázok kiszabadulása viszonylag lassabban, csendesen történik, míg a gázban gazdag, sűrű láva robbanásszerűen pöfög. A lávafolyás felülete is csak ritkán egyenletes, legtöbbször hasadékos, repedezett, rögös-tömbös. Néha a folyás irányátjelző folyásos szerkezet is felismerhető. A gázban szegény láva felszíne egyenlőtlen, salakos, tömbös, lemezes, üveges, fonatos vagy kötélláva alakú lehet. A gázban dús láva felszíne viszont rögös, likacsos, pikkelyes és salakos lesz, sőt kisebb-nagyobb tömbökre, rögökre szakadozott. A higfolyós láva meredekebb lejtőn vékonyabb, keskeny folyásban halad, folyásá­ ban meg is szakadhat. Kisebb esésű lejtőn kiszélesedik, s takaróként szétterülten folyik. A lávafolyás sokszor 50-80 km távolságra is eljut (Izlandon vagy a Hawaii­ szigetén lévő Mauna Loa-nál), szélessége pedig az 1000 m-t is elérheti. Vastagsága sík térszínen 10 m lehet. A friss lávaárakból egyes helyeken nagyobb mennyiségben előtörő gázok lávacseppeket ragadnak magukkal, belőlük kis kürtőket, kúpokat építenek a lávaár felszínére. Ezeket salakkürtőknek (hornito) nevezzük. Ilyenek ismeretesek pl. az izlandi láva­ árakról. A savanyú, sűrűbb, viszkózusabb láva általában ritkábban szolgáltat hosszabb lávafolyásokat, inkább szűkebb körzetekre szorítkozó kiömléseket formál. Ilyenek Auvergne trachit-kúpjai, Hegau fonolitja. Ezek többnyire egyszeri kitörés lávaömlé­ sei. A lávafolyás leginkább egy meglevő állandó nyíláson, a kráteren át történik, magas vulkánoknál azonban a vulkáni kúp oldallejtőin is {parazitakrátereken át). A láva haladási sebessége annak tömegétől, a lejtőtől és a folyékonyságtól függ. Egyes bázisos lávaárak olajhíg állapotban óránként 20-30 km sebességgel zúdulnak alá. A Vezúvon a lávafolyás kiindulásánál 7-3 km óránkénti sebességet, távolabb viszont fokozatosan kisebbedő 1000-100 m-t észleltek. A nyúlós, szívós láva azonban 94

alig észlelhetően mozog, olykor naponként csak néhány decimétert, s csakhamar megmerevedik. Láván kívül a felszíni vulkánosság még egyéb magmás eredetű szilárd halmazálla­ potú kőzetanyagot is szolgáltat. Lávaanyag ez is, csak amint a gázok a kürtőből kirobbantják, különböző nagyságú darabokra hull szét. A lávablokkok (lávarögök) nagy tuskók, több méter átmérőjűek is lehetnek. Az ökölnyi, hordónyi nagyságú kidobált és megszilárdult lávacseppek a vulkáni bombák. Alakjuk, mivel a levegőben forogtak, gömb, orsó, buzogány formájú. Felszínük a lehűlés során gyakran úgy berepedezik, mint a sülő kenyér héja. Innen a nevük: kenyérhéjas bombák. Máskor, ha nem pörögtek a levegőben, sarkosak, szögletesek. Erdélyben Tusnád környékén gyakoriak a kenyérbombák. A működő vulkánok közül a Vulcano bombái ilyenek. A robbanások erejére jellemző, hogy a Cotopaxi 1768. évi kitörésekor 200 tonnás bombákat is dobott ki a krátertől 16 km-es távolságra. A bombákat a belőlük kiszabaduló gázok gyakran habosra fújják fel. Nagy likacs­ térfogatuk és kicsiny fajsúlyúk miatt a vízben is úsznak. Az ilyen lávadarab neve horzsakő. A bombánál kisebb (borsó, dió nagyságú) megszilárdult lávacseppek elnevezése lapilli (rapilli). Ezek a kövecskék gömb, lencse vagy szögletes alakúak, és a vulkáni gázok üregeitől többnyire salakosak, a viszkózus láva cseppjei viszont szivacsosak. A szivacsos lapillik is könnyűek, és a víz felszínén úsznak, mint a horzsakő. A felszínre dobott anyagok 0,2-4 mm átmérőjű finom törmeléke a vulkáni homok. Részben a lávából, részben a felrobbantott kőzetektől származik. Anyaga túlnyomó­ része apró ásvány törmelék. Nagy szerepet játszik a vulkáni feltöltésekben. A legap­ róbb szemű vulkáni törmelék a mikroszkopikus méretű, finom por. Tévesen vulkáni hamunak nevezik. A gőzök és a gázok szárnyán több kilométer magasra fölszállhat, és felhő alakot öltve lebeg a vulkán fölött. A nagy zivatarokkal kísért felhőszakadá­ sok hozzák vissza a földfelszínre. A kisebb energiával kilökött vulkáni por (hamu) hóesésszerüen hull vissza a vulkán oldalaira. A vulkáni porhullás (poreső) nagysága és mennyisége a kitörés gázfelhőjének emelkedési sebességétől és mozgási képességétől függ. A keverékfelhő anyagának lezúdulása és földre hullásakor a kitörés központja közelében nagyobb rögök és tömbök keveredhetnek az anyagba. Kissé távolabbra kerülnek az apróbb lapillik, s jégesőszerűen legmesszebb hull le a finom vulkáni homok és por. A kitörés ereje bizonyos mértékig tehát nagyság szerinti anyagelrendezést is eredményez. A legfino­ mabb vulkáni por sokszor hónapokig kering a levegőben, s nemegyszer interkonti­ nentális távolságokba is eljut. A Krakatau 1883-as hatalmas robbanásos portömegei még évek múltán is vörösre színezték a magyarországi naplementéket. Heves vulkáni kitörések a légkörből vagy a gőzfelhőkből nagy mennyiségű lecsapó­ dásokat is okoznak (iszapesők). A kráterkitöltésben összevegyült vagy a megolvadt hótakarókból származó víztömeg vulkáni porral keveredve iszapár alakjában zúdul le, s pusztító áradatként borít el nagy területeket. A Mt. St. Helen vulkán (USA) 1980. évi kitörése hatalmas körzetet pusztított el vastag por- és iszaptömegeivel. 95

A kidobott laza anyag fölhalmozódásából diagenezissel a vulkáni tufa (kőzet) keletkezik. Sokféle fajtája ismeretes. A forró vulkáni porból - kevés esővel kevered­ ve - finomszemű, borsó nagyságú szemcsékből álló tufa képződik. A tavakban, tengerekben fölhalmozódott törmelékanyag rétegzett tufává válik, homokkal, agyag­ gal és mészkővel keveredik. Az ilyen rétegzett tufákat tufitnak nevezzük. A legfinomabb vulkáni porból egyenletes szövetű vulkáni tufa, a portufa (cinerit) jön létre. A mikroszkopikus kristályok összehalmozásából kristálytufa keletkezik. Különleges kifejlődése az ártufa (ignimbrit). A vulkáni eredetű törmelékes kőzetek tekintélyes vastagságúak lehetnek. Az erdélyi Hargita lávakúpjai és lávaárai például több száz m vastag vulkáni tufa-, breccsa- és konglomerátumtalapzaton ülnek. A kitörések alkalmával nem magmás eredetű, a kürtő falairól származó kőzetanyag is kiszórásra kerülhet. Különösen a vulkánembriók (diatrémák, gázexplóziók) produ­ kálnak sok, nem magmás eredetű anyagot, és az áttört kőzetek darabjait szétszórják a kürtőnyílás környékén. A vulkáni kitörések alkalmával igen sok különféle gáz és vízgőz is kikerül a levegőbe. A vízgőz egyesek szerint juvenilis eredetű, tehát a magmából származik, mások szerint viszont vadózus eredetű, és a földkéregből kerül a magmába. Megfi­ gyeltek vulkáni kitöréseket, amelyek semmi vagy csak nagyon kevés vízgőzt termel­ tek. A gázok viszont mindenképpen a magmából származnak. Más esetekben viszont azt tapasztalták, hogy a vulkáni működéskor felszínre tört gázok zömét vízgőz teszi ki. A vulkáni kitörések gázainak nem ismerjük a pontos összetételét, mert a kitörés alkalmával nincs módunkban megvizsgálni azokat. A kitörés előtti és utáni gázszivár­ gások és a láva elszálló gázainak vizsgálata szerint azonban a legnagyobb részük csakugyan vízgőz. Ennek kicsapódása okozza a kitörést követő heves záporokat. A vízgőz mellett a szén-dioxid, a szén-monoxid, a nitrogén, a hidrogén, metán, ammónia, fluor, klór, sósav, kénhidrogén, kén-dioxid, kénsavas gázok, fémkarbidgőzök stb. még a leggyakoribbak. A gyúlékony hidrogén és metán borítja lángba a kitörést, mint pl. a Mt. Pelée 1902. évi kitörésekor. A gázok hőmérséklete ritkán emel­ kedik 1000 °C fölé. Az explóziót követő gázömlések hőfoka pedig még alacsonyabb. A gázexhalációk vegyi összetétele a láva hőmérsékletétől függően változik. Az izzó lávából főként klór, sósav, szén-dioxid, kén-dioxid, nátriumkarbonát száll el (sófumarolák). 650-200 fok között sósav-, ammóniumkarbonát-, vasklorid-exhalációk a jellegzetesek (savanyú fumarolák). 200 és 100 fok között a kihűlő lávából főként kénhidrogén válik ki (szolfatára-tevékenység). A kénhidrogénből a levegő oxigénjé­ nek hatására sok kén termelődik. A szolfatára-exhaláció nevét a Nápoly közelében levő Solfatara nevű halódó vulkánról kapta, amely igen sok kénhidrogént produkál. Végül 100 °C alatt az exhaláció majdnem teljesen szén-dioxid. A szén-dioxíd-exhalációkat mofetta névvel jelölik. Sok vulkanológus fumarolának csak a vízgőz-exhalációkat nevezi. A gázexhalációk nemcsak a kitörés paroxizmusa idején jellegzetesek, hanem azt megelőzően (prevulkáni jelenségek) és a paroxizmust követően is jelentkez­ nek (posztvulkáni jelenségek). 96

Funkcionális és morfológiai vulkántípusok A felszíni vulkáni működés különböző típusait háromféle nézőpont szerint szokás osztályozni. 1. A kitörés helyének alakja szerint felületi (areális), rés- vagy hasadék- (labiális) és csatornás (központos, centrális) kitörésről, illetve vulkáni működésről lehet szó. 2. A vulkáni működés időbeli lefolyása szerint állandóan és időszakosan működő vulkánokat különböztethetünk meg. 3. A kitöréssel felszínre hozott anyag minősége, halmazállapota szerint vannak vulkánok, amelyek túlnyomóan csak lávát, mások leginkább gázokat és vulkáni hamut és végül olyanok is, amelyek lávát, finom port és gázokat egyaránt bőven termelnek. Areális erupciók csak a földtani régmúltból ismeretesek. Ma ilyen vulkánok nincse­ nek. Az archaikus időben a szilárd kérget időnként áttörték a felnyomuló magmatö­ megek, és ezekből hatalmas lávatakarók keletkeztek a felszínen. Az újabb kutatások alapján az areális vulkanizmust impakt vulkánosságként értelmezik. A lineáris vagy labiális vulkanizmus (résvulkán) a húzó igénybevétellel keletkezett repedési vonalak mentén aktivizálódik. A repedésvulkánoknak nincsenek nagy gáz­ robbanásos és törmelékszórásos működési tünetei, hanem csaknem mindig és min­ denhol hígan folyós (bázisos) lávát termelnek. A repedésből kiömlő híg láva a lejtőkön szétterül, és kisebb-nagyobb lávatakarókat alkot. A lineáris vulkanizmus ma főleg az óceáni hátságok repedésvölgyeinek tenger alatti vulkáni működését jellemzi, a kontinenseken és egyéb szárazulatokon csak néhány aktív hasadékra korlátozódik, mint pl. az Izland-szigeti Laki-hasadék vagy az újzélandi vulkanizmus. A hasadékvulkánok leginkább bázisos lávát termelnek. A földtani múlt hasadékvulkanizmusa hozta létre Földünk nagy lávatakaróit, az USA-beli Columbiai-fennsík bazaltplatóját, a Dekkán ún. trapp-bazaltját stb. (Ez utóbbi 400 000 km2 területű.) Észak-Amerika nyugati részének (Washington, Ore­ gon, Idaho) nagy kiterjedésű (650 000 km2) vastag bazalttáblája az óidőben és a közép-harmadidőszakban keletkezett. Hasonló bázisos lávatakarók vannak KözépSzibériában és Dél-Afrika rétegeiben is, de így képződtek Grönland, Mandzsúria, Etiópia és a Spitzbergák lávatakarói is. A hasadékkitörések a harmadidőszakban nálunk is gyakoriak voltak. Hasadékkitörés eredményei a Nógrádi-medencében a Medves bazalttakarója, a Déli-Bakonyban a Kabhegy. A hasadékvulkanizmus gyakran a csatornás (centrális) vulkanizmussal kombiná­ lódva jelentkezik. Ez a centrolabiális működési típus. A centrolabiális kitörések hoszszan elnyúló, de eléggé széles láva- és tufatakarókat halmoznak fel, amelyeken vulkáni kúpok ülnek. A kúpokat a kürtőkből kiömlött lávaárak, ömlések sok helyen egymás­ hoz kapcsolták. így keletkeztek a vulkáni hegységek mint elsődleges vulkáni felhal­ mozódásformák. A centrolabiális vulkanizmus legszebb példája a Mexikói-magasföldet délről kerete­ ző Sierra Volcanica Transversal, amely 1200 km hosszú és 200 km széles. Itt az

1000 m vastagságot is elérő láva takarók összeforrtak a hatalmas vulkáni kúpok lávaáraival. Centrolabiális kitörés eredményeként születtek a Kárpát-medence ande­ zithegységei is. Hazai tagjai: a Visegrádi-hegység, a Börzsöny, a Cserhát vulkáni tömegei, valamint a Mátra és a Tokaj- (Zempléni-) hegység. A vulkáni működés mai uralkodó formája a csatornás vagy centrális vulkanizmus. Neve arra utal, hogy a vulkáni kitörés egy központból, kürtőből történik. A földbelseji anyagok a csatornán keresztül nyomulnak föl a felszínre. A vulkán fölvezető csator­ nája a diatréma, tölcsérszerű kiszélesedése pedig a kráter, kürtő. A földtörténet minden időszakából ismerünk centrális vulkáni működést. A Föld vulkánjainak többsége ebbe a csoportba tartozik. Az, hogy egy adott centrális vulkán megjelenési formája miként alakul, továbbá, hogy a vulkáni működés explóziós (robbanásos) jellegű lesz-e vagy effúziós (aránylag csendes magmaömléses), az a magma hőmérsékleti viszonyaitól és elsősorban vegyi, valamint fizikai tulajdonságaitól függ. Ha a láva savanyú, azaz sűrű és alacsony hőmérsékletű, a fölvezető csatorna és a kürtő könnyen elzáródhat. Ekkor nagy tömegű gáznak kell összegyűlnie, hogy szabaddá tegye a kürtőt a magma számára. Ilyenkor explóziós, azaz robbanásos jellegű lesz a kitörés (explodál = robban). Ha viszont a láva bázikus, azaz híg, és a hőmérséklete is magas, akkor robbanás nélkül is könnyen a felszínre juthat. Ebben az esetben a vulkáni tevékenység fő jellege a magmaömlés. Ez az effúziós vulkáni működés (effúzió = kiömlés, lat.). Sok vulkán az explóziós és effúziós működés sajátosságait együttesen mutatja. Eszerint a centrális vulkanizmusnak több típusa különböztethető meg.

A) Robbanásos (explóziós) vulkántípusok Az explóziós vulkánok kevés lávát, ellenben igen sok gőzt és gázt termelnek. A gőzök és gázok nagy erővel, robbanásszerűen törnek ki a kráterből, rengeteg kőzettörmeléket, port sodorva magukkal, amint szétrobbantják a kürtőben megmere­ vedett lávatömeget, sőt részben magát a vulkáni kúpot is. a) A maar-típus (vulkánembrió). Az egyszeri vulkáni kitörés alkalmával a robba­ násszerűen kiszabaduló gázok a kéreg­ repedés mentén vulkáni csatornát (diat­ réma) tágítanak maguknak. Áttörve az útjukban álló rétegeket, a szétrobban­ tott kőzetek porát és a kőzettörmeléke­ ket magukkal sodorják. A törmeléket a kráter nyílása körül alacsony kúpos gyűrű formájában halmozzák föl. Az explózió után a vulkáni tevékenység ki is merül. A kráter elpusztulása esetén később láthatóvá válik a törmelékkel 65. ábra: A maar-típusú vulkáni kráter vázla­ tos rajza. A krátert tó tölti ki kitöltött vulkáni csatorna (65. ábra). 98

A maarok az Eifel-hegységre (25) és a Svábföldre (125 maar) jellemzők, de előfor­ dulnak Auvergne-ben is (Franciaország). Az el nem pusztult maarkrátereket kicsiny szép maartavak töltik ki. Vulkánembriók a dél-afrikai gyémántterület explóziós diatrémái is. Ezek a gyé­ mántképződésben jelentősek. A magma itt a karroo-homokkő sorozatát törte át. A kék agyag redukáló hatására a magma fémkarbidjai gyémánttá (kristályos szén) redukálódtak. Az újabb kutatási eredmények alapján azt feltételezik, hogy a robbanásos működés óriási detonációs nyomása és az ezzel együtt járó igen magas hőmérséklet közvetlenül hozta létre a gyémántkristályokat. b) A Krakatoa-típus: Az explóziós vulkáni kitörések iskolapéldája a Szundaszorosban levő szigetvulkán, a Krakatoa 1883. évi kitörése.

66. ábra: A Krakatoa pusztulása (Holmes nyomán) A Szumátra és Jáva közötti kis sziget vulkáni kúpját, a Rakatát kialudt vulkánnak tartották. 1883-ban 3 hónappal a kitörés előtt földrengés, morajlások, majd gázszi­ várgások voltak érzékelhetők. Augusztus 27-én a Rakata kúpja felrobbant. A robba­ nás a szigetvulkán nagy részét a levegőbe röpítette. A szétrobbant kőzettömegekből keletkezett finom vulkáni por 80 km magasra sodródott föl, és éveken át lebegett a légkörben. Többször megkerülte a Földet és sajátos optikai jelenségeket, pl. az éjjel világító gyöngyházfényű felhők jelenségét okozta. Láva nem ömlött a felszínre, de a fej nagyságú vulkáni bombák 26 kilométernyire, a kisebbek 40 km távolságra is elrepültek. A vulkáni hegy szétrobbanásával támadt kalderába óriási erővel tört be a víz. A kitörést tengerár (cunami) és tengerrengés követte, amely csak Jáva szigetén közel 40 000 ember életébe került. A robbanás okozta légnyomás a tőle 150 km-re fekvő Buitenzorg (Bogor) városában is károkat okozott (66. ábra). 99

A Krakatoa-típusú vulkánok családjába tartozik a Sunbawa szigetén (Kis-Szundaszigetek) működő Tamboró is, amely az 1815. évi óriási kitörése előtt 4300 m magas volt, ma 2000 m. Ebbe a típusba tartozik az alaszkai Katmai (1912) is. Kitörésekor oly nagy mennyi­ ségű törmelékanyagot dobott a felszínre, amennyit még egyetlen kitörés sem múlt felül. Erupciós felhőjéből 100 km-es körzetben hullott alá a horzsakő és nagy tömegű vulkánikus por. Hasonló jellegű volt 1886-ban az új-zélandi Tarawera-vulkán, 1888-ban pedig Japánban a Bandai San explóziója. A közelmúlt igen rossz emlékű explóziós esemé­ nye volt az észak-amerikai St. Helen-vulkán 1980-as kitörése is. c) A Volcano-típus: A Volcano az Olaszországhoz tartozó Lipari-szigetek egyik időszakosan működő vulkánja. Lávája sűrűn folyó, nyúlós, és rendszerint csak a kráter pereméig jut el, ott dugóként megszilárdul. Emiatt nagy mennyiségű gőz és gáz gyűlik össze, míg végül az explózió a lávadugót fölrobbantja. Igen sok a gőzök és gázok által kidobott kőzettörmelék, valamint a röpülés közben megszilárduló lávafröccs. Néha lávafolyás is észlelhető. Sűrűn folyó lávája ráncosodó, ún. fonatos láva. d) A Pelée-típus: Névadója a Mt. Pelée Martinique-szigeti vulkán (Kis-Antillák). 1902. évi pusztító kitörése előtt vulkáni kráterét tó töltötte ki. A vulkán 1902-ben váratlanul működésbe kezdett. A krátertó vize elpárolgott, majd helyén egy csaknem 400 m magas izzó, éjszaka világító - 90 m-es átmérőjű - hengeres lávatű emelkedett a magasba. Ez az óriás oszlopként meredő monumentális lávadugó végül is utat engedett az alatta feszülő magmatikus gázok tömegének. Tövéből 1902. május 8-án 800 °C-os, kőzetporral terhelt izzó gázfelhő robbant ki, és a vulkán lejtőjén nagy sebességgel lehömpölygött a 9 km-re fekvő főváros, St. Pierre irányában. A gázfelhő a 32 000 lakosú várost teljesen elpusztította (67. ábra). A rendkívül magas hőmérsékletre jellemző, hogy a kulcscsomók és egyéb vastárgyak alaktalan masszá­ vá olvadtak össze. A katasztrófa egyetlen túlélője egy föld alatti bör­ tönbe zárt, halálra ítélt bűnöző volt. A lávatornyot ezt követően időn­ ként még robbanások pusztították, és 1903 augusztusában szét is rob­ bant, maradványa végül visszasülylyedt a kráterbe. 1905-ig a kitörés többször megismétlődött, de az ereje már egyre kisebb lett. 67. ábra: A Mt. Pelée kipréselődött láva­ dugója és az 1903. május 8-i katasztrofá­ lis gázrobbanás értelmező vázlata 100

B) Kiömlési (effúziós) vulkántípusok Az ebbe a csoportba tartozó szárazulati vulkánok csak lávát termelnek, explóziójuk nincs. Legjellegzetesebb: a Hawaii-típus. Fő képviselője a Hawaii-szigeteken emelkedő 4168 méter magas Mauna Loa és a Mauna Kea. A Mauna Loa oldalán 1235 m magasságban egy parazitakráter helyezkedik el, a Kilauea, amelyben 600 m átmérőjű bazaltlávató foglal helyet. A vulkáni krátert kitöltő 1200-1350 °C-os hígan folyó bazaltos láva - az időnként felgyűlt gázok hatására - a kráterben emelkedik, majd a gázok eltávozásával visszasüllyed. Amikor a kráter megtelik, a híg láva valóságos tűzzuhatagot alkotva, a kráter peremén kicsordul. Olykor hatalmas lávaör­ vények kavarják föl a tavat, és 40-60 m magas lávaszökőkutak lövellnek a magasba. A visszazuhanó láva finom üveges szálakat formál (Pelée istennő haja). A törmelék­ szórás teljesen hiányzik. Sok effuzív típusú vulkán működik az óceánok fenekén, pontosabban szólva az óceáni hátságok repedésvölgyeiben. Ezekről a spreading-típusú tenger alatti vulkánok­ ról jó ideig nem is volt tudomásunk, holott ezek a vulkánok hozzák a felszínre a Föld megújuló litoszféralemezeinek az összes építőanyagát.

C) Vegyes típusok A Föld legtöbb vulkánja az effúziós és explóziós vulkáni jelenségeket együttesen mutatja: gőzöket, gázokat, lávát és törmelékeket egyaránt termel. A vulkáni kúp a kitörések során kidobott törmelék és láva egymásra települt rétegeiből épül föl, ezért réteges, ún. sztratovulkánok (68. ábra).

68. ábra: Sztratovulkán tömbszelvénye (Longwell nyomán)

a) A Vezúv-Etna típus: a vegyes típusú vulkánok legszebb példája. A Vezúv idősza­ kosan működik. Működését gőz- és gázömlés vezeti be, majd földrengés és föld alatti morajlás kíséretében megindul a törmelékszórás. A kráterből távozó vízgőzökből heves záporok hullnak. A lezúduló eső a vulkáni hamutól (kőzetportól) iszapos. A port az esővíz átitatja, s a kúp lejtőin iszapfolyások hömpölyögnek le. A heves porés homokszórást a kitörés tetőpontján (paroxizmus) bombaszórás, majd lávaömlés váltja föl. A lávaömlés után fokozatosan elcsendesedik, és a vulkáni kitörés gázszivár­ gásokkal ér véget. Az 1176 m magas Vezúvnak kettős vulkáni kúpja van. A rómaiak az ókorban kialudt vulkánnak tartották. A szőlőskertek és a gyümölcsösök a csúcsáig ellepték. 101

I. sz. 79-ben, VIII. 24-én váratlanul hatalmas kitörése volt a Vezúvnak. Hamuja mintegy 30 km-es körzetben több méter vastagságban fölhalmozódva elpusztította és­ betemette a lábánál elterülő római nyaralóvárosokat:, Herculaneumot, Pompejit és Stabiaét. Plinius, aki szemtanúja volt a kitörésnek, igen szemléletesen leírta. A Vezúv 1631-ig általában explóziós tevékenységet fejtett ki (471, 512), de a XII-XV. sz. között szünetelt a tevékenysége. 1631 óta kisebb-nagyobb megszakítá­ sokkal működött. 1944 óta nem volt kitörése, csak gázömlései. A kitörések a Vezúv alakját jelentősen átalakították. I. sz. 79-ben még sokkal magasabb volt, de kúpja a kitöréskor a levegőbe röpült. A régi kúp megmaradt pereme az északi oldalán a legmagasabb, ez a Monte Somma. A kirobbant kráter kürtője (a kaldera) 4 km átmérőjű. Ebből magasodik föl a salakból és a vulkáni hamuból álló új vulkáni kúp. Mai alakját az 1906-os kitöréskor nyerte el, de a krátere 1944-ben alakult a mai formájára (69. ábra). Az új kúp és a régi kráterperem (a Monte Somma) között 200-300 m mély völgy, az Atrico del Cavallo (lólegelő) terül el. Ennek keleti mély, kietlen része a Velle del’Inferno (Pokol-völgy). A Vezúvhoz hasonló, kettős kúpú vulkáni hegy a Pico de Teyde, a Sandorini, a Stromboli is, ezért a Vezúv után az ilyen kúpokat a geomorfológiában somma típusú vulkánoknak nevezzük (70. ábra). 102

A Vezúv ,,Hamukúp”-jának meredek lejtőit friss vízmosások völgyelései hasogat­ ják. Ilyen völgyelések természetesen más vulkáni kúpokon is megfigyelhetők. A Pico de Teyde lejtőin nevük barranco. Innen a vulkáni kúpokat szabdaló eróziós völgyelé­ seket a geomorfológia barrankóknak nevezi. A Vezúvval azonos típusú működést mutat a 3279 m magas szicíliai Etna, Európa legnagyobb működő vulkánja. Lávája csak ritkán buggyan ki a fő kráterből, mert gyakran a vulkáni hegy oldala repedezik meg, és ezeken a repedéseken nyomul ki a láva (oldalerupciók). A láva kitódulásának helyein vulkáni kúpok, parazitakráterek képződnek. A kitörések lávafolyamai a vulkán lábáig is lefolyhatnak. Az Etnának több mint 200 parazitakrátere van, de időről időre újak is keletkeznek (71. ábra).

71. ábra: Az Etna morfogenetikus tér­ képe a parazitakráte­ rekkel és a különböző kitörési fázisok láva­ folyásaival 103

Az Etna legnagyobb ismert kitörése 1669-ben volt. A lejtőin és alján kb. 20 km hosszú és 2 km széles repedés támadt. A repedésen sok explóziós nyílás képződött, s ekkor keletkezett az Etna legnagyobb parazitakrátere, a Monte Rossi. A kiömlő láva előbb elpusztította Nicolosi városát, majd Cataniát is körülfolyta, egy részét pedig maga alá is temette, míg végül elérte a tengert. A Vezúvhoz és Etnához hasonló az ugyancsak olaszországi Vulcano működése. A Stromboliénál erősebb, de ritkább és szabálytalanabb közökben ismétlődő kitöré­ sek jellemzik. A Vezúv- és Etna-típusú réteges vulkánok közé tartozik Földünk egyik legmaga­ sabbra nőtt működő vulkánja, a közel 6000 m magas dél-amerikai Cotopaxi is. b) A Stromboli-típus: A Stromboli vulkán ugyancsak a Lipari-szigetek állandóan működő vulkánja. Gázdús explózióit nagy törmelékszórás kíséri. A kráterből kilö­ vellt anyag jó része képlékeny salakfoszlány. Ezek a levegőben forogva megszilárdul­ nak, és a földre zuhanva lapított alakot öltenek. Az üvegesen megmerevedő salakfosz­ lányból lesz az obszidián. A magasra lövellt lávafoszlányokból keletkező likacsos horzsakövek (0,7 fajsúly) egy-egy kitörés után tekintélyes mennyiségben borítják el a tengert. A Stromboli lávája híg, 1000-1200 °C-os, és hamar merevedik. Folyás közben a megszilárduló lávát az utána következő lávafolyás összetöri. Ez csörömpölő hangot ad. A széttört üveges lávafelület alól a gázok szökőkútszerű lávakitöréseket okoznak. A láva felszínén folyásos, sodort és csavart szerkezet látszik, ezért fonatos, illetve kötéllávának nevezik.

D) Monogenetikus és poligenetikus vulkánok A vulkáni hegyeket a vulkáni kúp alakja és belső szerkezete szerint is szokták osztályozni. Eszerint megkülönböztetünk pajzs- és dómvulkánokat, illetve dagadókú­ pokat, méghozzá mindezeket monogenetikus vagy poligenetikus változatban. Nem gyakori jelenség, de megtörténik, hogy a vulkáni tevékenység egyetlen alka­ lommal, lüktetésszerű kitörésben nyilvánul meg. Az egyetlen kitörés eredményeként kialakult vulkánt nevezzük monogenetikus vulkánnak. Lehetséges, hogy a monogene­ tikus vulkáni kúpot teljes egészében sűrű, gázszegény láva építi fel. Ez az igazi dagadókúp (72. ábra). A dagadókúp alulról felfelé növekszik, és lüktetésszerű láva­ ömlés eredményeként jellegzetes hagymaszerkezetet mutat. Ilyenek a Sandorini cso­ portban Georgios és Daphni kis szigetvulkánjai (73. ábra). Pleisztocénkori monoge­ netikus dagadókúp az Auvergne-ben a Puy de Dôme, és valószínűleg az ecuadori hatalmas Chimborazo is. Egyetlen kitörés természetesen nemcsak lávát, hanem a lávával vegyesen vulkáni törmelékanyagot (port, bombát, lapillit) is a felszínre hozhat. Ilyen módon keletkezik a vegyes felépítésű monogenetikus vulkáni kúp. így jött létre Nápolytól nyugatra, a vulkanikus jelenségekben rendkívül gazdag Flegrei-mezőkön (Campi Flegrei) 1538 szeptemberében az emberek szeme láttára a 140 m magas Monte Nuovo. 104

73. ábra: Az óriási vulkánrobbanással keletkezett Thiraszigeti kalderabesza­ kadás öblözetének közepén jelenleg is növekvő dagadókú­ pok vannak: D= Daphni, G = Georgios A Földön a földtörténeti közelmúltban tevékenykedett vagy még ma is tevékeny legtöbb vulkán azonban egymástól nyugalmi időszakokkal elválasztott, sorozatos kitörések eredményeként alakult ki. Ezek a poligenetikus vulkánok. Vannak olyanok, amelyeket főként lávatömegek építenek fel: ezek a poligenetikus lávavulkánok. Ha a vulkán híg (bazaltos) lávát termel, a kráterből kiömlött láva a felszínen igen enyhe lejtőjű, lapos kúpot, ún. pajzsvulkánt épít fel. Ha viszont a láva sűrűn folyó, 105

a kúp meredekebb lejtőjű, magas, dómszerű térszíni forma lesz, az ún. dómvulkán. Alacsony pajzsvulkánokra jó példákat találhatunk Izlandon, de pajzsvulkán a Ha­ waii-szigetek két óriásvulkánja, a több mint 4000 m magas, rendkívül enyhe lejtőjű Mauna Kea és Mauna Loa is (74. ábra). A legtöbb poligenetikus vulkánt azon­ ban a sorozatos kitörések eredményeként rétegesen egymásra boruló tufa- és láva­ leplek építik fel. Ezeket nevezzük poligene­ tikus sztratovulkánoknak. Ilyen vulkán pl. a Stromboli vagy a Vezúv is.

74. ábra: A vulkáni kúp lejtőszöge szerinti osz­ tályozás. A = pajzsvulkán (< 5°), B = dómvul­ kán (> 5°)

E) Iszapvulkánosság és a vulkáni utóműködés típusai Az iszapvulkánosság az esetek egy részében a valódi vulkánosság vagy utóvulká­ nosság jelenségcsoportjai közé tartozik, más esetekben viszont csak formai hasonló­ ságról van szó, s maga az iszapvulkán egyáltalán nem a magmatizmus felszíni meg­ nyilvánulása. Az iszapvulkánosságnak ez a két különböző válfaja az iszap hőmérsék­ lete alapján többnyire biztosan elkülöníthető. A „meleg” iszapvulkánok minden esetben a vulkánosság kísérőjelenségei. Vulkáni területeken agyagos térszíneken jelentkeznek. Hőmérsékletük nagy. A kráterükben összegyűlő sáros, híg iszapot szolfatárák és mofetták kénes gázai és szén-dioxidja telítik. Kráterkúpjuk alacsony, néhány centiméter, legfeljebb néhány méter. A híg iszapból állandóan pöfög a gáz; sokszor heves kitöréseik is vannak. Izland, KözépAmerika, Új-Zéland vulkáni vidékein gyakoriak. Több olyan - még aktív - vulkánt is ismerünk, amelyek nagy iszaptömegeket nyomnak ki magukból. Az elhaló vulkánok kráterében ugyanis a szétrobbantott kőzetek porából nagy mennyiségű sáros, híg iszap gyűlhet össze. A fölszivárgó gőzök és gázok hatására azután az iszap állandóan pöfög, sőt nyomásukra a kráterből ki is tódulhat. Európában a legérdekesebb forró iszapvulkán a Nápoly közelében lévő Solfatara-kráterben (Pozzuoli mellett) működik. Itt egy néhányszor 10 m-es átmérőjű - kb. 160-200 °C hőmérsékletű - sűrű iszaptó állandóan fortyog. Erdélyben a kovásznál „Pokolsár” is szén-dioxiddal telített iszapvulkán. Meleg iszapját gyógyfürdő értékesíti. A Costa Rica-i Poas vulkán kráterének iszaptavát a felgyűlt gőzök-gázok ereje - a szökőforrásokhoz hasonlóan - néha 10 m magas oszlop alakjában löki a magasba. A krátertó peremét olykor robbanás is felszakítja, s ilyenkor az egész kráter kiürül. 106

A belőle kirobbanó víz- és iszapáradat mindent elsöpör útjából. Hasonló iszap- és krátertókitörések Jáva szigetén és Új-Zélandban is ismeretesek. Amíg a meleg iszapvulkánok valóban vulkános eredetű képződmények, addig a „hideg” iszapvulkánoknak (iszapfortyogóknak) az esetek legnagyobb hányadában nincs kapcsolatuk a vulkánossággal. Az olyan laza talajú, többnyire agyagos területe­ ken jellegzetesek, ahol a talaj szerves anyagainak elbomlása különösen sok szénhidro­ gént, szén-dioxidot, kénhidrogént és metánt produkál. A gázok a felszín alatt gyűlnek össze mindaddig, amíg feszítőerejük le nem győzi a rájuk nehezedő iszap- és agyagré­ tegek nyomását. Végül is ezeken keresztül a gázok a felszínre törnek, magukkal sodorva és összekeverve talajvizet, agyagot, iszapot, gyakran szilárd kőzettörmeléket is. Az iszapból lapos, vulkánszerű kúpot építenek fel. A kúp kráterét iszapos víz tölti meg. Sokszor egészen kicsinyek, máskor viszont 50-100 m magasak, és kráterük átmérője meghaladja a 200-300 métert is. Különösen olajvidékeken (Baku környéke, Trinidad) és deltákon gyakoriak. A Mississippi deltavidékén „mudlumps” a nevük. A vulkáni kitörések végleges megszűnte után még jó ideig tapasztalhatók olyan jelenségek, melyek az egykori vulkánossággal hozhatók kapcsolatba. Ezeket gyűjtő­ néven vulkáni utóhatásoknak (posztvulkáni jelenségeknek) nevezzük. Lényegében gázszivárgásokról, exhalációkról van szó, melyeknek hőmérséklete idők folyamán, a kitörések időpontjától távolodva, egyre csökken. A vulkáni utóműködés mindaddig tart, míg a vulkáni fészek (másodlagos magmakamra) hőmérséklete a környezetének hőfokát meghaladja. Időtartamban ez geológiai korokra is kiterjedhet. A posztvulkáni tevékenység, amely tehát elsősorban a vulkáni működést lezáró exhalációkban, azaz gőz- és gázszolgáltatásban mutatkozik, anyagszolgáltatása sze­ rint három nagy csoportra különül: 1. szolfatára, 2. fumarola (gejzír és hévíz), 3. mofetta (száraz) és szénsavas források. A s z o l f a t á r á k b a n a vízgőz mellett elsősorban a kénvegyületek, főleg a kén­ hidrogén és a kén-dioxid uralkodnak. Hőmérsékletük 200 °C-ig terjedhet. A jelenség elnevezése a Nápoly melletti Solfatara-krátertől ered, ahol az utolsó vulkáni kitörés 1198-ban volt. Azóta a kráterben mintegy 200 m2-es nyíláson kénhidrogénes vízgőz tör elő. Hőmérséklete 130-165 °C között változik, napi mennyisége pedig 20 000 liter víznek felel meg. A Solfatara-kráterben az utóvulkáni kénes kigőzölésekből sárga kénkristályok válnak ki folyamatosan. Egyes szolfatárákban jelenleg is olyan tömegű kén rakódik le, hogy az már gazdaságilag is hasznosítható. A fumarola különböző kémiai anyagokat tartalmazó gőzömlés, a vulkáni működés szünetelése alatt vagy megszűnése után, 200-100 °C közötti hőmérsékleten. Ezzel kapcsolatos a posztvulkáni hévforrások gyűjtőnév alatt ismert jelenség is, amely­ ben valamivel alacsonyabb - 100 °C alatti hőmérsékleten - vízgőz- és forró víz-szolgál­ tatás mutatkozik. Az utóvulkánossághoz kapcsolódó hévforrások feltörése a vulkáni területeken különböző méretű lehet. Vannak fumarolás jellegűek és iszapvulkánok, de lehetnek savas vagy alkáliás források is ugyanazon a területen együttesen. A mai vulkáni területeken nagyon gyakoriak az ilyen hévforrások. Legismertebbek 107

az észak-amerikai Yellowstone Nemzeti Park, Izland, Új-Zéland, Jáva és Japán vulkáni hévforrásai. A fumarolák közé tartoznak a bórsavas gőzkilehelések (szoffioni) is, például Toszkanában (Volterra, Larderello). Itt harmadidőszaki rétegek hasadékán - nem vulkáni térszínen -, mélyben lévő intrúzióból eredő 120-105 °C-os gőz tör fel a levegőbe, 10-30 m magasságba, amit iparilag hasznosítanak bőr, kén, gipsz kiválasztására. A feltörés helyei gyakran változnak, a völgyön fölfelé vándorolnak. Itt nagy gőzerő­ telepet is létesítettek. Egyes helyeken a vulkáni hévforrások szabályos vagy szabálytalan időközökben, magasra feltörő szökőkutak, gejzírek alakjában mutatkoznak (Izland, Yellowstone Nemzeti Park, Kamcsatka, Japán, Új-Zéland). A gejzírben is vulkáni eredetű a meleg, de vizének - legalábbis egy része - felszíni származású talajvíz. Kitörés akkor jön létre, ha a föld alatti víztároló üreg- és réshálózatban levő gőz nyomása meghaladja a kivezetőcsatorna vízoszlopának nyomását. A gejzír működésének fizikai modelljét legelőször Bunsen értelmezte. Szerinte a gejzír vizéből a kürtő közelében - a kicsapódó gejziritből (hidrokvarcitból) - lapos kúp épül. A kúp központi részében kis kráterszerű medence fekszik, ebből vezet le a mélységbe a gejzír kürtője. A gejzír működésében részt vevő víz főleg vadózus eredetű talajvízből és nem juvenilis származású mélységi vízből adódik. A kitöréskor kilövellt víz - lehűlve - hamarosan visszahúzódik a forró kőzettöme­ gektől övezett felszín alatti tároló rendszerébe, és a mélységben újból felmelegszik. A felmelegedés azonban a felszín alatt erősen meghaladja a 100 °C-ot, mert az alsóbb vízrétegekre a fölöttük lévő vízoszlop nagy nyomást gyakorol, s emiatt a forráspont jelentősen megemelkedik. A rendszerben túlmelegedő víztömeg természetesen mind­ addig nem indulhat forrásnak, míg a víz valahol el nem éri a forráspontot. Amint azonban ez valahol bekövetkezik, s a fejlődő gőzbuborékok kiszorítják a víztömeg egy részét, lecsökken a korábbi hidrosztatikai nyomás, s így a most már egész tömegében forrpontja fölé hevült víz a mélységben robbanásszerűen gőzállapotba megy át. A gőz természetesen a teljes víztömeget kilöki a rendszerből. A visszahulló és a levegőben lehűlt víz azután ismét elfoglalja helyét a föld alatti réshálózatban (75. ábra). A kitörés ritmusa sokszor meglepően szabályos (néhány perctől néhány napig). M o f e t t á k , s z é n s a v a s s z ö k ő f o r r á s o k , s a v a n y ú v i z e k . A vul­ káni utóműködés végső terméke a gáz alakú szén-dioxid, a száraz mofetta. Legismer­ tebb példája a Nápoly melletti Solfatara-kráter Kutya-barlangja, ahol a levegőnél nehezebb CO2-gáz a talaj mentén helyezkedik el (hőfoka 20-29 °C). Ilyen a Torjai-Büdösbarlang is a Hargitában, kevés kénhidrogénnel és vízzel, 11-12,5 °C hőmérséklettel. A szénsavas forrásokat savanyúvíznek nevezzük, Erdélyben borvíz, a Cserhátban és a Mátrában pedig csevice a nevük (Tar, Maconka, Mátraszöllős, Parádsasvár). A csevicéink a miocén kori andezitvulkánossággal összefüggő hideg ásványvizek. Ilyen jellegűnek kell azonban minősíteni a Fejér megyei Moha községben, Székesfe­ hérváron és Zámoly községben megfúrt szénsavas vizet is, valamint a Balaton vidéken 108

Kékkúton, Balatonfüreden levő szénsavas forrásokat, nemkülönben a Sopron megyei Mihályi községben mélyfúrásból feltörő szabad szénsavat is. Ez utóbbiak a legfiata­ labb kori bazaltvulkánosság utóhatásainak tekinthetők. 75. ábra: Az izlandi nagy gejzír működésének vázlata Bunsen nyomán. A gejzír csatornájának bal oldalán az a-f betűk mellett levő számok a víz valódi, ténylegesen megmért hőmérsékletét jelentik. A csatorna jobb oldalán lévő számok pedig a megfelelő mélységekben a nyomás alatt álló víz kiszámí­ tott forráspont-hőmérsékletértékei. A csatorna legtöbb pontján a víz tényleges hőfoka a forrás­ pont alatt marad. Csak a „c” pont környékén egyezik meg a két érték, ezért itt következik be a víz gőzzé válása. A melegfészek tehát a 13 m-es mélység körül van, ahol a 120,8 °C hő­ mérsékletű víz legelőször megy át gőzállapotba

F) Tenger alatti vulkánosság A vulkáni kitörések nemcsak a szárazföldre jellemzők, hanem az óceánokra és tengerekre is. A tenger alatti kitörések sokkal gyakoribbak a szárazföldieknél, hiszen az óceánok és a tengerek a földfelszínnek 71 %-át foglalják el. A tenger alatti vulkáni működés tehát nem külön fajta. Ha a tenger nem nagyon mély, akkor a lávafolyás, a szilárd törmelékszórás és a gázkitörés a felszíni vulkánokhoz hasonlóan megy végbe. Ezeknek a kisebb mélységben bekövetkező kitöréseknek a lefolyását azonban nem látjuk, hanem többnyire csak közvetett jelenségekből tudunk róluk. Ilyen jelzések lehetnek a tengerrengés, a vízfelszínen úszó horzsakövek, elpusztult halak és gázfeltö­ rések. A hajósok gyakran beszámolnak arról, hogy útjukban a tenger felszínét forrni vagy magasba szökni látták. Gőzoszlopok és lángok törhetnek elő a tengerből. Néha a megfigyelők szeme láttára szigetek emelkednek ki a tenger vizéből. Némelyik ezek közül meg is marad, a legtöbbje azonban ismét eltűnik. Ilyen volt a Földközi-tenger­ ben (Pantelleria-szigeterődje közelében) 1831-ben a tenger szintje fölé 200 m magas­ ságra fölemelkedő, kb. 5 km átmérőjű tűzhányó (Ferdinandea), amely 5 hónap múlva lassan a tenger alá süllyedt. A Csendes-óceán déli medencéjében is sok a tenger alatti vulkán. Tenger alatti kitöréseknek köszönheti létét Óceánia sok apró szigete is Mikronéziában és Polinéziá­ ban. A nagyobbak kemény lávatömegei sikerrel dacolnak a tenger hullámverésével, a kisebb és lazább kúpok összeroskadnak, anyagukat elmossák a hullámok. Csak a lejtőiken megtelepedett és a vulkáni kúp összeroskadásával építkezésükben lépést tartó korallok telepe, szírtjei, zátonyai és kör alakú, alacsony szigetei, az atollok, gyűrűzátonyok árulják el az egykori vulkán helyét. 109

Az Atlanti-óceánban - eltekintve az óceáni hátság gerincében végighúzódó repe­ désvölgytől - a Jan Mayen szigetétől az Azori-szigeteken át Tristan de Cuncha-ig húzódó töréses öv a vulkanizmus fő fészke. Különösen a 9 nagyobb és sok kisebb szigetből álló Azori-szigetek vulkánikusak. Sok rajtuk a hőforrás, krátertó, gyakori a földrengés és a vulkáni kitörés. A legtöbb tenger alatti vulkán működéséről azonban nincs is tudomásunk. Különö­ sen rejtve maradnak előlünk azok, amelyek több ezer méteres tengerszint alatti mélységben zajlanak. A mélytenger fenekén történő kitörés ugyanis, amely elsősorban lávaömlés alakjában jelentkezik, a felszínen megfigyelhetetlen. 2000 m mélységtől lefelé a vízgőz kritikus nyomását a víztömeg hidrosztatikai nyomása már meghaladja, gőzképződés tehát nincs, s a lávafolyás teljesen csöndesen történik a fenéken. Mintha az izzón folyós kőzetolvadék nem is vízzel, hanem csak levegővel érintkezne. Mivel a mélytengeri vulkanizmust régebben nem észlelték, a legutóbbi évtizedig nem tudtuk, hogy az óceáni hátságok mély repedésvölgyeiben szinte folyamatos a vulkáni tevékenység.

A vulkánosság földrajzi területi rendje és kapcsolata a lemezszegélyekkel A Földön ma működő vulkánok számának megállapítása nem könnyű feladat. Ennek két oka van. Egyik az, hogy nincsenek a Föld felszínének minden részletéről évszázadokra visszamenőleg pontos vulkanológiai adataink. A nehezen elérhető távoli vidékeket ugyanis csak mindössze száz-kétszáz év óta ismerjük. A másik ok pedig az, hogy nehéz eldönteni, vajon egyes területeken a vulkáni tevékenység tényle­ gesen megszűnt-e, vagy csak pihen, „alszik” a vulkánosság. A Vezúv vagy a Bandaiszan példája mutatja, hogy évszázadok óta kialudtnak vélt, valójában azonban csak pihenő tűzhányók máról holnapra tevékennyé válhatnak. Ezért ajánlatos, hogy nap­ jainkban is észlelhetően működő vulkánok mellett a gyanús, az esetleg csak pihenő, tehát időlegesen nem tevékeny vulkánokat is figyelembe vegyük. A mondottak alapján érthető, hogy a különböző szerzők különböző időpontokban összeállított vulkánstatisztikai adatai egymástól különböznek. Mercalli katalógusa szerint (1907) a történeti időkben tevékeny (aktív) vulkánok száma 415, ebből 1800 óta is működik 121 vulkán. Sapper 1927. évi statisztikája szerint a történeti időkben működött vulkánok száma 450; éspedig a pacifikus félgömbön 353, az atlanti-indiai félgömbön 97. Ha az újabban megismert - főleg tenger alatti - vulkáni tevékenység adatait is figyelembe vesszük, akkor ma mintegy 680-ra tehetjük a Föld aktív vulkán­ jainak a számát. A jelenleg is aktív, valamint a geológiai múlt egy adott időszakában működött földfelszíni vulkánok földrajzi előfordulása egyaránt egy jól kirajzolódó területi rendet mutat. Ennek a rendnek a legjellemzőbb ismérve a linearitás, ami abban 110

fejeződik ki, hogy a legtöbb vulkán (a jelenleg működő vulkánok mintegy 96%-a) nem szabálytalan szórtsággal, hanem meghatározott vonalak mentén, sorszerűen települt. Ha a sorszerű vonulatokba települt aktív tűzhányókat térképre visszük, kitűnik, hogy öt vulkáni övezetet alkotnak (76. ábra). Közülük kettő a Pacifikus- (kelet­ ázsiai, illetve amerikai) övezet: a Behring-szorostól Indonézián át Új-Zélandig, illetve az Aleut-szigetektől a Tűzföldig és az Antarktiszig terjed. A harmadik övezet nagyjá­ ból az Eurázsiai-hegységrendszert követi a Földközi-tenger mellékén és Elő-Ázsián keresztül Indonéziáig. A negyedik vulkáni övezet az Atlanti-hátság területe Jan Mayentól a Bouvet-szigetekig, de ide sorolandók az Indiai- és a Csendes-óceán tenger alatti hátságain ülő vulkánok is. Végezetül az ötödik vulkáni övezet a Kelet-afrikaiárok területe. Az aktív vulkánosság területi előfordulási helyeit ábrázoló térképen (76. ábra) szembetűnt, hogy mennyire egyenlőtlen Földünkön a vulkánosság térbeli megoszlása. Holmes (1978) szerint a szigetívekhez és a recens hegységképződési vonalakhoz kap­ csolódik a működő vulkánok 80%-a, 20%-a pedig az óceánok medencéihez, éspedig elsősorban az óceáni hátságok repedésvölgyeihez (ill. Afrikában ezek kontinensre kifutó folytatásához). Az utóbbi évtizedek vulkanológiai és tektonikai kutatásai egyértelművé tették, hogy a földi vulkánok nagymértékű lineáris települése szembetűnően jelzi a földi litoszféra nagy szerkezeti egységeinek határait. Ezek a határok ugyanis - a hozzájuk

76. ábra: A Föld fiatal lánchegységeinek és mélytengeri árokrendszereinek területi kapcsolata a negyedidőszaki és a jelenkori vulkanizmussal 11!

kötődő vulkanizmus bizonysága szerint - egyben elég mély és nyitott törésrendszerek ahhoz, hogy a magmatikus anyagok felszínre jutását lehetővé tegyék. így aztán Földünk felszíne hatalmas kiterjedésű táblaszerű vulkánmentes térségekre és az eze­ ket határoló - sűrű vulkanizmussal jellemezhető, nagy tektonikai aktivitású - keskeny övezetekre tagolódik. A vulkános övezetek pontosan megegyeznek a Föld nagy litoszféralemezeinek táblahatáraival. A litoszféraszegélyekhez kötődő vulkáni előfordulásoknak két változata van: az egyik (A változat) az, amelyben a vulkánosság együtt fordul elő a hegységrendszerek­ kel (és mélytengeri árkokkal). A másik (B változat) az, ahol a vulkánosság egyedül jelentkezik, azaz lánchegységek és mélytengeri árkok kísérete nélkül. Az A változatú vulkánosság fontos ismérvei és kísérőjelenségei: - A vulkánok főleg savanyú, kovasavban gazdag, esetleg semleges magmatermékeket produkálnak, és csak ritkán fordul elő bázikus lávaömlés. - A vulkáni kúp meredek oldalú és gyakran réteges szerkezetű (sztratovulkánok). Dómvulkánok, de dagadókúpok is keletkezhetnek. - Gyakori a gázrobbanásos (explóziós) működés és a tufaszórásos tevékenység. - Jelentős vízgőzprodukció kíséri a kitöréseket. - A vulkánok tevékenysége főleg intermittáló, hosszabb távon is egyenlőtlen, „meg­ bízhatatlan” működési, ill. elhalási tünetekkel. - Az övezet földrengései főleg közép- és mélyfészkűek (hipocentrum 750 km-ig). - Az A változatú vulkánosság a litoszféralemezek összetorlódó szegélyein mutatko­ zik (szubdukciós övezetek), ezért ezt a vulkánossági típust a konvergens lemezsze­ gélyek vulkanizmusának is nevezhetjük. A B változatú vulkánosság fontos ismérvei és kísérőjelenségei: - A vulkánok szinte kizárólagosan kovasavban szegény, bázikus lávát produkálnak. - Lapos lejtőjű vulkáni kúpok épülnek, amelyek elsősorban bazaltból állnak. - Nincsenek jelentősebb gázrobbanások, és lényegében hiányzik a tufaszórás is. - A kitöréseket nem kíséri jelentős vízgőzprodukció. - A vulkánok egyenletesebb, nyugodt tevékenységűek, többnyire nem intermittáló típusúak. - Az övezet földrengései többnyire kis intenzitásúak és sekély fészekmélységűek (hipocentrum 5-30 km). -A B változatú vulkánosság leginkább az óceánközépi hátságok tengelyvonalában végighúzódó repedésvölgyekhez kötődik, illetve a szárazföldeknek azokhoz a törés­ rendszereihez, amelyeket az említett repedésvölgyeknek a szárazföldekre is ráterje­ dő folytatásaiként értelmezünk (pl. Kelet-Afrika nagy árkos törésnyalábjai). -A B változatú vulkánosság zömében az egymástól távolodó, szétsodródó (spréading) lemezszegélyek távolodásának kísérőjelensége, ezeket a vulkánossági lineamentumokat tehát a divergens lemezszegélyek vulkanizmusának is nevezhetjük. A Föld recens vulkánosságának mintegy 4%-a érdekes módon nem kapcsolódik a lemezszegélyekhez, hanem ezek a vulkánok látszólag rendezetlen szórtsággal, elsősor112

ban az óceáni fenéklemezek belső területein helyezkednek el (C változat). Az óceán­ fenék domborzatának részletes térképei azonban arról is tanúskodnak, hogy a tenger alatti vulkánok is helyenként vonalszerű sorokba rendeződtek. A C változatú vulkánok keletkezését és lemezszegélyektől független előfordulását úgy kell értelmeznünk, hogy helyenként magukban a litoszféralemezekben is kialakul­ hatnak olyan mély törések, amelyek a köpenyig hatolnak, illetve a lemeztáblák belseje alatt is lehetnek a köpeny anyagában olyan helyi jellegű függőleges irányú meleg „kéményáramlások”, amelyeknek feltörekvő konvekciós magmaoszlopa alulról pont­ szerűen elvékonyítja vagy átolvasztja a külső köpenyt és a kérget. Ez utóbbi esetben „gomolyáramlásos” vulkánról beszélünk. A gomolyáramlások nem tévesztendők össze azokkal az anyagáramlásokkal, ame­ lyek a litoszféralemezeket mozgatják. Ez utóbbiak - valószínűleg - csak a földköpeny alig néhány 100 km vastagságú, felső övezetében zajlanak le, a gomolyáramlások viszont sokkal nagyobb mélységből érkeznek. Feltételezik, hogy a földmag határától, vagyis mintegy 2900 km mélyről származnak. A bennük mozgó olvadék sebessége Morgan szerint százszorta nagyobb, mint a földköpenyben lejátszódó egyéb áramlá­ soké, vagyis több méter/év nagyságrendű. A Hawaii-sziget, a szigetcsoport legnagyob­ bikának térségében szeizmikus kutatásokkal valóban kimutatták ilyen oszlopszerű áramlás jelenlétét, tehát teljesen megalapozott, valós tényekre épülő elméletről van szó. Földünkön ma összesen 122 olyan „forró pontot” ismerünk, amelyek a földtörténet legutóbbi 10 millió éve folyamán aktív vulkanizmust produkáltak. Ezek közül 53 az óceáni medencékben helyezkedik el, messze a litoszféralemezek szegélyeitől. 15 kap­ csolódik az óceáni hátságok, illetve repedésvölgyek valamely szakaszához. Az egyes litoszféralemezek közül az Afrikát hordozón legnagyobb a forró pontok koncentrá­ ciója. Itt 25 magán a kontinensen jelentkezik, és 18 olyan óceáni területen, amely még szintén ehhez a lemezhez tartozik. A forró pontok földrajzi eloszlását a 77. ábra szemlélteti.

77. ábra: A Föld je­ lenleg ismert gomoly­ áramlásos forró pont­ jai. Ezek a pontok csak néhány helyen esnek egybe a lemez­ határokkal (Bürke, K.-Wilson, J. T. 1976 - ábrája) 113

A forró pontok viszonylag kicsiny, néhányszor 10 vagy néhányszor 100 km átmérő­ jű területek, ahol a földkéreg egy kissé megemelkedik, mintegy dómszerűen kiduzzad, függetlenül attól, hogy a kérdéses pont óceáni vagy kontinentális kérgen helyezke­ dik-e el. Másrészt a forró pontok fölött - éppen ez magyarázza az elnevezést is - a Föld hőáramlása lényegesen erőteljesebb, mint más vidékeken, vagy amilyen az egész Föld hőáramlását magában foglaló átlagérték. A gomolyáramlások helye a legutóbbi 150-200 millió év alatt nem változott meg, miközben azonban az egyes litoszféralemezek valójában lassan elvonultak fölöttük, így állt elő az a különös helyzet, hogy a vulkánosság, amely egy-egy ilyen gomolyáramlás fölött jelentkezett, nem maradt centrális jellegű, hanem az évmilliók során vonalszerű tűzhányóláncot hozott létre. Az ilyen vonalak egyik végpontja a forró pont felett jelenleg elhelyezkedő vulkánnal vagy szigettel azonos. A másik végpont pedig valamikor a földtörténeti régmúltban helyezkedett el a forró pont, illetve az azt alulról tápláló gomolyáramlás fölött. A helyüket hosszú geológiai időkön át megőrző kéményáramlások tehát mindig újabb és újabb pontokon olvasztják át a fölöttük elmozduló litoszféralemezt, amely így az elsodródás irányába és annak ütemében állandóan „eltutajozza” a változatlan helyű forró pontról az ott kialakult - viszonylag rövid életű - vulkángenerációkat. Ez a fejlődésmenet kitűnően tanulmányozható ma Hawaii-szigetén, amelynek kráter­ tavai (Hualalai, Mauna Loa, Kilauea) nyugatról kelet felé haladó sorrendben fokoza­ tosan vesztették el korábbi aktivitásukat. A jelenleg még aktív Kilauea krátertó is

78. ábra: A Csendes-óceánban levő gomolyáramlásos vulkáni szigetláncok (Burke, K.-Wilson, J. T. ábrája) 114

rövid életű lesz geológiai értelemben (kb. 800 000 év), s befagyását, a forró pontról való lefűződését követően, tőle keleti irányban újabb hasonló kráter kialakulása várható. A Csendes-óceánban három nagyon hosszú - részben tenger alatti - szigetláncot ismerünk, amelyek ma már bebizonyítottan ilyen módon keletkeztek. Ezek közül az északi a Hawaii-lánc, a két déli pedig a Tuamotu-, illetve a Tubuai (Ausztrál) -csoport (lásd a 78. ábrát!). Ezekbe a vonulatokba nemcsak tényleges szigetek tartoznak, hanem olyan, tenger alatti képződmények is, amelyeket általában „tengeri hegyek” (seamounts) néven tart számon a szakirodalom.

A földrengések Az eddigiekben áttekintettük a Föld szerkezetét és azokat a belső erőket, amelyek a nagyszerkezeti egységeket kialakították. Szóltunk azokról a szerkezeti mozgásokról is, amelyek a nagyformák arculatát, különösen egyes területeken, igen változatossá tették. Áttekintést adtunk a vulkanizmus jelentőségéről is. A belső erőkről alkotott képünk azonban nem volna teljes, ha nem szólnánk a földrengésekről, bár azok hatása lényegesen kisebb, mint az eddig tárgyalt belső erőké. Humboldt, A. már másfél évszázaddal ezelőtt hangsúlyozta, hogy a Föld szilárd kérge sehol nincs nyugalomban, azt valahol mindig megmozgatják a földrengések. Hum­ boldtnak valóban igaza volt, hiszen Földünkön egyetlen nap sem telik el földrengések nélkül. A földi földrengésjelző állomáshálózat évente több mint tízezer rengést észlel. A rengéshullámokat a megfelelőhelyre telepített állomásokon szeizmográfokkal vizs­ gálják. Az állomásokat lehetőség szerint alaphegységre vagy legalábbis kemény kőzet­ ből felépített területre építik. Lazább talajon ugyanis a külső zavaró hatások könynyebben érvényesülnek. Ezenkívül a vastagabb laza üledékekkel fedett területeknek nagyobb az abszorpciós hatása is, és emiatt a földrengések erősségének pontos meghatározása nehézségekbe ütközik. A modern, jól felszerelt obszervatóriumokban a távoli eredetű rengések vizsgálatá­ ra más típusú szeizmográfokat alkalmaznak, mint a közeliekére. A földrengésektől gyakran veszélyeztetett területeken olyan különleges szeizmográ­ fok is szükségesek, amelyek akkor is lehetővé teszik a rengések észlelését, amikor a földrengések nagy ereje miatt a többi szeizmográf már használhatatlanná válik. Az obszervatóriumokban a szeizmogramok adatait részletesen feldolgozzák. Megállapít­ ják a földrengés során keletkezett különböző hullámok pontos beérkezési idejét és a szeizmogramból leolvasható, a földrengésre jellemző egyéb fontosabb adatokat. Az egyes földrengésekre vonatkozó részletesen feldolgozott anyagot minden egyes ob­ szervatórium megküldi a nemzetközi központnak (Strasbourg), és ebből ott összefog­ lalást készítenek. Ebben az összesítésben minden nagyobb földrengésnek megadják az epicentrumát és bekövetkezésének idejét. 115

A földrengések szeizmogramjain jól látható, hogy az észlelőhelyre elsőként a hosszanti (P) hullámok érkeznek be kisebb periódussal és kisebb amplitúdóval. A transzverzális (S) hullámokat a hosszabb periódus és a nagyobb amplitúdó jellemzi. A legnagyobb amplitúdóval és a leghosszabb periódussal a felületi (L) hullámok érkez­ nek be (9. ábra). Bár ezek haladási sebessége még az S hullámokénak is csak mintegy a fele, nagy amplitúdójuk miatt ezek idézik elő a legnagyobb pusztítást.

A földrengések erősségének fokozatai A földrengésekről műszerek nélkül is sok mindent meg lehet állapítani. A rengések látható hatása olykor jobban jellemzi a terület geológiai felépítését, mint a műszeres észlelések alapján kiértékelt földrengésértékek. A földrengések hatása a közvetlenül nem érzékelhető elmozdulástól az emberi létesítmények teljes elpusztulásáig nagyon különböző lehet. A rengéshullámok hatása gyakran csak pillanatnyi, múló jelenségek­ ben mutatkozik meg (ablakok rezgése, lámpák ingása). Ezeknek az adatoknak az összegyűjtésénél a megfigyelők szubjektív élményeire vagyunk utalva. Ezek annál kevésbé megbízhatók, mennél nagyobb volt a földrengés ereje, hatása. A rengés erősségének jellemzésére erősségi skálát állítottak össze, amely a kisebb rengéseket nagyszámú egyéni megfigyelés, a nagyobbakat a földrengések által előidézett mara­ dandó hatások pontos számbavétele alapján rangsorolja. A földrengéseknek a külső hatások alapján történő vizsgálatát makroszeizmikus földrengéskutatásnak nevezik. Ehhez 12 fokozatú skálát állítottak össze. A ma használt 12 fokozatos Mercalli-Cancani-Sieberg-féle földrengés-erősségi skálánál az egyes fokozatok a földrengésre jellem­ ző gyorsulások mértani haladvány szerint növekedő értékeinek felelnek meg. A most ismertetett földrengés-erősségi skála hiányossága, hogy nincs tekintettel a földrengés során felszabaduló energiára. Ez a körülmény a fokozatok megállapításá­ nál tévedésekre adhat alkalmat. Ezért nagy jelentőségű volt, amikor Richter, C. F. (1935) a földrengések jellemzésére, tapasztalati tényekre támaszkodva bevezette a földrengések méretének (magnitúdójának) fogalmát. Szerinte a földrengés méretét (magnitúdóját) úgy határozhatjuk meg, hogy az epicentrumtól 100 km távolságban elhelyezett szabványszeizmográfon felvett szeizmogramon mikronokban lemérjük a legnagyobb amplitúdót, és annak 10-es alapú logaritmusát vesszük (Richter szabványszeizmográfként a Wood-Anderson-típusú műszert használta). A méret definíciója 100 km-es epicentrális távolságban levő, 20 km fészekmélységű földrengésekre vonatkozik. Mélyfészkű rengéseknél a Richterféle módszer nem használható, mert azoknál a felületi hullámok elmaradnak. » A Richter-féle skálát egyes munkákban 1-9 fokozatúnak írják le. Az ő általa kidolgozott egyenlet alapján viszont azt mondhatjuk, hogy a magnitúdónak elméleti­ leg nincs felső határa. Helytelen tehát az is, amikor az egyes földrengések ismertetése­ kor 12 fokozatú Richter-féle skáláról beszélnek. 116

2. táblázat

A Mercalli-Cancani-Sieberg-féle skála különböző fokozatainak jellemzése

Fokozat

Megnevezés

Hatás

1.

mikroszeizmikus

Csak műszerek jelzik. A szeizmográftű sebessége 2,5 mm/s

2.

igen gyenge rengés

Teljes nyugalomban levő, igen érzékeny egyének meg­ érzik. Sebessége 2,5-5 mm/s

3.

gyenge rengés

4.

mérsékelt rengés

Lakásban sokan, szabadban kevesen észlelik. Az üveg­ tárgyak összecsörrennek. Sebesség 15-25 mm/s

5.

elég erős rengés

Az épület megrezdül, a bútorok inognak, mint a hajó a hullámzó tengeren. Alvók felébrednek. Sebesség 25-50 mm/s

6.

erős rengés

Az állványról a tárgyak lehullanak, bútorok helyükről kimozdulnak, vakolat hull, gyengébb építmények meg­ repedeznek. Sebesség 50-100 mm/s

7.

igen erős rengés

A szilárdan épített házak is megrepedeznek, kémények ledőlnek, harangok megkondulnak, bútorok megsérül­ nek. Tavak, folyók vize hullámzik, partoldalak meg­ csúsznak. Sebesség 100-250 mm/s

8.

romboló rengés

Az épületek erős sérüléseket szenvednek, tornyok, szobrok ledőlnek. Sebesség 250-500 mm/s

9.

pusztító rengés

Kőházak is összeomlanak. Sebesség 500-1000 mm/s

10.

erősen pusztító rengés

A legerősebb házak is erősen megsérülnek. A sínek meghajlanak, a csatornák, vezetékek elszakadnak. A föld megreped, és hullámosán gyűrődik. Sebesség 1000-2500 mm/s

11.

katasztrofális

Lakható épület nem marad, hidak tönkremennek, a talajban csuszamlások, hasadások támadnak. Hegy­ omlások. Sebesség 2500-5000 mm/s *

12.

erősen katasztrofális

Minden emberi építmény elpusztul. A sziklákban is törések keletkeznek. Források fakadnak, mások eltűn­ nek. Folyók futása megváltozik, a terep átrendeződik. Sebesség 5000-10 000 mm/s.

Lakásban megérzik, 5-10 mm/s

szabadban

nem.

Sebesség

117

A legkisebb érzékelhető földrengés magnitúdója 1,5. A 3-as méretű rengések az epicentrumtól 20 km-es távolságon belül még észlelhetők. A 4,5 magnitúdójú földren­ gések már enyhe károkat okoznak, a 6-os méretűek pedig kisebb területen pusztítólag hatnak. A nagyobb rengések alsó határát 7,5 magnitúdónál vonták meg. A legerősebb földrengések mérete ritkán emelkedik 8,5 fölé. Az 1933-ban Japánban bekövetkezett rengésnek 8,9 volt a magnitúdója. A földrengéseket gyakran mint pillanatokig tartó eseményeket írják le, időtartamu­ kat azonban pontosan meg tudják határozni. A felületi hullámok hatására bekövetke­ ző mozgások általában egy percnél rövidebb ideig tartanak. Az 1906-ban San Fran­ ciscóban lezajlott földrengés mindössze 40 másodperc időtartamú volt. 1964-ben Alaszkában (Anchorage, Seward) viszont több mint 3 percig mozgott a föld. Az utórengések még hosszabb ideig tanúsítják, hogy a kéreg nem jutott teljesen nyuga­ lomba. Az 1964. március 28-i, 8,5 magnitúdójú alaszkai földrengést még 28 utórengés követte, és ezekből 10 meglehetősen erős volt, mintegy 270 000 km2 területet érintett. A földrengések - mint azt korábban láttuk - túlnyomórészt a lemezhatárokhoz kötődnek, és főképpen tektonikus eredetűek. A vulkáni eredetű földrengések többnyi­ re helyi jellegűek, és makroszeizmikus területük sugara általában nem haladja meg az 50 km-t. A vulkáni kitörést megelőzően már hetekkel korábban jelentkezhetnek rengések, amelyek fokozatosan rengésrajjá sűrűsödnek. A rengés a vulkáni kitörés időpontjában a legerősebb. A beszakadásos rengések ritkák, és leginkább mészkőte­ rületeken jelentkeznek. A rengéseket karsztos üregek beszakadása idézi elő. A 33. ábrán jól látszik, hogy a földrengések nagy része a cirkumpacifikus övezetben következik be. A Földön észlelt rengések mintegy 75%-a az ottani lemezhatároknál pattan ki. A földrengések szempontjából veszélyeztetett területnek számít a fiatal Eurázsiai-hegységrendszer övezete is (főképpen az Atlasz vidéke, az Appenninek és a Dinaridák vonulata, Görögország, az Égei-tenger környéke, Kis-Ázsia, a Kauká­ zus, az Örmény-magasföld, Irán, Afganisztán, a Pamír övezete és a Himalája. A föld­ rengések amellett, hogy emberi létesítményekben súlyos károkat idézhetnek elő, jelentős emberáldozatot is követelnek. A legrégebbi földrengés, amelyről a történeti források megemlékeznek, i. e. 1180ban Jerikót pusztította el. Hasonló sorsra jutott Spárta is i. e. 464-ben, amikor a halottak száma elérte a 30 000-et. Eddig a legtöbb lakos a kínai földrengéseknél pusztult el. 1536-ban Senhszi tartományban a rendkívül nagy erejű rengés több mint 800 000 ember életét oltotta ki. Az 1976-os földrengés következtében (a rengés epi­ centruma Pekingtől délkeletre, Tangsannál volt) 665 000 lakos pusztult el. Koráb­ ban nagy emberáldozattal jártak a Japánt sújtó földrengések is. 1923-ban a 8,3 magnitúdójú rengés Tokiót és Jokohamát teljesen elpusztította, és 140 000 ember halálát okozta (1945-ben a hirosimai atomtámadásnál 80 000 fő pusztult el). Európá­ ban a XVI. századtól Olaszország területe szenvedett a legtöbbet a földrengésektől, és az 1908. évi messinai földrengéskor haltak meg a legtöbben (83 000 lakos).

118

Magyarország területe nem mentes a földrengésektől. A rengések az Eger Buda­ pest-V árpalota-Zágráb vonalon és az erre merőleges Móri-árok tengelyében a leggyakoribbak. 1763-ban Komáromban, 1810-ben Móron, 1868-ban Jászberényben, 1908-ban és 1911-ben Kecskeméten, 1925-ben Egerben, 1956-ban Dunaharasztiban, Alsónémediben, 1985-ben Peremartonban, Berhidán volt földrengés.

A földrengések formaképző hatása Az említett pusztításokon kívül a nagy erejű földrengéseknek rendszerint jelentős formaképző hatásuk is van. A felszínen repedések, mélyebb hasadások, ill. törések jelennek meg. A törési síkok mentén a földkéreg kisebb-nagyobb darabjai vízszintesen és függőlegesen is elmozdulhatnak. Azt, hogy a földrengések kipattanásakor milyen hatalmas energiák működnek, jól igazolják az alábbi példák. 1811-ben a Mississippi völgyében bekövetkezett nagy földrengés alkalmával terjedelmes süllyedékek keletkeztek, amelyekben tavak jöttek létre. A legnagyobb süllyedés hossza a 60 km-t is meghaladta (St. Francis-tó). Ugyan­ ekkor egyes területek emelkedtek, és több a Mississippi felé tartó vízfolyásnak meg­ változott a folyásiránya. Az 1906. évi chilei földrengés idején egyes partszakaszoknál 50-60 m-es kiemelkedést is tapasztaltak. Ugyanebben az évben a San Franciscóban bekövetkezett földrengésnél a Szent-András-vető mentén az óceánfenék a hozzátapa­ dó Parti-hegység sávjával 330 km hosszúságban 6,4 m-t mozdult el. A vető mentén a kéreg jelenleg is mozog. Az előbb említett terület évente 5 cm-t mozdul el északnyu­ gati irányba. 1923-ban a tokiói földrengéskor a Sagami-öbölben a part egyes részei 100-200 m-t süllyedtek, illetve 50-250 m-t emelkedtek. A részletesen tanulmányozott 1964. évi alaszkai földrengés következtében 160 000 km2 terület mozdult ki eredeti helyzetéből. Ennek egyik fele emelkedett, a másik viszont süllyedt. Az elmozdulás relatív szintkülönbsége több helyen elérte a 12 m-t. A földrengések alkalmával a változatosabb felszínű dombsági és főleg hegyvidéki területeken nagyméretű tömegmozgások, csuszamlások következhetnek be. Az 1783. évi calabriai földrengésnél amellett, hogy nagyon sok 60-80 m mélységet is elérő repedés (hasadék) keletkezett, katasztrofális méretű csuszamlások és sárfolyások történtek. A földrengéskor elpusztult 30 000 ember jó része a csuszamlások és sárfolyások (törmelékfolyások) miatt halt meg. Nagyarányú tömegmozgások mentek végbe az Új-Zélandon 1929-ben, Alaszka déli részén 1958-ban és az Iránban (Kazvin) 1962-ben bekövetkezett földrengéseknél. Ebből a szempontból a legnagyobb katasztrófa a kínai Kanszu tartományt érintette 1920-ban. Az erősen felszabdalt lösz borította területek jó lehetőséget nyújtanak löszlakások kialakítására. A rendkívül nagy erejű 8,6 magnitúdójú rengés a csuszamlások százait váltotta ki, és tömegével pusztította el a löszlakásokat a bennük lakókkal együtt. Ez a földrengés is legalább 100 000 ember halálát okozta.

119

A csuszamlásokhoz igen gyakran törmelék- és sárfolyások társulnak. 1923-ban Japánban a Sagami-öböl közelében a földrengés hatására a csuszamlások nagy tömegű vörös agyagot szállítottak a mélyebb részek felé, és elzárták az egyik hegyi folyó útját. Később a felduzzadt víztömeg áttörte az útjában fekvő lecsúszott agyagot, és hatalmas, 10-15 méter vastag sárfolyást idézett elő. Ez a sűrűn lakott völgyben minden, útjában fekvő emberi létesítményt elpusztított, és beletaszított a tengerbe (lakóházakat, vasútállomást vasúti szerelvénnyel együtt, amelyben 200 ember tartóz­ kodott). A katasztrófát senki sem élte túl. Peruban az 1970. május 31-én bekövetkezett földrengés ugyancsak pusztító termé­ szeti katasztrófát idézett elő. A rengések következtében a hatezer méter fölé emelkedő Huascaran nyugati oldalán sok lejtőcsuszamlás következett be. A helyzetet súlyosbí­ totta a nagyszámú lavina, amelynek hó, jég és kőtörmeléke további hatalmas csuszamlásokat váltott ki. Ezek lezúduló anyaga elzárta a vízfolyások völgyét, amelyek­ ben rövid életű tavak keletkeztek. A legnagyobb katasztrófa akkor következett be, amikor a Huascaranról egy túlhajtó 800 m-es jégperem leszakadt. A hó és jégtömeg 900 m-es szabadesés után 5500 m magasságban a lejtő alsó felületére csapódott és az ütközéskor porrá zúzódott. A súrlódási hő hatására részben meg is olvadt, és több millió tonna kőtörmelékkel, morénaanyaggal keveredve megindult lefelé a lejtőn. A csuszamlások sáros kőtörmelékével együtt a folyós tömeg 5500 m tszf.-i magasság­ ból 2500 m-re zúdult alá átlagosan 400 km/óra sebességgel. A több mint 4 km széles homlokkal érkező 50-150 m vastag törmelékfolyás teljesen eltemette Jungay és Ranrachira városkát, amelyeket röviddel előtte már amúgy is súlyosan érintett a földren­ gés. A sáros törmelékáradat útja során a völgy egyik oldaláról a másiknak csapódott, de közben a növénytakaró egy-egy foltját érintetlenül hagyta. Ez arra utal, hogy a nagy sebességű törmelékáradat helyenként légpárnán suhant keresztül. Valószínű, hogy a városok épületeinek még megmaradt részét a nagy légnyomás még a törmelék­ folyam megérkezése előtt elpusztította (a földrengés következményeként kb. 70 000 lakos vesztette életét). Az erős földrengések pusztító tengerrengést (cunami) válthatnak ki. Az óránként 600 km sebességet is elérő szökőár hullámai a lapos partokon ugyan bizonyos mérté­ kig lefékeződnek, a part menti építményekben mégis nagy pusztítást végezhetnek, és sok emberáldozatot követelnek. A legpusztítóbb szökőár 1876-ban a Bengál-öböl északi partjain 200 000 ember halálát okozta. A tengerrengéssel kapcsolatos szökőár­ nak a lazább kőzetekből (üledékekből) felépült partokon a partformáló hatása is jelentős, hiszen partomlásokat és parteltolódást idéz elő.

120

Irodalom Airy, G. B.: On the computation of the effect of the attraction of the mountain masses as disturbing the apparent astronomical latitude of stations in geodetic Surveys. Phil. Trans. CXLV. 1855. Ampferer, O.: Über das Bewegungsbild von Faltengebirgen. H. k. k. geol. Reichsanst. Wien, 1906. 106, 539-622. Anderson, D. L.-Dziewonski, A. M.: Seismische Tomographie: 3D - Bilder des Erdmantels. Spektrum der Wissenschaft. 1984. 62-71. Aubouin, J.: Geosynclines. Amsterdam, 1965. p. 335. Báldi T.: A történeti földtan alapjai. Budapest, 1978. p. 309. Bacon, F.: The new organon and related writings. 1620. p. 176. Barazangi, M.-Dorman, J.: World seismicity map compiled from ESSA Coast and Geodetic Survey epicenter data, 1961-1967. Seismol. Soc. Amer. Bull. 1969. 59, 369-380. Beaumont, E.: Notices sur la systeme de montagne. Paris. 1852. Beloussov, V. V.: Against the hypothesis of ocean-floor spreading. Tectonophysics 9, 1970. 489-511. Beloussov, V. V.: Geotectonics. Berlin, 1980. p. 330. Bischoff, G.: Ein bipolares plattentektonisches Modell zum zyklischen Ablauf der Erdgeschichte. Gliickauf-Forschungsh. 1984. 45, 63-71. Boxham, J.-Gubbins, D.: A Föld mágneses mezejének változásai. Tudomány 6,2,16-23. 1990. Bubnoff, S.: Grundprobleme der Geologie. Berlin, 1954. p. 234. Bürke, K.-Wilson, J. T.: Hot spots on the Earth’s surface. In: Continental drift and continental aground. 58-59. Readings from Scientific American, San Francisco. 1976. Calder, N.: Timescale. An Atlas of the fourth Dimension. London, 1984. p. 288. Carey, S. W.: The expanding Earth. Amsterdam, 1976. p. 488. Cattermole, P.-Moore, P.: The story of the Earth. Cambridges, 1985. p. 224. Chapmann, D. S.-Pollack, Η. N.: Regional geotherms and lithospheric thickness. Geology 5, 65-268, 1977. Dana, J. D.: Manuel of geology. New York-Chicago, 1879. p. 911. Dickinson, W. R.: Philosophical Transactions of the Royal Society. Vol. 301, 1981. p. 207. Egyed L.: A Föld fizikája. Budapest, 1956. p. 365. Egyed L.: A Föld belső felépítésének új elmélete és annak földtani-geofizikai következményei. Földt. Közi. 277-318. 1955. Egyed L.: The change of the Earth’s dimensions determined from paleogeographical data. Geofisica Pura et Applicata. 33, 42-48. 1956. Egyed L.: Zsugorodás, tágulás vagy magmaáramlások. Földr. Közi. 1-18. 1959. Egyed L.: A Föld belső szerkezetének új dinamikus felfogása. Fizikai Szemle, 354-364. 1970. Elsasser, W. M.: On the origin of the Earth’s magnetic field. Phys. Rev. 55. 1939. Frisch, W.: Plattendrift, Orogenese, und Mantelkonvektion. In: Plattenkinematik und Schwerefeldstruktur. München, 21-28. 1983. Frisch, W.-Loeschke, J.: Plattentektonik. Darmstadt. 1986. p. 190. Gansser, A.: Facts and theories on the Andes. J. Geol. Soc. Lond. 129, 93-131. 1973. Garrels, R. M.-Mackenzie, F. T.: Evolution of sedimentary rocks. Northon, New York. 1971. Goldschmidt, W. M.: Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente. Videush. Selsh. Skriftler, Chr. 1922-26. Haarmann, E.: Tektogenese „oder Gefügebildung” statt „Orogenese” der Gebirgsbildung. Z. Dt. Geol. Ges. 78, Mon. Ber. 105-107. 1927. 121

Haarmann, E.: Oszillationstheorie. Stuttgart, 1930. p. 260. Heather, D. C.: Plate Tectonics. London, 1983. p. 80. Hess, Η. H.: History of the ocean basins. In: Petrological studies. Geol. Soc. of Am. 1962. Holmes, A.: Radioactivity and earth movements. Geol. Soc. Glasgow. Trans. 18, 559-606. 1931. Holmes, A.: Principles of physical geology. London, 1944. p. 532. Jakucs L.: Általános természeti földrajz I. Szeged, 1990. p. 522. Jeffreys, H.: On the mechanics of mountains. Geol. Mag. 68, 433-442. 1931. Jones, D. L.-Cox, A.-Coney, P.-Beck, M.: Ein Kontinent setzt Kruste an. Spektrum, d. Wiss. 1, 66-82. 1983. Jordan, P.: The expanding Earth. Pergamon, Oxford, 1971. p. 182. Juhász Á.: Újabb geológiai ismeretek a földrajztanításban. Budapest, 1980. p. 180. Juhász Á.: Lemeztektonika. Új geológiai ismeretek a földrajztanításban. Budapest, 1985. p. 160. Kádár L.: Erdausdehnung, Meeres- und Kontinentalentwicklung, Polwanderung und Kiima. Acta Geogr. Debrecina, 3-12. 1962. Kádár L.: On structure and development of the Earth. Acta Geogr. Debrecina, 55-75. 1973. Knopoff, L.: Geophysical constraints on geodinamic models. In: Kahle, C. F.: Plate tectonics. 409-410. 1974. Koenig, M. A.: Vulkáné und Erdbeben. München, 1970. p. 179. Le Pichon, X.: Sea-floor spreading and continental drift. J. Geophys. Res. 73, 3661-3697. 1968. Lilienthal, Th. Ch.: Die gute sache Göttlichen Offenbarung. Königsberg, 1756. p. 247. Marvin, U. B.: Continental drift, the evolution of concept. Washington, 1973. p. 259. Matte, Ph.-Burg, J. P.: Sutures, thrusts and nappes in the Variscan arc of western Europe: Plate tectonic implications. In: McClay, K. R.-Price, N. J. (ed): Thrust and nappe tectonics. Oxford, 353-358. 1981. Márton P.: A földmágnesség. Budapest, 1980. p. 235. Morgan, W. J.: Rises, trenches, great faults, and crustal blocks. J. Geophys. Res. 73. 1959-1982. 1968. Oldham, R. D.: The constitution of the interior of the Earth as revealed by earthquakes. Quart. Jour. Geol. Soc. London, 62. 1906. Owen, H. G.: Atlas of continental displacement of 200 million years to the present. London. 1983. p. 159. Owen, H. G.: Constant dimensions or an expanding Earth? In: Cocks, L. R. M. (ed): The evolving Earth. Cambridge, 179-192. 1981. Pfeufer, J.: Die Gebirgsbildungsprozesse als Folge der Expansion der Erde. Essen, 1981. p. 125 Price,R.A.-Mountay,E.W.:The Cordilleran foreland thrust and folded belt in the Southern Canadian Rockies. Geol. Soc. Amer. Abst. 3, 404-405. 1971. Richter, C. F.: An instrumental earthquake magnitude scale. Bull. Seism. Soc. Am. 25, 1-32. 1935. Rittmann, A.: Vulkane und ihre Tätigkeit. Stuttgart, 1960. p. 336. Schidlowski, M.: Evolution of photoautotrophy and early atmospheric oxigén. Precambrian Res. 20, 319-335. 1983. Schwinner, R.: Vulkanizmus und Gebirgsbildung. Ein Versuch. Z. Vulkanologie. 5, 175-230. 1920. Senftl, E.-Exner, Ch: Rezente Hebung der Hohen Tauern und geologische Interpretation. Verk. Geol Bundesanst. Wien, 209-234. 1973. Snider, A.: La Création ses Mystéres dévoiles. ch. XXIX, XXX. Paris. 1858. Stíllé, H,: Die Begriffe Orogenese und Epirogenese. Zeitschrift der deutschen geol. Gesellschaft. 1919. 122

Stille, H.: Die Schrumpfung der Erde. Berlin, 1922. Stille, H.: Das Leitmotiv der geotektonischen Entwicklung Dtsch. Akad. Wiss. Berlin, Vortr. Schr. 32, 1-27. 1949. Suess, E.: Das Antlitz der Erde. 1909. p. 778. Szádeczky-Kardoss E.: A Föld szerkezete és fejlődése. Budapest, 1968. p. 340. Turekian, Κ.: Oceans. London, 1976. p. 150. Van Bemmelen, R. W.: Mountain building. 1954. Változó világ. II. A változó Föld. Szerk.: Kőháti Attila. Budapest, 1977. p. 108. Vine, F. J.-Matthews, D. H.: Magnetic anomalies over oceanic ridges. Nature 199, 947-949. 1963. Waltham, T.: Catastrophe the violent earth. London, 1978. p. 570. Wegener, A.: Die Entstehung der Kontinente und Ozeane. Braunschweig, 1915. p. 94. Wegener, A.: Die Entstehung der Kontinente und Ozeane. Braunschweig, 1929. p. 231. Wegener, A.: Die Entstehung der Kontinente. Pet. Geogr. Mitt. 185-195, 253-256, 305-309. 1912. Wegener, H.: Die Entstehung der Kontinente. Geol. Rundschau. 3, 276-292. 1912 Wiechert, E.: Die Erdbebenforschung, ihre Hilfsmittel und ihre Resultate für die Geophysik. Physikalische Zeitschrift, 9. 1907. Wilson, J. T.: A new class of faults and their bearing on continental drift. - Nature 207, 343-347. 1965. Wyllie, P. J.: The Earth’s mantle. In: Continents adrift and continents aground. Readings from Scientific. American. San Francisco, 46-57. 1976.

123

3. A VÍZ FÖLDRAJZA

A tankönyvnek ez a fejezete a földi vízzel, annak alapvető megjelenési és mozgás­ formáival, a földrajzi burokban való elterjedésével és abban játszott szerepével foglal­ kozik. Tartalmilag valamivel bővebb, mint a vízburok (hidroszféra) földrajza, mert a víz a hidroszférával érintkező többi szférát (litoszféra, atmoszféra) is áthatja, sőt a bioszférának is döntő fontosságú alkotórésze. S jóllehet százalékos részaránya csak az élővilágban jelentős - a másik két szféra tömegének 1%-át sem éri el sajátos fizikai és kémiai tulajdonságainál fogva a bennük lejátszódó természeti folyamatok jellegét is befolyásolja, sőt sok esetben meg is határozza. Azt sem szabad figyelmen kívül hagyni, hogy az atmoszférában és a litoszférában lévő víz jelentős része a földfelszín közvetlen közelében helyezkedik el, így ott részaránya nagyobb, és ezért a földrajzi burok legközönségesebb anyagának tekinthető. A víz földi jelentőségét az is növeli, hogy a Föld mérete és naprendszerbeli helyzete miatt előfordulása mindhá­ rom halmazállapotában általános. Kiváltképp fontos, hogy a víz túlnyomó része földtörténeti értelemben is hosszú idő óta folyadékfázisban van jelen bolygónkon. Mai tudásunk szerint ez a Naprendszerben kivételes állapot, s jelenleg egyetlen égitesten sem igazolható folyékony víz létezése. A folyékony víz döntő szerepet játszott a Föld bolygótestvéreitől erősen különböző - jóval differenciáltabb - fejlődé­ sében: az élet létrejöttében és tartós fennmaradásában, valamint az emberi társada­ lom és kultúra felvirágzásában. Tankönyvünk elsősorban a víznek a földi körforgásba bekapcsolódó részét tárgyal­ ja. Súlypontjában a felszíni vizek (tengerek, folyóvizek, szárazföldi állóvizek) - a szorosabb értelemben vett hidroszféra - vizsgálata áll, de elemzi a litoszféra felszínkö­ zeli részében helyet foglaló, a víz körforgásában részt vevő, és így a természetföldrajzi folyamatokba bekapcsolódó felszín alatti vizeket is. Viszont csak érintőlegesen kerül szóba az atmoszféra vize, mert az azzal kapcsolatos kérdésekkel részletesebben a légkörtan foglalkozik. A vízföldrajz (hidrogeográfia) tárgya és célkitűzései alapján az általános természet­ földrajz egyik fejezetének tekinthető. A felosztására kínálkozó legkézenfekvőbb alap­ elv, ha a fentiek értelmében a víznek a földrajzi burokban elfoglalt helyzetéből indulunk ki. Eszerint megkülönböztethetünk a felszín alatti, a felszíni és a légköri 124

vizekkel foglalkozó részt. A felszíni vizek tana pedig az előforduló fő vízcsoportoknak megfelelően tengertanra (óceanológia), folyótanra (potamológia) és a tavak tanára (limnológia) bomlik. Negyedik, külön ágazatnak szokták tekinteni a szilárd halmazállapotú vízzel, a jéggel foglalkozó részt (glaciológia). Megkülönböztetését elsősorban a jég - fizikai tulajdonságaiból eredő - sajátos viselkedésmódja indokolja. A földi vízzel természetesen nemcsak a geográfia foglalkozik, ezért röviden arról is szót kell ejteni, hogy a vízföldrajz milyen helyet foglal el a „vizes tudományok” körében. A vizek tanulmányozását egyrészt a mérnöki-műszaki tudományok végzik. Ismert ágazatai pl. a hidrauli­ ka, vízépítéstan stb. Nagyon fontos a víz problémakörének biológiai megközelítése is (hidro­ biológia - a vízi élőlények és ökoszisztémák tudománya), hiszen az élővilágban a víz meghatározó szerepet játszik. A vízzel foglalkozó harmadik nagy tudományterület a földtudományoké. A földtudományi szemléletű vízkutatás összefoglaló neve a hidrológia (szűkebb értelemben gyakran a felszíni vizek tanára is használják ezt a megnevezést). A víz műszaki, biológiai és földtudományi kutatásának természetesen sok kapcsolódási pontja van: egymás eredményeit kölcsönösen felhasználják, és határaik sem vonhatók meg élesen. Jellegzetességeiket elsősorban a közvetlen célok, a sajátos szemléletmódok és - részben - az alkalmazott módszerek adják meg. A földi víz kutatása interdiszciplinaritás nélkül tulajdonképpen elképzelhetetlen. A vízföldrajz nem áll sem alá-, sem mellérendeltségi viszonyban a fenti ágazatokkal. Tárgykörük jelentős részének kutatását is felvállalja, hiszen fő célja, hogy leírja és magyarázza a víznek, a földrajzi burok e dinamikus természeti potenciáljának időés térbeli változásait, hogy ezáltal segítse a benne rejlő lehetőségek társadalmi haszno­ sítását, illetve a belőle származó fenyegetések elhárítását. Korunkban fokozódó súlyú célja és feladata, hogy a természeti környezet megóvása céljából folyamatosan figye­ lemmel kísérje, prognosztizálja és ellenőrizze a társadalmi tevékenységnek a vízre és azon keresztül a földrajzi burokra gyakorolt közvetlen és közvetett hatásait.

A földi vízről általában A víz fizikai tulajdonságai E tulajdonságok egyik fontos csoportja olvasható le a víz halmazállapot-változásait a nyomás és hőmérséklet függvényében bemutató ún. fázis- vagy állapotdiagramról (79. ábra). A diagramról világosan látszik, hogy a víz csak meghatározott hőmérsékleti és nyomásviszonyok között létezhet folyékony halmazállapotban. Ennek alsó határérté­ keit (±0,01 °C hőmérséklet és 6,1 hPa nyomás) a hármaspont (H) mutatja. Itt az olvadás- és forráspont egybeesik, tehát ennél alcsonyabb hőmérséklet és nyomás esetén a jég közvetlenül gőzzé válik (érdekes véletlen, hogy a Mars légköri nyomása éppen 6,1 hPa). Mivel a földrajzi burokban a légnyomásértékek ezt csaknem minde­ 125

nütt meghaladják, így a cseppfolyós víz megfelelő hőmérsékleti intervallumban min­ denütt megjelenhet. Átlagos tengerszinti légnyomáson erre 0 és 100 °C között van lehetőség. Az olvadáspont meglehetősen széles nyomástartományban (néhány hPa-tól néhány százezer hPa-ig) 0 °C körül van. A nyomás növekedésével lassan csökken - mintegy 13 MPa nyomásnál éri el a - 1 °C-ot -, de néhányszor tíz MPa felett a csökkenés felgyorsul, s pl. 107 MPa esetén már - 20 °C. A földrajzi burokban főleg a sarkvidéki jégtakarók és a vastag gleccserek alján léphetnek fel olyan körülmények, ahol ez az olvadáspont-csökkenés bekövetkezik, és hatással van az ott végbemenő folyamatokra (pl. a jégmozgás mechanizmusára). Az antarktiszi jégsapka vastagsága nagy területe­ ken meghaladja a 4000, a grönlandié a 3000 métert, s ez azt jelenti, hogy ott a jég alján a nyomás néhányszor tíz MPa, tehát a jég az alacsony hőmérséklet ellenére akár olvadáshoz közelálló állapotban lehet. A forráspont a nyomás növekedésével megszakítás nélkül emelkedik egészen a kritikus pontig (K). A kritikus pontnál (79. ábra) nagyobb nyomás- és hőmérséklet­ értékek a földrajzi burokban egyidejűleg gyakorlatilag nem fordulnak elő, így annak a ténynek, hogy 374 °C felett a víz már nem lehet folyékony, csak a földi nagyszerkezeti formákat létrehozó geofizikai folyamatokban van jelentősége. Min­ denképpen számolni kell azonban azzal, hogy a nyomás kisebb mértékű növeke­ dése is olyan forráspont-emelkedést okoz, amely sajátos természeti jelensé­ gek kiváltója lehet (ezen alapszik pl. a gejzírek működése). Arra is gondolni kell, hogy a magassággal csökkenő lég­ köri nyomás a Föld számos területén (pl. magashegységekben, magasra ki­ emelt fennsíkokon) a víz forráspontjá­ ban és párolgási viszonyaiban olyan változásokat eredményez, amelyek nemcsak természeti jelenségeket befo­ 79. ábra: A víz állapot-(fázis) diagramja (Bulyásolnak, de a gazdasági életnek is szá­ dó-Póca alapján) K = kritikus pont, H = hár­ molnia kell velük. A tengerszinti lég­ mas pont nyomás kb. 5500 m-en (az emberi tele­ pülések felső határa) csökken a felére, itt a víz forráspontja már csak 82 °C. A víznek a legkülönlegesebb tulajdonsága, hogy sűrűsége az anyagok nagy többsé­ gétől eltérően nem növekszik folyamatosan a hőmérséklet csökkenésével. Maximális sűrűségét (1 g/cm3) 4 °C-nál éri el, és a további hőcsökkenés már sűrűségcsökkenést okoz (80. ábra és 3. táblázat). Ezért valamely víztömegben csak akkor helyezkedik 126

3. táblázat A víz sűrűsége és a hőmérséklet közötti összefüggés Hőmérséklet 0 °C jég 0 °C-os víz

Sűrűség 917 kg/m3 999,8 kg/m3

+ 2°C

999,96 kg/m3

4 °C

1000,00 kg/m3

10 °C

999,60 kg/m3

20 °C

998,26 kg/m3

30 °C

995,6 kg/m3

40 °C

992,2 kg/m3

el a leghidegebb víz legalul, illetve a víz hőmérsékletének csökkenésével a hidegebb víz csak addig száll le a fenékre, amíg ott a hőmérséklet nem csökken + 4 °C alá. Ennél alacsonyabb hőmérsékletek esetén a víz fordítva rétegződik. Alul van a 4°-os, felül az annál hidegebb víz, tehát a 0°-os is. Ezért a befagyás a felszínen kezdődik. A képző­ dött jég továbbra is a felszínen marad, hiszen az ábra és táblázat is mutatja, hogy a 0°-os jég sűrűsége kereken 9%-kai kisebb, mint az ugyanolyan hőmérsékletű vízé. A jég már „normális” anyagként viselkedik, és hőmérsékletének csökkenésével sűrűsége lassan növekszik. A víz sűrűségcsökkenése 4° felett gyorsabb, mint 4° alatt, és a magasabb hőmérsékletek felé egyre gyorsul. Pl. a 24-ről 25 °C-ra melegedő víz sűrűségcsökkenése 30-szor nagyobb, mint ha 4°-ról 5°-ra változik hőmérséklete. Ezért a felmelegedő vizekben a magasabb hőmérsékletű tömegek igen stabilan foglalják el a felszíni rétegeket. A víz viszkozitása is hőmérsékletfüggő. A hideg víz viszkózusabb, mint a meleg. 0°-on a viszkozitás kereken kétszer nagyobb, mint 25°-on. A változás elég jelentős ahhoz, hogy a sarki tengerek viszkózus vizében az élőlények nehezebben mozogjanak, mint a meleg trópusi tájakon. (Az eltérő sűrűség miatt a lebegés tekintetében viszont fordított a helyzet.) Végül, de nem utolsósorban arra kell emlékeztetni, hogy a földrajzi burok elterjed­ tebb anyagai közt legnagyobb a fajhője (4183 J/kg°C - négy-ötszöröse a gyakoribb kőzetekének). Ennek legfontosabb következménye, hogy nehezen, késleltetve veszi át a környezet hőmérsékletét. Lassan melegszik fel, lassan hűl le. A kémiailag tiszta víz tekintélyes vastagságban is átlátszó, s mivel legkevésbé a kék sugarakat nyeli el, nagy tömegben kékes árnyalatú. 127

Kémiai tulajdonságok A víz a legközönségesebb, egyetemes oldószer. Kisebb-nagyobb mértékben oldja mind a litoszféra kőzetanyagait, mind a légkör gázösszetevőit. így a természetben a kémiailag tiszta víz ritka - még leginkább bizonyos csapadékvizek közelítik meg ezt az állapotot. A víz tehát különböző töménységű oldatok - leggyakrabban sóoldatok - formájában van jelen. Oldó hatását az is fokozza, ha meghatározott anyagok (pl. CO2) felvételével híg savvá - esetleg lúggá - alakul. így mint oldat is töményebbé válhat. Mivel a víz az atmoszférából, de még inkább a talajlevegőből tekintélyes mennyiségű szén-dioxidot vehet fel, így gyakran híg szénsavként viselkedik. Az ilyen víz karbonátoldó képessége nagy, s a Földön eléggé elterjedt kalcium- és magnézium-karbonátos kőzetekből jelentős mennyiséget feloldhat. Ennek jellemzésére vezették be a víz keménységének fogalmát, amit nálunk leggyakrabban német keménységi fokokban mérnek. (Egy német keménységi fokú az a víz, amely literenként 10 mg CaO-ot vagy azzal egyenértékűen 7,19 mg MgO-ot tartalmaz.) Minél lágyabb a víz, annál nagyobb a karbonátagresszivitása, és minél keményebb, annál valószínűbb, hogy melegítéssel karbonátkiválás - vízkőképződés - következik be. Az oldatként megjelenő víznek megváltoznak a fizikai tulajdonságai. A változásra vonatkozó, földrajzi szempontból is igen fontos törvény Raoult összefüggése. Ez azt mondja ki, hogy híg oldatok esetén az oldat moláris (súly) koncentrációjával arányo­ san emelkedik a forráspont, és csökken a fagyáspont. A földrajzi burokban elsősor­ ban a fagyáspontcsökkenésnek van szerepe, amit az alábbi példák is jól mutatnak: Sókoncentráció (konyhasó esetén) 24,7%o 35,0%o (a világóceán átlaga) 23,0%

Fagyáspont - 1,33 °C - 1,91 °C - 21,0 °C

A sóoldatok sűrűsége nagyobb, mint a tiszta vízé, s a koncentráció növekedésével a sűrűség is nő. Ez a változás igen jelentékeny, hiszen pl. 1 m3 20 °C-os tengervíz tömege 27 kg-mal nagyobb, mint az ugyanolyan hőmérsékletű desztillált vízé (sűrűsé­ ge 1,025 g/cm3). A fentiekből következően a sós vizek + 4 °C-nál alacsonyabb hőmér­ sékleten érik el maximális sűrűségüket. Mivel a sókoncentráció növekedése esetén a maximális sűrűséghez tartozó hőmérséklet gyorsabban csökken, mint a fagypont, az előbbi egy meghatározott ponton „utoléri” az utóbbit. Ez 24,7%o-es koncentrációnál következik be. Itt tehát a maximális sűrűség és a fagyáspont hőmérséklete egybeesik (-1,33 °C). Ennél nagyobb koncentráció esetén (pl. a tengervízben) alegnagyobb sűrűség már a fagyáspont alatt van.

128

A Föld vízkészlete és a vízkészlet származása A földi vízkészlet szabatos meghatározására még nem állnak rendelkezésre megfe­ lelő lehetőségek. A készlet egyes elemeinek mennyiségét (pl. a tengervíz, állóvizek, jégtakarók) ugyan kielégítő pontossággal ismerjük, más esetekben (főleg a litoszféra mélyebb rétegeinek vízkészletét illetően) azonban meglehetősen durva becslésekkel kell beérnünk. Az újabb összeállítások alapján a mellékelt táblázat (4. táblázat) nyújt áttekintést a földi vízkészlet összetevőiről. 4. táblázat A Föld vízkészlete Nace, R. L. (1967), Baumgartner, A., Reichel, E. (1975) és mások alapján Mennyiség Tároló 103 km3-ben Litoszféra (kötött víz) Litoszféra (szabad víz a felszín alatt 4000 m-ig) Világóceán Sarkvidéki és magashegységi jég Edesvizű tavak Sóstavak Vízfolyások Élőlények Légkör Összesen

253 900 8 060 1 348 000 27 820 125 100 1,25 1,13 12,3 ~ 1 638 020 km3

az össz víztömeg %-ában 15,5 0,5 82,3 1,69 0,01 0,00006 0,0008 ~ 100,0%

A fő arányok mindenképpen világosak: a földi vízkészlet túlnyomó része az óceá­ nokban hullámzik, s emellett csak a litoszféra kötött, a körforgásból kieső vize képvisel jelentékeny hányadot. Ez utóbbi bizonytalan ismeretét jelzi, hogy vannak becslések, amelyek mennyiségét a táblázatban közöltnél mintegy háromszorta többre teszik. A jég zöme az antarktiszi és grönlandi jégtakaróban van; s jóllehet ez az óceán vizének csak 2%-a, ahhoz mégis elég tekintélyes mennyiségű, hogy jelentékeny olva­ dás esetén észrevehető általános tengervízszint-emelkedést okozzon. (Teljes elolvadá­ sa mintegy 70 m-rel emelné az óceánok szintjét.) Jelenlegi felfogásunk szerint a Föld vízkészlete égitestünk belső anyagainak gázle­ adása (az ún. kigázosodás) révén alakult ki. Általában ez a folyamat teremtette meg az égitestek korai (primordiális) légkörét, amelynek bolygónk anyagi összetétele következtében a. vízgőz jelentős összetevője volt. A gázburkot főként a vulkanizmus termelte. Schidlowski, M. (1975) szerint a recens vulkanizmus illó anyagainak 80%-a víz, 10%-a szén-dioxid. A légkörbe került vízgőz kisebb-nagyobb része - a környezet 129

hőmérsékletétől függően - cseppfolyós állapotban halmozódott fel a felszínen, illetve annak közelében. A Föld kérgének megszilárdulása utáni időkben a vulkanizmus a jelenleginél hevesebb volt, viszont a keletkezett víz egy része fotodisszociáció útján elbomlott mindaddig, amíg az ózonpajzs létre nem jött. Ezután a vízveszteség mérsék­ lődött, viszont a vulkanizmus is veszített erejéből. Jelenleg mintegy 0,1 km3-re tehető a tűzhányókból a víz körforgásába évente újonnan bekerülő víz mennyisége (King, A. M. 1962). Ezt az „újonnan születő” vizet Suess, E. 1903-ban juvenilisnek nevezte, szemben a körforgásba már korábban bekapcsolódott vadózus vízzel, amely értelem­ szerűen korábban egyszer maga is juvenilis volt.

Vízkörforgás, vízháztartás A földi víz körforgását lehetővé tevő halmazállapot-változásokhoz döntő mérték­ ben a napsugárzás adja az energiát. A körforgás mechanizmusában elsősorban a folyékony-gáznemű halmazállapot-átmenet fontos, hiszen a jég formájában tárolódó víz rövidebb-hosszabb időre kiesik a „forgalomból”. A körforgás egyes szakaszai (81. ábra) minőségi oldalról jól ismertek, a bennük mozgó vízmennyiségek azonban a száz év óta gyakran megismételt becslések, számítások és mérések ellenére még mindig némi bizonytalansággal határozhatók meg. A Föld egészének vízháztartása kiegyenlített. Ez más szavakkal azt jelenti, hogy bolygónk vízkészletét hosszabb időszakon át változatlannak tekintjük. Ebből az is

81. ábra: A vízkörforgás sémája. P0= óceáni párolgás, CO= óceáni csapadék, Ck = szárazföldi csapadék, Pk = a szárazföldek teljes pá­ rolgása (Pk = Pv + Pe + Pt), Pv= szabad vízfelszín (tavak, folyók) párolgása, Pe = talajpárolgás (evaporáció), Pt = a növényzet páro­ logtatása (transzspiráció), Lk = felszíni lefolyás, L2 = felszín alatti lefolyás 130

következik, hogy a párolgás (P) évi összege megegyezik a csapadék (C) évi mennyisé­ gével. Ez utóbbi kijelentés azonban csak a Föld egészére nézve igaz. Az óceánok, illetve a szárazföldek esetében a párolgás és a csapadék mennyisége eltérő, s vízháztar­ tásukat csak azért tekinthetjük egyensúlyban lévőnek, mert a párolgás és csapadék különbségét a lefolyás (L) kiegyenlíti. (A lefolyást az óceánok szempontjából helye­ sebb hozzáfolyásnak nevezni, de a magyar nyelvhasználatban inkább az előző kifeje­ zés terjedt el.) A fentiek alapján az óceánokra, a szárazföldekre és a Föld egészére az alábbi vízháztartási egyenletek írhatók fel (a „k” és „o” indexek a szárazföldekre, ill. az óceánokra utalnak): óceán: szárazföld:

Bevétel Co+ L Ck

Kiadás = Po, tehát L = = Pk + L, tehát

Po-Co, L = Ck - P k,

ezért Po-Co = ck Pk. és Po + Pk = Ck + Co, így a Föld egészére: P= C. Ha a vízforgalmat a légkör szempontjából nézzük, akkor az egyenlet így alakul: Bevétel Kiadás Légkör: P o + Pk = Co + C k , P = C, ami azt az egyszerű tényt fejezi ki, hogy a légkörben a körforgásban részt vevő teljes vízmennyiség „megfordul”. Amint azt a fenti összefüggések mutatják, a víz körforgása során az óceánok a felszínre hullott csapadékon kívül a szárazföldekről is kapnak vízutánpótlást a lefo­ lyás (hozzáfolyás) révén. A lefolyás azonban nem jellemzi a szárazföldek egészét. Felszínüknek valamivel több mint 1/5-én (29,1 millió km2-en) a csapadékból szárma­ zó víz úgy párolog el, hogy közben nem alakul ki az óceánokat elérő lefolyás (belső lefolyású területek). Az óceánok és szárazföldek vízháztartása között kapcsolatot teremtő lefolyás (L) a földrajzi burok egyik legfontosabb hatótényezője, hiszen a víz felszínformáló munkája jórészt ennek a vízmennyiségnek mint közvetítő közegnek a segítségével megy végbe. A vízkörforgás mechanizmusát és a Föld egészének (illetve azon belül a szárazföldeknek) kiegyenlített vízháztartását felismerő első alapvető kutatási eredmények a múlt század végén születtek. 1887-ben három kutató is (Vojejkov, V. A., Murray, J. és Brückner, E.) korszakalko­ tó munkát publikált e kérdéskörben. A vizsgálatok folytatásával 1905-ben Brückner már a körforgás egyes elemeinek (szárazföldek csapadéka és párolgása, óceánok csapadéka és párol­ gása, valamint a lefolyás) mennyiségét is feltüntető vízháztartási egyenletet írt fel. Ő a körfor­ gásban részt vevő évi vízmennyiséget 481 000 km3-re tette. Azóta tucatnyi szerző készített ilyen becsléseket, de számadataik nem térnek el jelentősen egymástól, illetve Brücknerétől. Az eddigi maximum (Lvovics, M. J. 1967) nem egészen 10%-kal több, a minimum (Schmidt, W. 1915) 131

pedig mintegy 30%-kal kevesebb Brückner adatánál. Az újabb összeállítások (Marcinek, J. 1973. 473,7 · 103 km3, Baumgartner, A.-Reichel, E. 1975. 496 · 103 km3) is megerősíthetik azt a nézetet, hogy a földi vízkörforgás volumenéről kialakult képünk ha még nem is teljesen pontos, de lényegében helyes. A körforgás fontosabb elemeinek tás az alábbiak szerint adja meg:

mennyiségét

a

az óceánok párolgása (Po): az óceánok csapadéka (Co): a szárazföldek párolgása (Pk): a szárazföldek csapadéka (Ck): lefolyás (L):

Baumgartner-Reichel-féle 425 · 385 · 71 · 111 · 40 ·

számí­

103 km3 103 km3 103 km3 103 km3 103 km3

Mint láttuk, az évi körforgás közel félmillió km3-nyi víztömege teljes egészében megfordul az atmoszférában. Ezt az adatot a légkörben egyidejűleg jelen lévő vízmennyiséggel (12 300 km3) összevetve megállapítható, hogy az atmoszféra vize évente 40-szer (mintegy 9 naponként) megújul. Ez a megújulási idő más víztárolók esetében rendszerint jóval hosszabb. Az előzőhöz hasonló gondolatmenettel kiszámítható, hogy a világtengerek vize pl. közel 3200 év alatt cserélődhet ki. A szárazföldi vízcsere idejének meghatározása már bonyolultabb, s egyetlen számadat nem is adhat reális képet. Hiszen a folyóvizek vagy a talajvíz megújulása között nyilvánvalóan több nagyságrendnyi időkülönbség van. A szárazföldi jégtömegekben tartalékolódó, a vízkörforgásból időlegesen kieső víz megújulási idejét mintegy 12 000 évre teszik.

A világtenger A tengerkutatás fejlődése Az emberiség tengerről való ismeretei általában a gazdasági élet - főként a közlekedés és a kereskedelem - által megkövetelt mértékben gyarapodtak. így természetes, hogy a Földközi­ tenger vidékére kiterjedő antik civilizációk, melyek közül több - így a föníciai, görög, karthágói - a tengerre utaltan fejlődött, már történetük korai szakaszában bőséges ismereteket szereztek a földkerekség „legklasszikusabb” beltengeréről (parttagoltságáról, szélrendszereiről, áramlási viszonyairól stb.). Ugyanakkor az is magától értetődő, hogy az antik világ számára jelentéktelen nyílttengeri hajózás miatt az „okeanosz” csaknem teljesen ismeretlen maradt. A nyílt óceánról szóló hézagos és ritka híradások (pl. Pütheasz i. e. IV. sz.) jobbára mesés színben tűntek fel, s ezért különösen nagyra kell értékelnünk, hogy a szűk ismeretanyag ellenére néhány tengeri jelenséget zseniálisan ismertek fel, sőt magyarázatukra is helyes kiindulópontot találtak. Ilyen volt pl. a tengerjárás cádizi megfigyelése, és annak a Hold járásával való összekapcsolása - Poszeidoniosz (i. e. II. sz.). A világtenger valódi földi jelentősége - még reális mérete is - csak a nagy földrajzi felfedezé­ sek korától kezd körvonalazódni. A fellendülő hajózás lesz a rohamosan bővülő tengertant ismeretek fő szolgáltatója, de egyszersmind első számú felhasználója is. Szinte törvényszerű 132

tehát, hogy Varenius, B. korszakjelző földrajzi munkájában (1650) különös súlyt kapnak a tengerészeti kérdések, s a szerző többek között a tengervíz hőmérsékletéről, sótartalmáról, áramlásairól is értekezik. Fontos mérföldkő a tenger megismerésében Vossius tengeráramlás-magyarázata (1663), Kircher, E. tengerjárástérképe (1678), amelyet hamarosan követett Newton árapályelmélete (1686). Nagy megtermékenyítő ereje volt Hailey, E. elméletének, amely a szélrendszereket köztük a tengeri szélrendszereket - magyarázta (1686), ill. Hadley azon felismerésének, hogy a földforgás a tengeráramlások irányát is befolyásolja (1735). A tengerkutatás az amerikai Maury, M. F. munkássága révén kapott modern arculatot. Javaslatára a brüsszeli nemzetközi tengerkutatási kongresszus 1853-ban olyan határozatot fogadott el, hogy ezután a kereskedelmi hajók is folytassanak rendszeres megfigyeléseket útjuk során. A korábbi megfigyelések eredményei zömmel a tengerek felszíni viszonyaira vonatkoztak. Az óceánok hallgatag mélységeinek szóra bírását - ahogyan Humboldt, A. fogalmazta komoly technikai akadályok nehezítették. A legizgalmasabb kérdések megoldásához - a fenék­ domborzat és az élővilág megismeréséhez - mindenekelőtt a mélységmérések módszerét kellett tökéletesíteni. Előbb Brooks fonalas mélységmérője (1854) segített, de az igazi áttörést a visszhangos mélységmérés megjelenése (Behm, 1919) jelentette. A mélytengerek megismerését lényegesen előrelendítették a transzóceáni telefonkábelek lefektetéséhez szükséges vizsgálatok. Maury halála évében (1873) indult el tengerkutató útjára az angol Challenger, amelyet az óceánkutató expedíciók prototípusának tekinthetünk. Többtucatnyi követője közé tartozott Nansen, F. hajója, a Fram (1893-96), s számos német expedíció között az atlanti-óceáni kutatásokban kiemelkedő szerepet játszó Meteor (1925-27). A második világháború óta külö­ nösen nagy számban járják a tengereket a kutatási célra készült sajátos úszó laboratóriumok (a brit Discovery vagy az amerikai Atlantis több generációja, a szovjet Vityaz, Lomonoszov, a francia Calypso, a német Gauss stb.).

A világtenger horizontális és vertikális tagozódása A földi vízkészlet több mint 80%-át magába foglaló világóceán mintegy 2430 m vastagon borítaná be a teljesen egyenletes - kiemelkedésektől, bemélyedésektől men­ tes - földfelszínt. Földünkön azonban 20 km-t megközelítő magasságkülönbségek vannak, így a felszínt borító vízréteg mélysége nemcsak változatos, hanem tükrét helyenként szárazulatok is megszakítják. A világtenger jelenleg kereken 361 millió km2-t fed a Föld 510 millió km2-es felületéből, ami az összterület 70,8 %-a. Más szóval a tengerek és szárazföldek földi aránya 2,42:1. A szárazulatokkal meg-megszakított világóceán részei összefüggnek, így a szárazföldeknek tulajdonképpen szigetjellege van, területi eloszlásuk meglehetősen rapszodikus; helyenként nagyobb csoportokat alkotnak, másutt óriási területeken hiányoznak.

Vízszintes tagozódás Az összefüggő világtengert a közbeékelődő kontinensek révén szokás önálló óceá­ nokra osztani. A három nagy óceán (Csendes-, Atlanti-, Indiai-) és az olykor melléjük negyedikként besorolt Északi-Jeges-tenger természetes határai nem jelölhetők ki mindenütt egyértelműen. 133

Ez főként a déli féltekén van így, ahol a hivatalos határ közmegegyezésen nyugszik, az Atlanti- és Indiai-óceán között az Agulhas-fok meridiánja - keleti hosszúság 20° az Indiaiés Csendes-óceán közt Tasmania déli fokának délköre - keleti hosszúság 147° a Csendes­ és Atlanti-óceán esetében pedig a Horn-foktól a Déli-Shetland-szigeteken át a Graham-földhöz húzható legrövidebb vonal a határ.

Az egyes óceánok nem tekinthetők teljesen egységes vízfelületeknek. Szorosabb értelemben vett törzsterületükből - zömmel a kontinensek szomszédságában - sziget­ ívek, szigetcsoportok, félszigetek többé-kevésbé különálló tengereket, olykor öblöket választanak le. Számos esetben mélyen a kontinensek testébe vagy a kontinensek közé ékelődő, a nyílt óceánokkal csak keskeny szorosokon át érintkező tengerek is kiala­ kultak. Az óceánoknak ezeket a szárazföldekhez szorosabban kapcsolódó részeit nevezzük geográfiai értelemben tengereknek. Mind kiterjedésük (összterületük kere­ ken 40 millió km2, a világóceán 11 %-a), mind sajátos jellemvonásaik alapján, de még inkább az emberi társadalom történetében játszott jelentős szerepük következtében indokolt közelebbi vizsgálatuk. A tengereket - amelyek legfőbb számszerű adatait az 5. táblázat foglalja össze hagyományosan két nagy csoportra: a beltengerekre és a mellék- vagy peremtengerek­ re osztjuk. (Az öböl megjelölés nem tekinthető földrajzi szakkifejezésnek. Mindkét említett tengertípusnak vannak olyan tagjai, amelyeket öbölnek nevezünk. Még a méret sem döntő, mert jó néhány olyan öblöt ismerünk, amelyek területe számos tengerét felülmúlja.) A két tengertípus elkülönítése nem teljesen problémamentes. Definiálásuk sem egészen egyértelmű, és sok olyan tenger van, amelyeknek különböző részei nem sorolhatók azonos kategóriába. A beltengerek egyik alapjellemzője nagyfokú zártságuk. Keskeny és jobbára sekély óceáni kijárataik csak korlátozott vízcserét tesznek lehetővé, így szinte teljesen önálló vízháztartással rendelkeznek. Többnyire saját medencéjük is van, tehát viszonylag mélyek. Rendszerint fiatal, máig aktív kéregmozgású területeken alakultak ki, meden­ céjük formálódásában törések, beszakadások is közrejátszottak. A beltengerek „klasszikus” esetben különböző litoszféralemezek határövezetében jönnek létre, így földrészek között helyezkednek el. Ezek az interkontinentális belten­ gerek (pl. a Földközi-tenger, Amerikában a Karib-tenger és a Mexikói-öböl, sőt az Északi-Jeges-tenger is). Az intrakontinentális beltengerek viszont egyetlen lemez, egy földrész többé-kevésbé megsüllyedt részletét foglalják el, annak testébe ékelődnek. Többnyire nincs külön medencéjük, sekélyek, de óceáni kapcsolatuk gyengesége mégis beltenger jelleget ad nekik (Balti-tenger, Hudson-öböl stb.). A peremtengereket az óceántól rendszerint csak szigetsorok választják el, tehát nyitottabbak, ezért nincs önálló vízháztartásuk. Sekélyek, esetükben általában a kontinentális lemezek alacsonyabb peremi részeit öntötte el a tenger (transzgressziós tengerek), s amikor a vízszint csökkent (pl. a pleisztocén glaciálisokban), jelentős részeik szárazra kerültek. Jellegzetes füzérük alakult ki a kelet-ázsiai partok mentén. 134

J. táblázat

A világóceán tagolódása (Dietrich, G. és Kuruc A. után módosítva) Óceán v. tenger

CSENDES-ÓCEÁN törzsterülete Tartozékai: Bering-tenger Ohotszki-tenger Japán-tenger Kelet-kínai-tenger Dél-kínai-tenger Ausztrál-ázsiai-földközi-tenger Kaliforniai-öböl

Tenger típusa

165,02 P P P -B1 P P B2 P

Csendes-óceán összesen ATLANTI-ÓCEÁN törzsterülete Tartozékai: Északi-J eges-tenger Földközi-tenger Hudson-öböl Szent-Lőrinc-öböl Északi-tenger Keleti (Balti)-tenger Ir-tenger Amerikai-földközi-tenger (Mexikói-öböl, Karib-tenger)

Közepes Legnagyobb Területe Vízmennyisé­ mélység (m) mélység (m) (millió km2) ge (millió km3)

691,1

4188

11 034

2,26 1,39 1,01 1,2 2,32 8,27 0,15

3,37 1,35 1,69 0,33 3,83 10,62 0,11

1491 971 1673 275 1650 1284 733

4096 3372 4225 2719 5245 7440 3127

181,62

712,4

3922

11 034

84,1

323,0

3844

9219

11,03 3,02 1,23 0,24 0,58 0,38 0,1 4,36

13,54 4,38 0,16 0,03 0,05 0,04 0,01 9,43

1117 1450 128 125 93 101 60 2164

5449 5092 218 549 725 459 272 7680

105,04

350,64

3338

9219

73,43

284,34

3872

7455

0,45 0,24 0,8

0,24 0,01 0,7

538 25 870

2604 170 4177

74,92

285,29

3808

7455

| VILÁG összesen

361,58

1348,33

3729

11 034

P = perem tenger,

B, = intrakontinentális beltenger

B2 b2

B, P P Bi P b2

Atlanti-óceán összesen INDIAI-ÓCEÁN törzsterülete Tartozékai: Vörös-tenger Perzsa (Arab)-öböl Andaman-tenger Indiai-óceán összesen

b2

Bt P

B2 = interkontinentális beltenger

Köztük a Kelet-kínai-tenger a legtipikusabb, a többieknek (Bering-, Ohotszki-, Dél­ kínai-) vannak mélyebbre szakadt részeik, a Japán-tenger pedig mind medencéje, mind erős zártsága miatt inkább az intrakontinentális beltengerek közé sorolható. Európában az ír- és az Északi-tenger említhető legjobb példaként. A Földközi-tenger maga is összetett tengertípus. Törzsterületéhez melléktengerek kapcso­ lódnak - Adriai-tenger, Égei-tenger. Utóbbi a szigettengerek (archipelagus) egyik legszebb jelenkori példája is. A Földközi-tenger másik jellemzője, hogy egymásnak is alárendelt (tehát tulajdonképpen másod-, harmad-, negyedrendű beltengerek (Márvány-tenger, Fekete-tenger, Azovi-tenger) sora ágazik ki belőle.

Függőleges tagoltság A világtenger legfontosabb függőleges övezetei - hozzávetőleges kiterjedésükkel együtt - a földfelszín hipszografikus görbéjének (1. ábra) negatív szakaszáról olvas­ hatók le. Világosan látszik, hogy a világtengernek két terjedelmes, egyenletes fenék­ szintű sávja van. a) A kisebb kiterjedésű, magasabb helyzetű, 200 m-nél kisebb vízmélységű terület szorosan kapcsolódik a szárazföldek uralkodó szintjéhez, annak részét képezi. Tehát itt a kontinentális kőzetlemezek peremi részeit öntötte el a víz (lásd melléktengerek). Ezeket összefoglalóan selfeknek nevezzük. Jóval nagyobb az átlag 4000-6000 m vastag vízréteggel borított mélytengeri fenék­ szint kiterjedése. Ez a Föld felszínének legterjedelmesebb szintje, s egyúttal ezek a tengerrészek az óceáni kőzetlemezek legjellemzőbb képviselői. A két uralkodó szintet összekötő meredekebb görbe szakasz több, közel azonos mélységű, de igen eltérő jellegű tengerrészt foglal magában. Beletartoznak a selfeket a mélytengeri fenékszinttel összekötő kontinentális lejtők meredek sávjai, valamint az óceánok roppant méretű hátságrendszerei (óceánközépi hátságok, óceánperemi há­ tak). Ez utóbbiak kiterjedéséről és a földfejlődésben játszott lényeges szerepéről csak az utóbbi két évtized kutatásai adtak reális képet. Az óceánok legmélyebb részei, a mélytengeri árkok csak jelentéktelen kiterjedésük (kevesebb mint 1%) miatt nem tekinthetők önálló mélységi szintnek. A több száz (olykor néhány ezer) km hosszú, átlagosan 100 km-nél nem szélesebb árkok ugyanis általában 2500-5000 m-rel mélyebbek, mint a környező mélytengeri fenékszintek, és ma úgy tudjuk, hogy a litoszféralemezek mozgása révén változó földfelszín kiemelke­ dően fontos övezetei. Az óceánokban térképezett 26 mélytengeri árokból 22 a Csen­ des-óceánban van, s közülük 20 annak ázsiai-ausztráliai oldalán (csak a Közép­ amerikai- és a Peru-Chilei-árok szegélyezi az amerikai kontinenst). Az Atlanti-óceán­ ban 3 (Puerto Rico-, Kajmán- és Déli-Sandwich-árok), az Indiai-óceánban 1 (Szundaárok) mélytengeri árok található. (A világtenger vertikális szintjeit „A tengerfenék domborzata” c. fejezet elemzi részletesebben.)

136

A tenger vize A tengervíz anyagforgalma A tengervíz legismertebb alapvető tulajdonsága jelentékeny sótartalma. Sótartalmának nagyon fontos sajátossága, hogy a regionálisan ingadozó koncentráció ellenére az egyes összetevők aránya stabil. Ez annyira megbízható jellemvonás, hogy egyetlen összetevő (pl. a kloridok) mennyiségének meghatározásából az összsótartalom is kiszámítható. A viágóceán átlagos sótartalma kereken 35%o (az ún. Internatio­ nal Oceanographic Tables - Párizs 1966 - szerint 34,72%o), amely az alábbi sókból áll össze (6. táblázat). A sótartalom származásával kapcsolatban sokáig az a nézet uralkodott, hogy a Föld forró ősatmoszférájából a felszínre kivált sókat oldotta fel a később lecsapódó víz. Valószínűbb az az elképzelés, hogy a földtörténet folyamán fokozatosan került a só a tengervízbe - döntően két forrásból. A vulkanizmus különböző gázhalmazálla­ potú anyagokat juttatott a légkörbe (főleg szén-dioxidot, valamint klór-, bróm-, jódés kénvegyületeket), amelyek azután a csapadék révén kerültek az óceánba. A másik forrást a szárazföldek mállástermékeit a tengerbe szállító vízfolyások és szelek jelen­ tették. így főleg bázisképző anyagok - nátrium, kálium, magnézium, kalcium kerültek az óceánba, amelyek az előbb említett vegyületekkel alkották a tengerek sóit.

6. táblázat A tengervíz sóösszetétele Sófajta nátrium-klorid (NaCl - konyhasó) magnézium-klorid (MgCl2)

Kloridok

magnézium-szulfát (MgS04-keserűsó) kalcium-szulfát (CaSÖ4-gipsz) kálium-szulfát (K2S04)

Szulfátok

g/l 27

%

Összesen

77,76 88,64

3,8

10,88

1,6

4,74

1,2

3,6

0,9

2,46

10,8

Karbonát

kalcium-karbonát (CaCO3)

0,1

0,34

0,34

Egyéb

magnézium-bromid (MgBr2)

0,1

0,22

0,22

Összesen: -----------------------------------

34,7

100,0

100,00

.

137

A tenger sóit közvetlenül a szárazföldek vízfolyásaiból származtató elképzelésnek ellent­ mond az a tény, hogy a kisebb sókoncentrációjú folyóvizekben (édesvizek) egész más a sóösszetétel, mint a tengerben. Itt a karbonátok vannak túlsúlyban, a kloridok szerepe aláren­ delt. Mindenesetre azt sem szabad elfelejteni, hogy a tengeri élőlények az idők folyamán nag\ tömegű karbonátot építettek be testükbe. így az óceánból a karbonátok nagy részét kivonták, s ezzel hozzájárulhattak az igen jól oldódó kloridok és szulfátok túlsúlyának kialakulásához. A geokémiai és biokémiai folyamatokban a sók mellett fontos szerepe van annak a ténynek, hogy a tengervíz fémekben szegény. Ez annak a következménye, hogy a benne lévő finom agyagos részecskék, valamint az oldhatatlan vas- és mangán-hidroxidok a különböző fémeket adszorbeálják, azokat tehát kivonják a tengervízből. Leülepedésük után ezek a fémek a fenéküledékbe kerülnek, ott felszaporodnak. Különösen jelentős a vas- és mangán-hidroxidoknak a nehézfémeket megkötő képes­ sége, hiszen ha ezek a vízben jelentős mennyiségben maradnának, az élőlényekre nagy veszélyt jelentenének. (Az adszorpciós hatás nélkül rézből pl. 10 000-szer több lenne a tengervízben, a mélytengeri üledékek rádiumtartalma pedig kereken 360 000-szer nagyobb lenne, mint a tengervízé.) Egyes, a tengervízben jelentéktelen részarányt képező anyagoknak a fenéken való akkumulálódásához az élőlények is hozzájárul­ nak. A felhalmozódás olyan mértékű is lehet, hogy a tengerben kiaknázható érctele­ pek jönnek létre. A diatómák vasat halmoznak fel testükben, a medúzákban 32 000szer nagyobb a cinkkoncentráció, mint a környező tengervízben stb. A tengeri szervesanyag-termelésnek három ún. „minimumanyaga” van: csak a foszfor, a nitrogén és a szilícium nem áll mindig és mindenütt kielégítő mennyiségben az életfolyamatok rendelkezésére. A mérsékelt övi és hideg tengerekben e létfontossá­ gú tápanyagok mennyisége éves ciklusban változik. Tavasszal a fényviszonyok kedve­ zőbbé válásával a növényi plankton életműködése intenzívebb lesz, és ezeket az anyagokat csaknem teljesen kivonja a vízből. Elpusztulva lesüllyed, közben elbomlik, s a mélyebb vízrétegekbe így visszakerül a foszfor és a többi kivont anyag. Mivel ezekben a lehűlő vizekben a függőleges cirkuláció télen sem szünetel, tavaszra a „minimumanyagok” ismét a felszín közelébe jutnak. A trópusi, szubtrópusi tengerek egész évben meleg vizében nincs függőleges vízcsere (a könnyű meleg víz mindig felül marad), így az elpusztuló és lesüllyedő plankton bomlástermékei nem kerülhetnek vissza a felszín közelébe. A meleg tengerek élővilága ezért jóval szegényebb. így érthető az a tény is, hogy ezekben a tengerekben ott van gazdag élővilág, ott vannak a termékeny „halpadok”, ahol a mélyből feltörő hideg vizek révén a tápanyagok a megvilágított felszínközeli övezetbe kerülnek. Ezek hiányában a meleg tengerek életszegények, főleg a térítőköri vidékeken valóságos tengeri sivatagok alakulnak ki. Ezek vize igen tiszta és átlátszó. A Sargasso-tengerben pl. csak 66 méter mélyen tűnik el a víz átlátszóságát mérő Secchi-korong (30 cm átmérőjű fehér lap). Ez egyébként „világrekordnak” számít. A légkörrel érintkező tengervíz annak gázait is abszorbeálja. A levegő gázaival telített tengervízben azonban más azok aránya, mint a szabad légkörben. Az oxigén és a szén-dioxid részaránya lényegesen magasabb. (Átlagos sótartalmú vízben 10 138

°C-nál a nitrogén, az oxigén és a szén-dioxid aránya 63:34:1,6, szemben a levegő 78:21:0,03-as arányával.) Az abszorbeálható gázok mennyisége a hőmérséklet emel­ kedésével csökken. Arányuk sem stabil. A felszínközeli zónában a növényi asszimilá­ ció miatt oxigéntúltelítettség is felléphet. A mélyebb rétegekben viszont az oxidációs folyamatok kerülnek túlsúlyba, így a szén-dioxid mennyisége megnő az oxigén rová­ sára. Sőt, ha függőleges cirkuláció híján az alsó víztömeg tartósan elveszti kapcsolatát az atmoszférával, s ugyanakkor benne nagy mennyiségű oxidálható anyag van (pl. planktonmaradványok), az oxigéntartalom teljesen eltűnhet, s a felszaporodó szabad kénhidrogén miatt legfeljebb kénbaktériumok számára marad fenn az életlehetőség. Ez az eset áll fenn a Fekete-tenger 200m-nél mélyebb rétegeiben, egyes zártabb norvég fjordokban, sőt időnként a Balti-tenger mélyebb részein is. Mindezen esetek kialakulásában jelentékenyen közrejátszik az a tény, hogy e többé-kevésbé zárt me­ dencék felszíni vizének sótartalmát lecsökkentik a befolyó édesvizek. így annak sűrűsége is csökken, s a függőleges vízcsere lehetetlenné válik. A tengervíz szén-dioxid-tartalmának főként a mészoldás szempontjából van jelen­ tősége. A trópusok meleg vize kis CO2-abszorbeáló képessége miatt mészben rendsze­ rint túltelített (olykor a normál telítettség háromszorosáig), és így könnyen fedezheti a mészkedvelő organizmusok (korallok, foraminiferák) mészigényét. A sarkvidéki hideg vizek mészoldó képessége nagyobb, ezért itt nem mészkedvelő, hanem kovahá­ zat építő kovamoszatok (diatomák) élnek. A mélyebb vízrétegekben a növekvő nyomás növeli a szén-dioxid mészoldó képességét, így ott a lesüllyedő planktonma­ radványok mésztartalma feloldódik, s a 4000 m-nél mélyebb fenékzónában már csak mészmentes üledékek képződhetnek. Köztük főként az oldhatatlan mélytengeri vörös agyagoknak van lényeges szerepük.

A sótartalom eloszlása A világtenger felszínközeli zónájának sótartalma döntően a nem sósvíz-bevétel (csapadék, édesvizek) és a párolgás viszonyát tükrözi. Mivel mindkét tényező elsősor­ ban éghajlati meghatározottságú, ezért a nagy nyílt óceáni területek sótartalom-elosz­ lása övezetes, és a pólusok között egy kétmaximumos görbével jellemezhető (82. ábra). Az Egyenlítő vidékén a bő csapadék és a sűrű felhőzet miatti csekélyebb párolgás eredményeként a felszíni sótartalom átlag körüli. A térítők, ill. a szubtrópusi magas légnyomás területe felé haladva a sótartalom nő, és mintegy 37,5%o-es értékkel

82. ábra: A tengerfelszín sótartalom-változásának általános görbéje 139

a nyílt óceáni maximumot éri el. Ezt a minimális édesvízbevétel és a párolgás nagy túlsúlya teszi érthetővé (tengeri sivatagok). A mérsékelt szélességeken fokozatosan helyreáll a csapadék és a párolgás egyensúlya, ami átlag körüli sótartalmat eredmé­ nyez. A poláris területek felé a csökkenő párolgáshoz növekvő édesvízbevétel (csapa­ dék, olvadó szárazföldi jég) társul, s így a sótartalom átlag alá csökken (~32‰). A sótartalom-változás fent bemutatott általános tendenciája mindhárom óceánon érvényesül, de az egyes óceánok sótartalmában érzékelhető különbségek vannak. (83. ábra) Legnagyobb sókoncentráció az Atlanti-óceánban mérhető. Ez főként a nagy szélrendszerek irányával és a kontinensek helyzetével magyarázható. A passzátöv keleties szelei az északi féltekén az atlanti pára egy részét a közép-amerikai szigetvilág és földséghíd fölött átviszik a Csendes-óceánra. így ennek lecsapódó hányada a Csendes-óceán vizét hígítja, az Atlantikum e vidékén pedig óceáni viszonylatban a legnagyobb sótartalom jön létre. A déli féltekén a nyugati szelek övében az Andok láncain átkelő levegő kiszáradva érkezik az Atlanti-óceán fölé, és az ottani vízgőz jelentős részét felveszi magába. Az orográfiai viszonyok is az Atlantikum sókoncentrációjának növekedése irányába hatnak: ezek ugyanis olyanok, hogy az Atlanti-óceán levegője juthat el leginkább a szomszédos kontinensek belsejébe, s a belőle hulló csapadékvíz nem, vagy csak áttételesen kerül vissza származási helyére. A partközeli vizek sókoncentrációja rendszerint többé-kevésbé eltér a nyílt óceáno­ kétól. Az eltérés annál nagyobb értékű lehet, minél zártabbak az egyes tengerek vagy öblök. A peremtengerek vize viszonylag szoros kapcsolatban van az óceánokéval, ezért ott a sótartalom-változás általában nem túl jelentős - a betorkolló folyók hatására többnyire valamelyest csökken. Egész más a helyzet a beltengerek esetében. E csaknem önálló vízháztartású medencék sókoncentrációja mind pozitív, mind negatív irányban lényegesen eltérhet a nyílt óceánokétól. Helyzetüktől függően két jellegzetes csoportba sorolhatók. Az ún. meleg beltengerek zöme száraz vagy félszáraz trópusi-szubtrópusi területeken fekszik, és intenzív vízcsere híján sókoncentrációjuk magas. A Vörös-tenger északi szögletében 41‰-ig emelkedik a sótartalom, de a Perzsa (Arab)-öbölben is eléri a 40‰-et. A rendkívül erősen zárt Vörös-tenger gya­ korlatilag nem jut édesvíz-utánpótláshoz (csapadékbevétele elhanyagolható, s egyet­ len számottevő folyó sem torkollik bele), így az intenzív párolgás a földkerekség legsósabb tengerévé teszi. A Földközi-tenger is sósabb, mint a szomszédos óceán, s keleti medencéjét 39‰-es izohalinák övezik. A Földközi-tenger sűrű sós vize a Gibraltári szoroson át mint fenékvíz áramlik ki az óceánba. Pótlására, valamint a tenger egészét jellemző veszteséges vízháztartás egyensúlyban tartására a felszínen másod­ percenként mintegy 1,75 millió m3 (kereken tíz „amazonasznyi”) hígabb óceáni víz érkezik. Ennek hiányában a Földközi-tenger vízszintje fokozatosan csökkenne. A hi­ deg beltengerek bőséges csapadéka felülmúlja a párolgást, ezért vizük rendszerint hígabb, mint az óceánoké. Ott, ahol a betorkolló folyók víztömege jelentős az egyébként is sekély tengerek vízmennyiségéhez viszonyítva (Hudson-öböl, Balti­ tenger), a kiédesedés fokozott. A Balti-tengerben már a nyugati medence sótartalma sem több 10‰-nél, a Finn-öböl vize pedig az ún. félsós (brakk) vizek típusába sorolható, hiszen koncentrációja csupán l‰. 140

A felszínen mért sótartalomértékek mintegy 500 m mélységig jellemzőek. Ez a felső zóna ugyanis sűrűségi különbségek miatt (lásd termohalinás konvekció) és mechani­ kus okokból erőteljesen átkeveredik és homogenizálódik. Az alsóbb rétegek sótartal­ mát viszont döntően a horizontális vízmozgások (mélyáramlások) határozzák meg, ezért a viszonylag egyszerű sótartalommérések igen jó szolgálatot tesznek a mély­ áramlások felderítésében. A ma még nem teljesen ismert kérdéskör részleteinek elha­ gyásával megállapítható, hogy a mélyvizek sótartalma a térítők vidékén általában alacsonyabb, a poláris területeken magasabb, mint a felszínen. Mérsékelt szélessége­ ken a sótartalom vertikális változása minimális.

A tengervíz hőháztartása A tenger hőbevételének túlnyomó többsége a nap- és égboltsugárzás elnyeléséből, illetve a légkör hőjének közvetlen átvételéből származik. Más energiaforrások szerepe - így pl. a vízpára kondenzálódásakor felszabaduló hő, a mozgó víz részecskéi közti súrlódásból vagy a biokémiai folyamatokból származó hő - szerepe alárendelt. A Föld belső hője is csak minimális mértékben melegíti a tenger vizét, hiszen a besugárzásból eredő napi hőbevétel a világtenger átlagában mintegy 1235 J/cm2, a Föld belsejéből viszont mindössze 0,38 J/cm2 hőmennyiség érkezik. A kiadási oldalon a kisugárzás, a párolgás és a légkör felé irányuló közvetlen hőátadás a legfontosabb összetevők. A tenger hőfelvételi, illetve -leadási sebességét nagymértékben csökkenti a víz nagy fajhője. A felmelegedés további lassítója, hogy a besugárzás nemcsak a felszínt éri, hanem egy része nagyobb mélységekbe (37,7%-a 1 m-re, 16,1 %-a 10m-re, 0,5%-a 100 m-re) hatol, tehát a hőátadás eleve vastag rétegben zajlik. Az így felmelegedő felszíni és felszínközeli réteg szinte úszik az alsó hidegebb vízen. A szél mechanikai erejével (hullámzás) azonban mintegy összetöri ezt a réteget, és a felmelegedést mélyebb részekre is kiterjeszti. Az Északi-tengerben a nyár folyamán 30-40 m vastag lesz az így felmelegedő vízréteg, és ennek alsó határán hirtelen hőcsökkenés követke­ zik be (14-ről 6 °C-ra). Ez a gyors hőcsökkenésű zóna az ún. ugróréteg. A felszín közelében a felmelegedés is kivált egy kis hatósugarú, de a folyamat megindulásá­ ban mégis jelentékeny szerepet játszó cirkulációt. A felszín melegedő vize ugyanis erősebben párolog, így sósabbá válik, és sűrűbb lesz, mint az alatta lévő réteg, tehát lesüllyed, és azzal helyet cserél. Ezt nevezik termohalinás konvekciónak. A tengervíz lehűlésében a párolgásnak van legnagyobb szerepe. A hőleadás 53 %-a párolgás révén következik be. Mivel a párolgás feltételei (a víz és a levegő hőmérsék­ let-különbsége, a levegő páraéhsége, a szélviszonyok stb.) az óceán különböző részein igen eltérőek, ezért a párolgás szerepe a hőleadásban regionálisan erősen differenciált. A kisugárzás hatása is fontos. A viszonylag nagy hullámhosszú kisugárzás hűtő hatása elég vastag rétegre terjed ki, hiszen a felszín lehűlő és így sűrűbbé váló vize 141

83. ábra: A tengerfelszín átlagos sótartalma ezrelékben (Kéz A. - 1953 - után)

841A ábra: A világtenger felszíni vizének átlagos hőmérséklete februárban °C-ban. A fogazott vonalak a tengeri jég határát jelzik (Morszkoj Atlasz - 1953 - alapján)

84/B ábra: A világtenger felszíni vizének átlagos hőmérséklete augusztusban, °C-ban lesüllyed, helyet adva az alulról felemelkedő melegebb vizeknek. Ez a függőleges hőmérsékleti cirkuláció mélyebb rétegekre is kiterjedhet, mint a nyári felmelegedés, így akár néhány 100 m vastag víztömeg hőenergiája is átkerülhet a levegőbe, ami azután származási helyéről elsodródva nagy területek éghajlatára gyakorol jelentős hatást. Legkisebb szerepe a levegő felé történő közvetlen hőleadásnak van (kb. a párolgás 10%-ával egyenértékű a hatása). Ez különösen lassú folyamat, de rajta kívül a lehűléssel párhuzamosan kialakuló függőleges konvekció is nagyban hozzájárul ah­ hoz, hogy a tengervíz hőmérséklete csak hónapos nagyságrendű késéssel követi a léghőmérséklet, illetve a környező szárazföldek hőmérsékletének változásait. Az északi féltekén pl. általában augusztusban és szeptemberben áll be a maximum, a minimum pedig rendszerint február-márciusra tolódik.

A hőmérséklet regionális változásai A nyílt óceánok vizének hőmérséklete (84/A és B ábra) a levegő kis ingadozással párosuló magas évi középhőmérséklete miatt az egyenlítői vidékeken éri el maximális értékeit (26-27 °C-ot, sőt tekintélyes területeken 28-29 °C-ot). A partközeli víz - főleg

zártabb öblökben (beltengerekben) - ennél melegebb is lehet. A Perzsa (Arab)-öböl vize nyáron 36,5 °C-ra is felmelegedhet, s a Vörös-tenger sem sokkal hűvösebb (32 °C felett). A pólusok felé a hőcsökkenés nem egyenletes. A meleg és hideg tengeráramlások széles folyamai meglehetősen tarkává teszik a közepes, sőt a magasabb szélességek hőmérséklet-eloszlását. Az Észak-atlanti-tengeráramlás mentén pl. az átlagos vízhő­ mérséklet még a 70. szélességi körön is eléri a + 5 °C-ot, ugyanakkor az óceán amerikai oldalán közel 3000 km-rel délebbre fut az ötfokos hidroizoterma. A széles­ ségi körökkel párhuzamos izotermák főként az óceánok déli részén találhatók (84./A, B ábra), ahol a kontinensek zavaró hatása már nem érvényesül. A sarkvidékek hideg vize a déli féltekén általában könnyebben eljut az alacsonyabb szélességekre, s ezért az északi félgömb átlagos vízhőmérséklete kereken 3°-kal magasabb, mint a délié (19,2 °C, ill. 16 °C). Az arktikus és antarktikus vizek hőmérséklete egész évben fagypont körüli, jelentős területeken 0 °C alatti. A tenger hőmérsékletének lassú változása miatt a felszínközeli vizek hőmérsékletingása nem éri el a levegőét. A trópusi területeken az évi ingás nem több 2 °C-nál, a napi pedig 0,5 °C körül van. A közepes szélességek felé az évszakok ellentétének fokozódásával a víz hőingása is nő, de rendszerint ott sem több 4-8 °C foknál, s csak kivételesen (pl. a kelet-ázsiai peremtengereknél, a Balti-tengerben, a Fekete-tenger­ ben, Észak-Amerika atlanti selfjén) éri el a 15 °C-ot. A szabad óceánokon a legnagyobb évi ingás a 30-40° tájékán mérhető. Itt az évszakok hőmérséklet-különbsége már tekintélyes, az ég gyakran derült, a szelek mérsékelt erejűek, s így a felszínközeli rétegek mechanikus keveredése nem túl nagy. A napi hőingadozás viszont - főleg a nappalok és éjszakák hosszának növekvő aszimmetriája miatt - a magasabb szélessé­ gek felé egészen 0,1 °C-ig csökken. Az óceánok mélyebb szintjeiben (1000-2000 m alatt) általában max. + 2-+ 3 °C-os igen sűrű hideg víz a jellemző. Mivel ez az Egyenlítő vidékén is így van, nyilván­ való a gondolat, amit mérések is megerősítenek, hogy a hideg víz a sarkvidé­ kek irányából áramlik az alacsonyabb szélességek felé. A mélységi vízáramlást a keresztbe futó hátságok és küszöbök nehezíthetik vagy akadályozhatják. Ezért előfor­ dulhat, hogy egyes, sekélyebb vizű „nyergekkel” határolt mély medencékbe nem juthat be a sarkvidéki hideg víz, s így azok kivételesen több ezer méter mélyen is viszonylag melegek. Jó példa erre a Földközi-tenger, ahova a 90 m mély Gibraltáriszoroson át 13,5 °C-nál hidegebb víz nem kerülhet be (ebben a mélységben ugyanis ennyi ott az Atlanti-óceán vízhőmérséklete). így 3-4000 m mély medencéiben is 12-13 °C-os a fenékvíz. Hasonló a helyzet a Fülöp-szigetek és Borneo közötti Szulu-tengerben.

144

A tenger jege Mint már ismertettük, a lehűlő tengervíz jelentékeny sótartalma miatt 0 °C alatt fagy meg. A jégképződés szempontjából az is lényeges körülmény, hogy a 24,7‰-nél sósabb tengervíz legnagyobb sűrűségét fagyáspontja alatt éri el. Ezért a lehűlő vízre jellemző függőleges hőcsere nem szűnik meg + 4 °C körül - mint az édesvizekben -, hanem a fagyás megindulásáig tart. Ez a folyamat késlelteti a befagyást, hiszen a 0 vagy - 1 °C hőmérsékletű felszíni víz is lesüllyed, s helyére alulról valamivel melegebb víz érkezik. A befagyás késése miatt a víz jelentős hőmennyiséget adhat át környezeté­ nek, így még a 0 °C-nál hidegebb tenger fűtő hatása is komoly lehűlésmérséklő tényező. Ez a hatás a befagyást követően lényegében megszűnik, hiszen a jég igen jó hőszigete­ lő, s a befagyott tenger fölött a lehűlés üteme felgyorsulhat. A jég szigetelő hatása ugyanakkor az alatta lévő víz hőcsökkenését akadályozza, így a jég csak lassan „hízhat”, s ez az oka annak, hogy a tengeri jég vastagsága még a sarki tengereken sem több 2,5-3,5 m-nél. (Természetesen az időnként összetöredező és feltorlódó jégtöme­ gek ennél lényegesen vastagabbak is lehetnek, olykor 40 méteres páncélt képeznek.) A képződő jégből a só egy része kifagy, így annak sótartalma csökken, sőt többszöri újrafagyás révén a jég egészen kiédesedik, s olvadékvize akár iható is lehet. Ugyanak­ kor a jég alatti víz sótartalma némileg megnövekszik. A tengeren megfigyelhető jég egy része nem a tengeren képződik, hanem a száraz­ földről kerül oda jéghegyek, jégrögök formájában. Az északi félteke fő jéghegyterme­ lői a tengerbe szakadó („borjadzó”) grönlandi gleccserek. A jéghegyek jelentős része a Labrador-áramlásba kerül, amely évente mintegy 7500 darabot sodor elsősorban Új-Foundland partjai felé. A nagyobb példányok a gyorsuló olvadás ellenére is nagy utat tesznek meg, és áprilistól júniusig az 50. nyugati hosszúsági fok tájékán gyakorta a 40. szélességi kört is átlépik. Ilyenkor a transzatlanti hajózóutakat is délebbre helyezik. A déli félteke jéghegyei zömmel az Antarktiszt övező selfjég pereméről szakadoznak le. Innen van jellegzetes tábla alakjuk, ami jól megkülönbözteti őket a gleccserekből származó hegyes-csúcsos északi rokonaiktól. A tengeri jég az északi féltekén március-április hónapokban éri el maximális kiterje­ dését, ilyenkor mintegy 16,4 millió km2-t borít. Nyáron ennek kereken fele elolvad, s ilyenkor még az Északi-Jeges-tenger központi részének jégpáncélja is fellazul, össze­ töredezik. Peremi részein, főleg az ázsiai oldalon a jég jórészt eltűnik vagy zajlik, s a híres-hírhedt Északkeleti-átjáró rövid időszakra - részben jégtörők segítségével hajózhatóvá válik. Az Északnyugati-átjáró jégviszonyai lényegesen rosszabbak, s a kereskedelmi hajózás számára mindmáig inkább csak kísérleti jelleggel sikerült igény­ be venni. A déli féltekén évi átlagban mintegy 22,6 millió km2-t fed a jég. A zajló jég évszakosan változó, de viszonylag egyenletes szélességű övben fogja körül az Antarktisz-peremi jégtakarót.

145

Az északi félteke zárt bel- és melléktengerei az erősebb kontinentális hatások miatt még viszonylag alacsony szélességeken is erősen lehűlnek, s rajtuk évszakosan jégta­ karó képződhet. így télen a Balti-tenger nagyobb részét, a Szent Lőrinc-folyó torko­ latvidékét, az egész Ohotszki-tengert, sőt a Japán-tenger északi partvidékét egészen Vlagyivosztokig jég fedi. Még a Fekete-tenger északi öbleiben is megjelenik a jég.

A tengervíz mozgásai A hullámzás A tengervíz e legközönségesebb mozgásjelenségének egzakt magyarázatához az alapokat a fizika fejlődése teremtette meg. Lord Kelvin és Helmholtz, H. hullámelmé­ lete már jó évszázada tisztázta a hullámkeletkezés és a hullámmozgás legfontosabb kérdéseit, de a részletek tekintetében mindmáig maradtak megoldandó problémák. Hullámmozgás mindig két eltérő sűrűségű közeg (pl. víz és levegő vagy különböző sűrűségű vízrétegek) határán jön létre, ha azok egymáshoz viszonyítva elég nagy sebességgel elmozdulnak. A tenger felett 0,2 m/s átlagsebességű szél már elegendő ahhoz, hogy a sebességének ingadozásaiból eredő légnyomás-ingadozások hatására a víz felszíne helyenként kissé megsüllyedjen, másutt ennek ellensúlyozásaként némi­ leg megemelkedjen. A tenger felszíne ezáltal fodrozódni kezd. Az egyenetlen vízfelület kiemelkedő részei ezután a szélnek már támadási felületet biztosítanak, s a fodrok valóságos hullámokká nőnek. Minél nagyobb a szél sebessége és minél tartósabban fúj, a kezdődő hullámzás annál nagyobb méretűvé lesz. A hullámzásban függőlegesen (föl-le) elmozduló vízrészecskék a szél hatására oldalirányban is kitérnek, és így egy közelítőleg kör alakú zárt (orbitális) pályát írnak le. A szomszédos felszíni vízrészecskék egy adott pillanatban saját körpályájuk más­ más pontján helyezkednek el. Ezeket a pontokat összekötve kapjuk a felszín jellegze­ tes hullámvonalát, amit a guruló kerék kerületének egy pontja által leírt cikloishoz hasonlíthatunk. A hasonlat azért nem tökéletes, mert - ahogy ez a 85. ábrából is kitűnik - guruló kerék esetén a ciklois két szomszédos hullámhegyének távolsága (hullámhossz = L) a kerék kerületével azonos, magassága (szomszédos hullámhegyek és hullámvölgyek magasságkülönbsége = M) pedig annak átmérőjével. Ebből pedig az következne, hogy a tengeri hullámok magassága a hullámhossznak mintegy a harmada (L = 3,14 M). A tapasztalat szerint a valódi hullámmagasságok ennél jóval kisebbek, és jobban megközelíthetők a kerék küllőjének (a kör sugarának) egy belső pontja által leírt vonallal, a trochoiddal. A felszín alatti részecskék a felszíniekkel azonos fázisban, de kisebb átmérőjű pályákat írnak le, így a felszíni hullámmozgás 146

85. ábra: Hullámvo­ nal (ciklois és trocho­ id) kialakulása a víz­ részecskék körmozgá­ sa révén (Kuruc A. 1982 - után)

86. ábra: A hullámzás kioltódása a mélységgel a mélység felé haladva gyors ütemben kioltódik (86. ábra). A hullámhossz 1 /9-ének megfelelő mélységben az átmérő a felére, 8/9-ének mélységében pedig 1/256-ára csökken, tehát a hullámzás gyakorlatilag megszűnik. A részecskék állandó mozgása miatt a hullámvonal végigfut a felszínen, és olyan benyomást kelt, mintha a víz egész tömege is elmozdulna. Ez azonban csak látszat. A részecskék valójában megmaradnak zárt pályájukon, s csak a hullám tűnik tova. A hullám sebessége (C) főként a hullámhossz (L) és a vízmélység (H) egymáshoz való viszonyától függ: a) Ha a hullámhossz kisebb, mint a vízmélység kétszerese, akkor a sebesség: c= 1,25 L b) Ha L lényegesen nagyobb, mint 2H, akkor ahol g = gravitációs gyorsulás. Némi egyszerűsítéssel azt mondhatjuk, hogy mély víz esetén a hullámhossz, sekély vízben pedig a vízmélység a hullámsebesség fő meghatározója. A legfontosabb hullámjellemzők és a szél kapcsolatának érzékeltetésére bemutatjuk Neu­ mann 1954-ből származó táblázatát. A táblázat úgy értelmezendő, hogy ha pl. 7-es fokozatú szél (amelynek óránkénti sebessége 28-33 csomó) 290 mérföldes távolságon 24 órán át fejti ki hatását, akkor olyan hullámzás fejlődik ki, ahol a hullámok átlag 8,7 másodpercenként követik egymást, a szomszédos hullám­ hegyek távolsága 80 m, és magasságuk mintegy 4,5 m. Az összeállításból az is kitűnik, hogy 15 m-nél magasabb hullámok csak egész kivételes esetben fordulhatnak elő, hiszen igen kicsi a valószínűsége egy olyan orkánszerű viharnak, amely közel 3000 km-es körzetben több mint 70 órán át megszakítás nélkül tombol. Az újabb, a korábbiaknál sokkal pontosabb mérések szerint nagyon erős viharok idején az átlagos hullámmagasságok a táblázatban közöltnél lényegesen nagyobbak is lehetnek, és 22-45 m között ingadozhatnak. Ilyenkor a hullámok gerinctávolsága akár 900 m-t is elérhet. 147

A viharok idején kialakult hullámok egymástól való távolsága általában ennél rövidebb. A Schumacher, A. által 9-10 Beaufort-fok szélsebességnél az Atlanti-óceán északi részében észlelt 16,5 m magasságú hullámnak 420 m volt a hossza. A kisebb hullámok előrehaladási sebessége 5-10, a nagyobbaké 10-15 m/sec. Megfigyeltek azonban olyan magas hullámokat is. amelyeknek 20-25 m volt a másodpercenkénti előrehaladási sebessége. 7. táblázat Hullámjellemzők és a szél összefüggése (Neumann, G. után egyszerűsítve)

Szélsebesség (Beaufort-fok)

Szélsebesség (csomó)*

S (tengeri mérföld)*

1

1-3 4-6 7-10 11-16

0,06 0,56 5,9 24,0 65,0 140,0 290,0 520,0 960,0 1570,0 2500,0

2

3 4 5 6

7 8

9 10 11

17-21

22-27 28-33 34-40 41-47 48-55 56-63

t(óra)

0,07 0,7 2,3 4,8 9,2 15,0 24,0 37,0 52,0 73,0 101,0

Közepes hullámperió­ dus (s)

0,33

1,4 2,4 3,9 5,4 7,0 8,7 10,5 12,5 14,7 17,0

Közepes Közepes hullámhossz hullámmagas­ (m) ság (m)

0,12 2,0 6,0

16,0 31,0 51,0 80,0 115,0 163,0 225,0 301,0

0,01

0,05 0,18 0,55

1,3 2,5 4,5 7,0 11,0

15,8 22,2

S = a szél „hatótávolsága” (az úthossz, amelyen az adott erősségű szél fúj) t = a szél hatásának időtartama

Különleges hullámjelenségek A nyílt tengerek szabályosnak mondható hullámaitól eltérő hullámtípusok elsősor­ ban akkor alakulnak ki, ha a hullámmozgás valamilyen akadályba (fenék, part) ütközik. Hullámmorajlás: fokozatosan (lépcsőzetesen) csökkenő vízmélységű lapos partok jellegzetes hullámtípusa. Kialakulásának alapvető oka, hogy egyrészt a hullámban mozgó részecskék körpályái a fenék közelsége miatt mindjobban ellapulnak (87. ábra), másrészt a fenékhez való súrlódás miatt mozgásuk lelassul. így a hullám felszíni részei hozzájuk képest előresietnek, és a hullám aszimmetrikussá válik. A part felé tartó hullámhegy gerince szinte taréjjá keskenyedik, és meredekebb oldalán a

* A csomó és a mérföld a tengerészetben hagyományosan használt mértékegységek. 1 mérföld = 1000 csomó = 1852 m. A csomóban megadott sebességek alatt a gyakorlatban mérföld/órát kell érteni. Tehát pl. 10 csomó sebesség 10 mérföld/órát (~ 18,5 km/órát) jelent.

148

vízrészecskék habos tajtékot keltve előrebuknak. A hullám valósággal összeomlik. Ez a hullámmorajlás (németül = Brandung, angolul = surf). Az így partra futó és ott felhalmozódó víztömeg azután gyors ütemben visszaáramlik. Ez a sokszor igen erős, jelentős szívó hatású visszaáramlás (az ún. soog) nemcsak tekintélyes mennyiségű hordalékot mozgat, de fürdőzőket is könnyen magával ragadhat, sőt kisebb vízi járművekre is veszélyes lehet. Hullámtörés: mély vizű meredek partok esetén a hullámban mozgó részecskék orbitális pályáit nem a fenék, hanem a part közelsége deformálja (87. ábra), s azok függőleges tengelyük irányába nyúlnak meg. A hullám magassága ezért hirtelen megnő, s a meredek - rendszerint sziklás - partfalnak csapódó víz mennydörgésszerű robajjal szétporlik, s olykor több tíz méter magasra szökken. A visszazuhanó víztö­ meg által kiváltott, a parttól induló hullám szembetalálkozik a part felé tartó újabb hullámmal, s annak erejét lényegesen le­ csökkenti. Csak a következő - tehát minden második hullám - érkezésekor ismétlődik meg a hullámtörés a maga igazi látványos­ ságában, s fejti ki teljes partromboló hatá­ sát. A hullámtörés az abrázió legfontosabb 87. ábra: A vízrészecskék körpályáinak tor­ összetevője, hiszen a partnak csapódó víz­ zulása lapos és meredek part előtt - hullám­ tömeg nyomása és ütközési energiája révén morajlás, ill. hullámtörés (Kuruc A. nyo­ idővel a legellenállóbb partfalat is kikezdi, mán) s a partvédő műveket gyakran tönkreteszi. Lógó hullámok: erős szelek által létrehozott nyílt tengeri hullámok születési helyük­ től igen nagy távolságokra - így pl. egészen más széljárású területekre is - eljuthatnak. A hosszú út megtétele során magasságuk csökken, hullámhosszuk nő, s így a nyílt tengereken sokszor szinte észrevehetetlenek. Ha azonban sekély partközeli vizekre érnek, szinte újjászületnek. Magasságuk újra megnő, tarajossá válnak, és nagyszerű hangtüneménytől kísért hullámmorajlás következik be. Jellegzetes lógó hullámoktól látogatott partvidék övezi a Guineai-öblöt. E kalémáknak nevezett „lógók” az Atlan­ ti-óceán déli részéről, a nyugati szelek övéből származnak, s megkeserítik a hajósok életét. A kalémák miatt a kikötés igen körülményes, a hajók általában nem tudják megközelíteni a partokat, azoktól távol kell lehorgonyozniuk, s így a rakodásuk sem egyszerű. A marokkói partokat is látogatják lógó hullámok. Itt „Raz de Marées” a nevük, és az Észak-Atlantikumból érkeznek ide. A tengerrengés-hullámokat tenger alatti földrengések, vulkánkitörések indítják útnak. Ezek az igen nagy hullámhosszú, 10-20 perces periódusú hullámok leggyak­ rabban a Csendes-óceán tektonikailag mozgalmas területein születnek, így nem cso­ da, ha rendszerint japán nevükön (cúnami) emlegetik őket. Igen nagy távolságokra eljutnak, s partot érve rendkívüli - gyakran a kiváltó földrengésnél is nagyobb károkat okoznak. A japán partokon átlag 15 évenként jegyeznek fel 7,5 m magassá­ got elérő cúnamikat, de az utóbbi 1300 évben többször előfordultak 30 m-t meghala­ dó tengerrengés-hullámok is. Különösen emlékezetes a Krakatoa 1883-as kitörésekor 149

keletkezett rengéshullám, amely Szumátra és Jáva közeli partjaira zúdulva több mint 36 000 emberéletet követelt, s 35 m magas hullámfala a partvidék őserdőit is valóság­ gal leborotválta. Csillapult formában még a Horn-fok környékén is észlelték, és 32 óra alatt Európába is eljutott. Földrészünkön az 1755-ös lisszaboni földrengés tengerrengés-hulláma okozott különösen nagy pusztítást. A történelem legnagyobb cúnamiját valószínűleg Théra (Szantorin) vulkánjának i. e. XVI. századi szétrobbanása indította útnak. Ennek nyomán a Földközi-tenger keleti medencéjének fejlett krétai kultúrája került a szó szoros értelmében hullámsírba. Állóhullámok. Zárt beltengerekben, öblökben, s főként hosszúkás formájú tavak­ ban gyakran megtörténik, hogy tartósan fújó egyirányú szelek vagy a medence egyik felén megnövekedett légnyomás hatására a vízszint az egyik parton megsüllyed, a szemben lévőn pedig megemelkedik. Az eredeti egyensúlyi helyzetéből kimozdított víztömeg a kiváltó ok megszűnése után visszafelé mozdul, de átlendül kiindulási helyzetén, s most a másik parton emelkedik meg a vízszint. így a medence víztömege ingó mozgásba jön: hol az egyik, hol a másik parton kezdődik vízszintemelkedés. Az ingás a medence közepe táján kialakuló stabil magasságú pont körül történik. Ez az egycsomós állóhullám. Bizonyos körülmények között - pl. ha a légnyomás-növekedés a medence belsejében hat - többcsomós állóhullám is kialakulhat (88. ábra). Az állóhullám jelenségét először Forel, A. ismerte fel a Genfi-tavon 1869-ben, és a vízszintingadozásra használt ottani kifejezést átvéve, seiche-nek nevezte el. A seiche - tehát az ingás - időtartama főként a medence hosszától és a vízmélységtől függ. Az ezt leíró, nagyságrendileg helyes eredményt adó tapasztalati összefüggést a neves svájci geográfus után „Merián formulá­ nak” hívják:

ahol T = a lengésidő s-ban, 1 = a medence hossza m-ben, g — a gravitációs gyorsulás, h = a víz mélysége m-ben. 88. ábra: Egy- és kétcsomós állóhullám (sei­ che), (Kéz A. nyomán) Jól ismert a seiche jelensége a Balti-tengeren, ahol a Lübecki- és a Kronstadti-öböl között 27,5 óra a lengésidő, s a hullám magassága Szentpétervárnál esetenként 2 m-rel is meghaladja a közepes vízszintet. Az így megemelkedő tengervíz, valamint annak a Névára gyakorolt torlaszoló hatása a város alapítása óta sokszor okozott jelentékeny árvízkárokat. A Balatonon Cholnoky Jenő mutatta ki a seiche meglétét. A kenesei partok és a Keszthelyi-öböl közötti lengésidőt 12 órának határozta meg. Az árapályjelenséggel kapcsolatos hullámmozgást a tengerjárással foglalkozó fejezet tár­ gyalja. 150

T enger ár amiások A tengeráramlás a hullámzásnál kevésbé látványos, de olykor kontinens méretű területek természeti viszonyaira különlegesen nagy hatást gyakoroló mozgásforma. A tengeráramlásoknak két alapvető kiváltó oka van. Az egyik a tengervíz horizontális sűrűségkü1önbségeibő1 (lásd a sótartalom és a hőmérséklet differenciáit) adódó horizontális nyomáskülönbség, a másik pedig a (tartós egyirányú) szélnek a felszíni vízrészecskékre ható vonszoló ereje. Planetáris méretekben a nagy földi légkörzés állandó szeleinek hatása a fontosabb. Az áramlások irányának és terjedelmének meghatározásában az előbbiek mellett döntő szerepet játszik a súrlódási erő (főleg az áramlás kiterjesztésében) és az eltérítő Coriolis-erő. Mindezek együttes hatására alakulnak ki a világóceán nagy áramlási rendszerei, amelyek konkrét formálásában a tengeri medencék alakja is lényeges tényezőnek tekintendő. Homogén (rétegzés nélküli) nyílt tengervizet feltételezve, az áramlások a szél hatá­ sára nagyjából az Ekman, V. W. által 1902-ben lefektetett törvény szerint alakulnak. Ennek lényege (89. ábra), hogy a szél által elvonszolt felszíni részecskék a Corioliserő következtében a széliránnyal mintegy 45°-ot bezáró irányba mozdulnak el (az északi féltekén természetesen ez jobb felé értendő). Mozgásuk a belső súrlódás követ­ keztében terjed át a mélyebb rétegekre, de a mélységgel csökkenő sebességgel, és a felszínitől egyre jobban eltérő irányban. Az ún. súrlódási mélységben az irányváltozás már 180°, a sebesség pedig a felszíninek 1/23-a. (Számítások szerint a 50. szélességen 7 m/s szélsebesség esetén a súrlódási mélység mintegy 60 m.) A súrlódási mélységig terjedő víztö­ meg egészében véve a szélirányra közel merőlegesen mozdul el. Ez magyarázza pl. azt a tényt, hogy a passzátszelek születési övezetében a kontinensek nyu­ gati oldalán a parttal párhuzamos sze­ lek hatására a meleg felszíni víz az óce­ án belseje felé mozdul el, s helyére a mélyből hideg víz áramlik. Ez a helyzet Északnyugat- és Délnyugat-Afrika, va­ lamint Kalifornia és Peru partjai előtt.

89. ábra: Az áramlás irány- és sebességvál­ tozása a mélységgel Ekman szerint. Dietrich, G. -1976 - után. D = súrlódási mélység 151

Az egyes óceánok valódi áramlási rend­ szerei (91. ábra) egy eszményi óceán ideá­ lis áramlási képe alapján érthetők meg (90. ábra). Eszményinek tekinthető a két pólus felé nyitott és a meridiánokkal párhuza­ mos partok közé zárt óceán. Mivel e felté­ teleket leginkább az Atlanti-óceán elégít': ki, ezért annak valódi áramlási rendszere áll legközelebb az elméletihez.

90. ábra: Áramlások egy eszményi óceánban. 1 = környezetük hőmérsékletével közel azonos hőmérsékletű áramlások, 2 = meleg tengeráramlások, 3 = hidegáramlatok

91. ábra: A Föld legfontosabb felszíni tengeráramlásai: 1 = észak-egyenlítői-áramlatok. 2 = dél-egyenlítői-áramlatok, 3 = egyenlítői-ellenáramlások, 4 = nyugatiszél-áramlások. 5 = Golf-áramlás, 6 = Antilla-áramlás, 7 = Karib-áramlás, 8 = Kanári-áramlás, 9 = Északatlanti-áramlás, 10 = Labrador-áramlás, 11 = Irming-áramlás, 12 = Kelet-grönlandi-áramlás. 13 = Kelet-izlandi-áramlás, 14 = Murman-áramlás, 15 = Spitzbergai-áramlás, 16 = Brazil-áram­ lás, 17 = Falkland-áramlás, 18 = Benguela-áramlás, 19 = Guineai-áramlás, 20 = Kuro-shioáramlás (a Csendes-óceánt keresztező szakaszát Pacifikus, az amerikai partoknál északra forduló ágát Alaszkai-áramlásnak hívják), 21 = Kaliforniai-áramlás, 22 = Kamcsatka-áramlás, 23 = Kurdi (Oyashio)-áramlás, 24 = Kelet-ausztráliai-áramlás, 25 = Perui (Humboldt)-áramlás, 26 = Szomáli-áramlás, 27 = Agulhas-áramlás, 28 = Nyugat-ausztráliai-áramlás 152

Az eszményi óceánban a nagy földi légkörzés övezeteit tükrözve mindkét féltekén 3-3 áramlási cella található. Az egyes cellákban az áramlási irányok olyanok, hogy a cellák egymást is hajtó fogaskerekek módjára kapcsolódnak össze. A passzátszelek az Egyenlítő két oldalán kelet-nyugati áramlásokat keltenek (észak-, illetve dél-egyenlítői áramlatok), amelyek összetorlódó víztömege az óceán nyugati partjáról részint az Egyenlítő mentén visszaáramlik (egyenlítői ellenáramlás), részint az így záródó első cellából kiszabadulva a magasabb szélességek felé veszi útját. Ezért rövidesen belejut a nyugati szelek övébe, s azok energiájával gazdagodva á Coriolis-erő növekvő hatására mindinkább észak (ill. dél)-kelet felé tartva átvág az óceánon (Golf-áram, Kuro-shio-áramlat az északi, Brazil-, Agulhas, Madagaszkári-, ill. kelet-ausztráliai áramlás a déli féltekén). Ezt a második cellát az eszményi óceán keleti partján felgyűlt víztömegből az Egyenlítő felé induló áramlat zárja be. Mivel itt már viszonylag magas szélességre jutott, és ezért relatíve hűvös víz kerül vissza trópusi területre, ez az áramlás környezetéhez képest hideg. (Ennek a cellának atlanti­ óceáni megvalósulása a Kanári- és a Benguela-áramlás, csendes-óceáni megfe­ lelője a Kaliforniai- és a Humboldt- vagy Perui-áramlat. Az északon csonka Indiai­ óceánban pedig a Nyugat-ausztráliaiáramlásban ismerhető fel.) A második cel­ lából is jelentékeny vízmennyiségek sza­ kadnak ki, s tartanak (most már az óceán keleti partján) tovább a pólusok felé. En­ nek „klasszikus” formája a sarkvidékig nyitott Észak-Atlantikumban tanulmá­ nyozható, ahol a Golf-áramlás folytatása­ ként a viszonylag meleg víz a 70. szélessé­ gen is túljut (92. ábra). A Csendes-óceán északi zártsága miatt e víztömegek nem juthatnak ilyen magas szélességre, de - ha valamivel gyengébb formában is - a Pacifi92. ábra: Az Észak-atlanti-áramlás jelentő­ kus- és az Alaszkai-áramlás ezek képvise­ sebb elágazásai (Kuruc A. után) lője. Ezek az áramlatok már a harmadik áramlási cellához tartoznak. E cellát a sar­ ki szélrendszer által hajtott, az óceán nyugati oldalán az alacsonyabb szélességek felé tartó hideg áramlások (Kelet-grönlandi- és Labrador-, illetve Kurili- és Oya-shioáramlás) zárják le. A tényleges tengeráramlások térképére (91. ábra) tekintve feltűnő, hogy az áramlá­ si kép főként a déli félteke magasabb szélességű területein tér el az eszményitől. Ott a kontinensek hiánya miatt a nyugati szél által hajtott víztömegek gyakorlatilag egységes áramlásként körbefutják a Földet (Nyugatiszél-áramlás). A sarki szelektől hajtott keleties poláris áramlások viszont jórészt az Antarktisz peremvidékéről indul­ nak, és a nyugati szél öve felé sodorják a selfterületekről leszakított táblás jéghegye153

két. Ugyancsak jelentékenyen eltér az elméletitől az Indiai-óceán csonka északi részének áramlási képe. Itt a monszunok évszakosan változó irányának és a termikus egyenlítő vándorlásának függvényében változnak az áramlások. Némi egyszerűsítés­ sel az mondható, hogy az északi félteke nyarán az óramutató járásával megegyező, télen azzal ellentétes irányú áramlási kör a jellemző. Az óceáni áramlásokról rajzolt vázlatos kép csak a felszíni áramlásokra vonatko­ zik. Alattuk néhány 100 m mélységtől kezdve más, rendszerint kisebb sebességű, ma még hézagosán ismert áramlások figyelhetők meg. Ezek, mint fentebb már szó volt róla, főleg a víz hőmérsékleti és sűrűségkülönbségeire vezethetők vissza. A horizontá­ lis áramlatok mellett helyenként a vertikális áramlások is jelentősek. Különösen a hideg vizek felszínre emelkedési körzetei gyakorolnak jelentős hatást a tenger élővilá­ gára - nagy tápanyaggazdagságuk következtében elsőrangú halpadok - és környeze­ tük éghajlatára, (ködös, de száraz partvidékek). A világtenger éghajlatmódosító hatása a tengeráramlások révén érvényesül igazán Ennek belátását megkönnyíti, ha legalább nagyságrendileg ismerjük az áramlásokban mozgó víz, és így az általa áttelepített energia mennyiségét. A Mexikói-öbölből a 70 km széles Floridai-szoroson át az óceánba zúduló - helyenként 17,5 km/óra sebes­ séget is elérő - Golf-áramlás pl. mintegy 55 millió m3 vizet szállít másodpercenként ami kereken 65-szörte több, mint az óceánokba torkolló folyók összvízhozama. Észak felé haladva sebessége csökken ugyan, de szélessége nő, s a mélység felé is kiterjed a Hatteras-fok vonalában már 200 km széles, és hatása még 800 m mélységben is érezhető). Az utóbbi időben a tengeráramlások szerkezetére vonatkozóan is számos új eredmény született - mindenekelőtt a Golf- és Kuro-shio-áramlás vizsgálata révén. Kide­ rült például, hogy az áramlatokban hatalmas függőleges tengelyű örvények mozog­ nak, s ciklonok módjára le-leszakadnak a fő áramlásról, amely maga meandereket ir le, s a meanderek az áramlás irányába vándorolnak. Mindez nagyon hasonló a felső troposzférában megismert légáramlási jelenségekhez. Az áramlatok vízmennyisége az áramlás irányában nő, s a fő áramot két oldalán keskeny ellenáramlatok kisérik.

A tengerjárás (árapály) Tengerjárás alatt a tengerszint fél- vagy egynapos ritmusú ingadozását (apálydagály), valamint az ahhoz kapcsolódó áramlásokat értjük. A szintingadozás és az áramlás valójában egy és ugyanazon jelenség - a tengerjáráshullám - két különböző megjelenési formája. Mivel a tengerjárás az egész világtengeren megfigyelhető, kézen­ fekvő a gondolat, hogy előidézője az egész földfelszínen érvényesülő valamilyen kozmikus erőhatás lehet. Erre gondoltak már az antik görög természetkutatók is. amikor a jelenség megfigyelésére nem éppen ideális Mediterraneumból származó gyér észlelési anyag alapján a tengerjárást a Hold járásával hozták összefüggésbe. De a zseniális felvetés, sőt részletes leírás (Poszeidoniosz) ellenére csak a tömegvonzás 154

törvényének felismerését követően sikerült a jelenséget helyesen értelmezni. Ebben már maga Newton is lényeges megállapításokat tett (1687), de Bernoulli (1741), Laplace (1775) és mások után Darwin, G. H. írt alapvető munkát a tengerjárásról (1902). A tengerjárást előidéző árkeltő erő fellépése és hatása az alábbi - némileg egyszerű­ sített - gondolatmenet alapján érthető meg. Mivel a jelenség előidézésében a Hold játszik döntő szerepet (a Nap hatása nagyobb távolsága miatt a Holdénak csak mintegy 46%-a), ezért a kérdést első megközelítésben a Föld-Hold rendszerre egysze­ rűsítjük. A Hold Föld körüli keringését pontosabban úgy kell felfognunk, hogy a két égitest a Föld-Hold rendszer közös tömegközéppontja, ill. az azon át húzott képzeletbeli tengely körül kering (93. ábra). Ez a pont a Föld és a Hold tömegaránya (81:1) miatt 81-szer közelebb van a Föld középpontjához, mint a Holdéhoz. Mivel a két égitest távolsága kereken 60 földsugár, ezért a közös tömegközéppont a Föld belsejébe esik (mintegy 4740 km-re van a Föld középpontjától).

93. ábra: A Föld-Hold rendszer közös tömegközéppontja kö­ rüli mozgás következtében a Föld minden pontja egyenlő suga­ rú pályán mozdul el (Fx és H1, illetve F2 és H2 a Föld és a Hold megfelelő helyzetei, A1A2 B1B2 kiválasztott felszíni pontok, C1 C2 a Föld középpontja) - Kuruc A. szerint A közös tömegközépponton átmenő tengely körüli mozgás azt jelenti, hogy annak során a földfelszín minden egyes pontja egyenlő sugarú kört ír le (93. ábra), így azokban azonos nagyságú, a rendszerből kifelé mutató centrifugális erő lép fel (a Föld tengelyforgásától most eltekintünk). A Hold Földre ható vonzóereje összességében ezzel egyenlő nagyságú - ez biztosítja a rendszer egyensúlyát'-, de az egyes földfelszíni pontokban mind iránya, mind nagysága eltérő. Iránya mindenütt a Hold felé mutat, ezért a vonzóerő 94. ábrán szereplő nyilai nem párhuzamosak. Nagysága a Hold távolságától függ; tehát legnagyobb a Hold zenitállásának helyén, és általában viszony­ lag nagy annak közelében és azon a délkörön, ahol a Hold delel. Legkisebb a nadírpontban, és általában kicsi a nadír környékén, valamint azokon a helyeken, ahol a Hold alsó delelésben van. Durván (és kissé pontatlanul) fogalmazva azt mondhatjuk, hogy a Hold felé néző oldalon a vonzóerő, az azzal ellentétes féltekén a centrifugális 155

erő a nagyobb. A fentiek miatt a vonzó- és a centrifugális erő eredője - az árkeltő erő - is pontról pontra változó irányú és nagyságú. A tenger vizrészecskéi mindenütt az árkeltő erő irányába igyekszenek elmozdulni. Ez a Hold zenitállásának helyén a Hold felé mutató, a nadír-pontban azzal ellentétes irányt jelent, és mindkét esetben vízszintemelkedéssel jár (dagály). E pontoktól távolodva a vízszint emelkedése egyre kisebb, és a részecskék elmozdulásában növekvő szerepet kap a vízszintes összetevő. A Hold kelésének és nyugvásának délkörén, valamint annak közelében az árkeltő erő már „lefelé” - a Föld belseje felé - mutat, a vízszint ezért csökken (apály), mégpedig annál jobban, minél közelebb vagyunk a terminátorvonalhoz. Az apály meridiánjához közeledve a vízrészecskék mozgásának vízszintes komponense csökken, egészen nul­ lára. Ez a hatás értelemszerűen a Föld belsejében és a légkörben is érvényesül, ezért joggal beszélhetünk a földbelső képlékeny szféráinak és a légkörnek az árapályáról is. A fenti gondolatmenet továbbvitelével az árkeltő erő konkrét nagysága is kiszámít­ ható. A részletek elhagyásával megemlítjük, hogy értéke fordítottan arányos a két égitest távolságának köbével. Ez teszi érthetővé a Nap viszonylag kisebb befolyását. Az elméleti számítások szerint a Hold és a Nap együttes hatása a nyílt óceánokon legfeljebb 78,3 cm-es vízszintingadozást idézhet elő. A 94., 95. ábra az erőhatásokat a Föld-Hold rendszer egy önkényesen felvett pillanatnyi helyzetére rögzíti. A Föld forgása miatt azonban a kép állandóan változik, és a dagály a Hold lászólagos járását követve a Föld forgásával ellentétes irányban, az ún. dagályhullám formájában körbefut a Földön. Ennek pontos időtartama 24 óra 50 perc (a Hold keringése miatt ugyanis delelése naponta 50 percet késik), tehát két dagály 12 óra 25 percenként követi egymást (zenitdagály, nadírdagály). Az apály kereken 6 órával a dagály után áll be, így jön létre a szintingadozás félnapos ritmusai

94. ábra: Az árkeltő erő (vastag vonal) irányának és 95. ábra: Az árkeltő erő vízszintes nagyságának változása a Föld egyik délkörén: A vékony összetevőjének változásai (Darvonalak a vonzóerőt, a szaggatottak a centrifugális erőt win, G. ábrája) jelzik. 156

A tengerjárás „szabályos” ritmusában kozmikus és földrajzi okok lényeges egyenlőtjenségéket okoznak. Kozmikus okokból bekövetkező jelenségek: 1. Félhavi egyenlőtlenség: ha a Hold és a Nap közel egy irányban van, árkeltő erejük összeadódik. Ez a helyzet havonta kétszer újholdkor és holdtöltekor - következik Bei Ilyenkor különlegesen magas dagályok a jellemzők (szökőár vagy szizigiai da­ gály). Első és utolsó negyed idején a Hold és a Nap iránya derékszöget zár be, ezért hatásuk lerontja egymást, és a vízszintingadozás mértéke csökken (vakár vagy kvadra túrái dagály). 2. Havi egyenlőtlenség: mivel a Hold pályája elég erősen excentrikus, földközelség idején jóval nagyobb az árkeltő ereje, mint földtávolban, s ez a tengerjárásban havi Ingadozást okoz. (Föld-Nap viszonylatban ez a jelenség éves periódusban jelentke­ zik.) Igy^a legmagasabb szökőárak akkor következnek be, ha az északi félteke telén (a Föld napközelsége idején) az újhold vagy a holdtölte a Hold földközelségével egyidejűleg lép fel. 3. Deklinációs egyenlőtlenség: a Hold félhavi, a Nap félévi ritmusban változtatja deklinációját. Valamely helyen a dagálymagasságokat a Nap és a Hold pillanatnyi deklinációja is befolyásolja. 4. Napi egyenlőtlenség: a legna­ gyobb dagály a Hold zenitdelelésének helyén következik be; a Hold maxi­ mális deklinációja esetén (±28,5°) te­ hát pl. az északi szélesség 28,5°-án. A Föld-Hold kölcsönös helyzete miatt azonban kereken 12 óra múlva nem ezen a helyen lép fel a legna­ gyobb nadírdagály, hanem e helytől 57°-nyira déli irányban (96. ábra). Kiindulási helyünk nadírdagálya 96. ábra: A dagályhullám napi egyenlőtlenségének ezért kicsi lesz, esetleg alig lehet észre­ venni. Ilyen esetekben beszélhetünk a magyarázata (B pont szélessége (Φ), a Hold dekli­ nációja (δ) ezzel azonos, tehát B fölött a Hold tengerjárás (látszólag) egynapos rit­ zenitben delel - zenitdagály. Fél nap múlva az musáról. ennek megfelelő nadírdagály nem B'-ben, hanem E kozmikus okokból fellépő ár­ attól 2 δ foknyira, C-ben következik be, így B'-ben a dagály lényegesen kisebb lesz) apály-egyenlőtlenségek mértékét sok esetben meghaladhatják a földrajzi alapon bekövetkező változások. Első­ sorbana-partvonalak rajzolata és.a széljárás befolyásolja a tengerjárás nagyságát. Hatá­ suk rendszerint kisebb területeken, de rendkívül koncentráltan jelentkezik. Jórészt ennek a következménye, hogy a tengerjárás a hajózásra is lényeges befolyást gyakorol, helyen­ ként energiatermelésre is alkalmas, és egyes partvidékeken árkatasztrófák előidézője lehet. A súrlódás miatt a Hold járását már eleve késve követő, keletről nyugatra haladó dagályhullámot a világtengert tagoló kontinensek, félszigetek stb. olyan kitérőkre 157

97. ábra: A közepes szökőár­ magasságok az Északi-tenger­ ben (Dierke Atlasz szerint) A = amphidromikus pontok

kényszerítik, amelyek késését még inkább fokozzák, és az egymást követő dagályhul­ lámok között különleges interferenciákat idéznek elő. A dagályhullám-találkozások helyenként növelik a dagálymagasságokat, de a szembetalálkozó hullámok ki is olthatják egymást, és így szintingadozás nélküli ún. amphidromikus pontok jönnek létre (97. ábra). A dagály beálltának a Hold delelésétől való elmaradását különösen a nagy tenger­ járású (pl. tölcsértorkolatokban fekvő) kikötőkben kell pontosan ismerni, hiszen a ki­ Ι 58

és behajózás jórészt a dagály függvénye. A késés mértéke a kikötőidő. Az azonos kikötőidejű pontokat összekötő vonalak a dagályóra- vagy kotidális vonalak. Az árapály különösen a dagályhullámmal szembenéző, elkeskenyedő öblökben, folyótorkolatokban érhet el extrém értékeket. A dagálymagasságot a part felé fújó erős szél is növelheti, ami az erős hullámzással párosulva egyes partszakaszokon árvízveszélyes helyzetet teremt (vihardagály). A mérsékelt övben főleg a kontinensek nyugati partjait veszélyeztetik vihardagályok. Ha lapos (esetleg süllyedő) partok néznek szembe a vihardagállyal, azok pusztítása jelentékeny területekre terjedhet ki. Ez a helyzet Nyugat-Európa számos vidékén, főleg a holland, észak-német, dán partokon. A Fríz-szigetek, a mögöttük elterülő Watt-tenger, annak zsákszerű öblei (Dollárt, Jadebusen, Zuider Zee - ma Ijssel-tó -) részben olyan vihardagályok emlé­ kei, amelyek a történelmi időkben is többször pusztítottak. A Zuider Zee pl. XII. századi vihardagályok következtében vált tóból (Lacus Flevo) nyílt tengeröböllé. A Dollart-öböl az 1277-es borzalmas „Karácsonyi-ár” terméke. De ugyancsak szo­ morú emlékűek az 1570-es, 1634-es stb. vihardagályok a Fríz-szigetek történelmében. Az 1953. február elsejére virradóan bekövetkező Ignác-napi ár pedig Hollandia Zeeland tartományát öntötte el. A sor napjainkig lenne folytatható (1962, 1977). Más területeken a forró övi ciklonok, monszunok vagy passzátok keltette vihardagály jelent veszedelmet (Mexikói-öböl, Gangesz-delta stb.). A tengerjárás amplitúdója a nyílt tengereken jellemző néhány dm-ről, alkalmas partokon több méterre nőhet. Földi viszonylatban a maximális árapályértékeket a kanadai Fundy-öbölben mérik (98. ábra), amelynek belső szögletében a szökőár kedvező esetben 21,3 m-rel haladja meg az apály szintjét. Nagy szintingadozású partszakaszok vannak Nyugat-Európában is: a Severn-torkolatban Bristolnál 15 m, a St. Malo-öbölben (Franciaország) 13 m a vízszint játéka, de a Szajna-torkolatban és Liverpoolnál is eléri a 8 m-t. Észak-Amerika és Grönland között a Davis-szorosban

159

14, a Magellán-szorosban 13, Alaszkában a Cook-szorosban 11 méteres dagályok fordulnak elő. Az Amazonas torkolatában is nagy a tengerjárás (9 m). A dagályhul­ lám mélyen behatolhat az általa tölcséressé formált folyótorkolatokba, így a száraz­ föld belsejében is érezteti hatását. Az Amazonason pl. még Manausnál is jelentkezik. A folyásiránnyal szembehaladó dagályhullám helyenként tekintélyes sebességet (20-40 km/h) ér el, és zúgva előnyomuló több méter magas meredek hullámfala (torlóár) különleges természeti tünemény. Angolul bore-nak nevezik, az Amazonason pororoca a neve, a franciák mascaret-nak hívják. Különösen híres a kínai Hangcsouiöbölben felfutó bore, amit már Cholnoky J. is lefényképezett. A zárt bel- és melléktengerekben a tengerjárás még a nyílt óceáni területeknél is kisebb. A dagályhullám magassága a Balti-tengeren, pl. Kiélnél 14, Klaipedánál 4, a Néva-torkolatban mintegy 5 cm. A Földközi-tenger árapálya sem jelentős: a levantei partokon mintegy 20 cm, az Adrián még ennél is kisebb. A tengerjárás során a Földön végigvonuló dagályhullámnak óriási energiája van. Számítá­ sok szerint (Rosenkranz 1977) egyetlen dagályhullám energiamennyisége 40 000 GWh-ra tehe­ tő, ami azt jelenti, hogy 130 ilyen hullám energiája megegyezik a Föld összes erőművének évi energiatermelésével. Az árapály energiájának gyakorlati felhasználására a nagy tengerjárású, viszonylag könnyen elgátolható öblök adnak jó lehetőséget. A gátba épített turbinák a dagály és apály szintkülönbségét kiegyenlítő áramlások energiáját használhatják ki. Az elvileg egysze­ rűen felépíthető árapályerőművek kivitelezése és működtetése azonban ma még számos techni­ kai problémát vet fel, ezért néhány kisebb kísérleti példánytól eltekintve, mindmáig csupán egyetlen nagyobb teljesítményű erőmű épült. A St. Malo-öbölbe ömlő Rance torkolatát elzáró 750 m hosszú gátba 24 turbinát építettek be összesen 240 MW teljesítménnyel. Az erőmű évi áramtermelése mintegy 600 millió kWh.

A vízfolyások földrajza (potamológia) Alapfogalmak A vízfolyás fogalma A világtenger veszteséges vízháztartását a szárazföldekről évente lefolyó mintegy 40 000 km3-nyi víztömeg hozza egyensúlyba. Ennek túlnyomó többsége a lejtős térszí­ neken a gravitáció hatására kialakuló vízfolyások révén jut el a tengerekbe. A vízfo­ lyások fogalomkörébe csak a meghatározott pályán (mederben) mozgó vizek tartoz­ nak, tehát döntő jellemzőjük a linearitás. A lejtőkön vízfilm vagy lepel formájában lefutó, esetleg alkalmi barázdákat is kitöltő, tehát a felszínen areálisan mozgó csapa­ dékvizet nem tekintjük vízfolyásnak, jóllehet a vízfolyások kialakulásában jelenté­ keny szerepet játszhat. Ha az intenzív esőkből származó, a lejtőket felületileg leöblítő víz hosszabb út megtétele után sem párolog vagy szivárog el, úgy rendszerint előbbutóbb a terep mélyvonalába jut, és ott vízfolyássá változik. 160

V ízfoly ástípusok A vízfolyások kialakulásának tehát alapvető feltétele, hogy valamely területen a vízbevétel legalább időlegesen haladja meg a párolgásból és elszivárgásból adódó vízveszteséget. Ebből következik, hogy a vízfolyások legegyszerűbben a vízszállítás időbeli változásai szerint osztályozhatók. Két alaptípusuk az állandó (permanens) és az időszakos vízfolyás. Utóbbi esetében a vízvezetés történhet több-kevesebb rendsze­ rességgel (periodikus vízfolyások), vagy lehet ritka, alkalomszerű (epizodikus vízfo­ lyások). A különböző típusok elsősorban az éghajlattól függően alakulnak ki. Egy egész évben csapadékos, óceáni klímaterületen nyilvánvalóan az állandó vízfolyások a jellegzetesek. Az évszakosan nedves éghajlati tartományokban (pl. a trópusi nyári esők övében, monszunvidékeken, mediterrán tájakon) gyakoriak a száraz évszakban rendszeresen kiszáradó folyók. Vannak a két típus határeseteként megjelölhető vízfo­ lyások is: a csapadéknak megfelelő szélsőséges vízhozam-ingadozás esetenként a víz teljes eltűnéséhez vezethet. Ilyennek pl. a mediterrán vidékek fiumarái, amelyeknek olykor kilométer széles felkavicsolt medrében nyaranta csak vékony, néha alig észre­ vehető vízerecskék csordogálnak. Az arid és szemiarid területek vízfolyásmedrei a ritkán és rapszodikusan érkező csapadék következtében többnyire szárazak, vízszállí­ tásuk rövid időszakokra (esetleg csak néhány órára) korlátozódó, valóban epizódsze­ rű. Ilyenek pl. az észak-afrikai vádik, az ausztráliai creek-ek, de ilyen az észak-ameri­ kai Nagy-medencében a Humboldt folyó is. Valamennyi felsorolt példa esetén a folyók jellege tükrözi az éghajlati adottságokat, ezért a tájhoz illeszkedő vagy autoch­ ton vízfolyásokról beszélhetünk. Viszonylag gyakran előfordul azonban, hogy egyegy vízfolyás idegen a környezetében. Ez főleg a nedves területekről száraz vidékekre érkező folyók esetén van így. Ezek az allochton vízfolyások lehetnek átfolyók vagy elveszők. Előbbiekre klasszikus példa a Nílus, amely a belső trópusi nedves területek­ ről származó vizének egy részét képes „átmenteni” a sivatagon, és eléri a Földközi­ tengert. De ilyen tájidegen folyó hosszú szakaszon a Niger vagy a Colorado is. Az elvesző folyók egy része lefolyástalan végtavakba, mocsarakba torkollik (az AmuDarja és a Szír-Darja az Arai-tóba, a Chari és a Logone a Csád-tóba stb.). Tulajdon­ képpen a Volga is ebbe a csoportba sorolható. Sok, száraz területre érkező folyó vize viszont egyszerűen elpárolog és elszivárog anélkül, hogy tartós állóvízzé halmozódna. Belső- és Közép-Ázsiában vagy Ausztráliában a Nagy-Vízválasztó-hegység nyugati oldalán lefutó vizek esetében és a földrész belsejében ez általános jelenség.

Források és torkolatok A vízfolyásokat nemcsak közvetlenül a csapadék táplálja. Ezt az is mutatja, hogy a vízfolyások kezdetét hagyományosan a felszín alatti vizek felszínre lépési helyeihez - forrásokhoz - kötjük. A források egyértelmű megjelölése azonban nem mindig egyszerű dolog, és sok vízfolyás nem is forrásokból indul. Gyakran tavak jelentik a 161

„forrást” - pl. az Angara a Bajkál-tóból, a Szent Lőrinc-folyó a Nagy-tavakból (pontosabban az Ontario-tóból) ered. Olvadó gleccserek végénél (pl. gleccserkapuk­ nál) is sokszor kezdődnek folyók. Ilyen a Rhóne és a Rajna is. A folyók - az elveszők kivételével - egy másik vízfolyásba, ill. tavakba, tengerekbe torkollva végződnek. Előbbi esetben gyakran nehéz pontosan megjelölni valamely vízfolyás végét. Ennek az az oka, hogy folyótalálkozásoknál nem mindig dönthető el egyértelműen, melyik vízfolyás „jogosult” nevének továbbvitelére. Az alapelv ugyan világos - a torkolatnál a kisebb vízfolyás ér véget -, de gyakran találkoznak közel hasonló méretű vízfolyások, s ilyenkor a döntés nem egyszerű. A történelmileg kialakult folyónevek nem mindig tükrözik (olykor nem is tükrözhetik!) ezt az egyébként aligha vitatható alapelvet. Ma már pl. tudjuk, hogy a Duna és az Inn passaui találkozásához az utóbbi mintegy másfélszer több vizet hoz, mégis Duna marad a vízfolyás neve. A Mississippi sem teljesen jogszerűen viseli nevét, hiszen a Missouri hosszabb út után és nagyobb vízgyűjtő területtel a háta mögött érkezik St. Louis-hoz, neve mégis elvész a torkolat alatt. Az Ohio is a Mississippi „áldozatává” válik nagyobb vízhozama ellenére. Az sem túl ritka eset, hogy a találkozás után egyik vízfolyás sem viszi tovább nevét. Erre Földünk legnagyobb vízfolyása, az Amazonas szolgáltat jó példát. Nevét csak a Maranón és az Ucayali találkozásá­ tól kezdve használjuk. Európában a Fulda és a Werra összefolyásából származó Weser lehet a tankönyvi példa. A közel azonos méretű forráságak közti döntés nehézségeiről vallanak azok az esetek, amikor a vízfolyás neve elé tett jelzővel kerülik meg az egyértelmű állásfoglalást: Fekete- és Fehér-Tisza, Fehér- és Kék-Nílus, Elő- és Hátsó-Rajna stb.

Vízgyűjtők és vízválasztók Az egymásba ömlő, majd a végső befogadóba (tenger vagy lefolyás nélküli állóvíz) érkező vízfolyások folyórendszert alkotnak. A folyórendszerek vizei egy többé-kevésbé jól körülhatárolható területről, a vízgyűjtő területről gyülekeznek össze. Az egyes vízgyűjtő területeket vízválasztók határolják. Egy folyórendszeren belül az egyes vízfolyásokhoz részvízgyűjtők tartoznak. A vízválasztók kijelölése elvileg igen egyszerű feladat, hiszen a lejtőkön a nehézségi erő hatására mozgó vizeket a terep legmagasabb pontjain át húzott vonal sorolja egyik vagy másik vízgyűjtő területhez. Valamely folyórendszer vízgyűjtője ezért álta­ lában egy szabálytalan alakú és egyenetlen fenekű tálhoz hasonlítható. A határvonal pontos meghúzása gyakran mégis megvalósíthatatlan. Ez többnyire akkor fordul elő. ha a földtani felépítés (pl. a vízáteresztő és vízzáró rétegek váltakozása, ill. azok dőlésszöge) miatt a vízválasztó megduplázódik. A felszíni vízválasztó mellett (valójá­ ban alatt) megjelenik a felszín alatti vízválasztó, s a kettő futásvonalában lényeges eltérés lehet. Karsztterületeken a fejlett térbeli hidrográfia pl. gyakran illuzórikussá teszi a vízválasztók domborzat alapján történő kijelölését. A Duna felső szakaszán a Sváb-Alb jura mészköve a folyó vizének túlnyomó részét elnyeli (vízhozama Möhringennél csak kétharmada-egynyolcada a folyásirány szerint felette fekvő Kirchennél mért értéknek). Az elnyelt víz az Aach környéki forrásokban lép újra felszínre, és a 162

Radolfzeller-Aach révén a Bodeni-tóba, így végül a Rajna vízrendszerébe jut. A fel­ színi és felszín alatti vízválasztó jelentékeny eltérése miatt itt sokkal inkább egy vízválasztó sávról, mint vonalról beszélhetünk. Hasonló példa említhető a KözépsőPireneusokból, ahol a Maladeta-csoport területére hulló csapadékvíz nem a felszíni lejtésnek megfelelő nyugati vagy déli irányba folyik le, hanem egy karsztos víznyelő révén északra, a Garonne vízrendszerébe kerül. A vízválasztó sáv kialakulásának viszonylag egyszerű elvi esetét mutatja a 99. ábra. A felszíni vízválasztók is több típusba sorolhatók. A terep markáns kiemelkedésein futó hegységi vízválasztók mellett gyakran völgyekben is előfordulnak vízválasztók. A völgyi vízválasztók kevésbé feltűnőek, de a vízhálózat tagolásában és fejlődésében fontos szerepük lehet. Magyarországon a Dunántúli-dombság területén a zalai, vala­ mint a külső-somogyi egyenes lefutású, úgynevezett meridionális völgyekben fiatal szerkezeti mozgások alakítottak ki völgyi vízválasztókat (100. ábra). így ma azok északi felében a Zala és a Balaton, déli részükön a Dráva és a Kapós vízrendszerébe folynak a patakok.

99. ábra: Felszíni és felszín alatti vízválasztó kialakulásának egyszerű esete, V = vízvá­ lasztó sáv

100. ábra: Völgyi vízválasz­ tók a külső-somogyi meri­ dionális völgyekben (Szilárd J. 1967. nyomán). 1 = magas helyzetű hátak, 2 = alacsony löszfelszínek, 3 = völgyek, 4 = völgyi vízválasztók 163

A síksági vízválasztók rendszerint bizonytalanul határolják el az egyes vízgyűjtő területeket. Gyakorta alacsony fekvésű, terjedelmes mocsárvidékek ezek, ahol a vízrendszerek között kapcsolatok is kialakulhatnak, s egy-egy terület több folyórend­ szert is táplálhat. Jellegzetes síksági vízválasztó Európában a Pripjaty (régebben Rokitno) mocsarak vidéke. A Dnyepert a Buggal összekötő csatorna egyúttal a Balh­ és a Fekete-tenger vízgyűjtő területét is összekapcsolja. A kétirányú lefolyás (bifurkáció) klasszikus példája az Orinoco és az Amazonas vízrendszerének összekapcsolódá­ sa a Cassiquiare révén, amit Humboldt bizonyított be 1799-ben. Gazdasági szempont­ ból is fontos bifurkáció áll fenn Afrikában a Nigeren át a Guineai-öbölbe ömlő Benue és a vizét a Csád-tóba juttató Logone között. A természetes fejlődés itt a Benue-nak kedvez, és társadalmi beavatkozás híján a Logone vizének mind nagyobb részétől fosztaná meg a Csád-tó egyébként is száraz medencéjét. Vízválasztók révén nemcsak egyes folyórendszerek vízgyűjtőit lehet elhatárolni. Vízgyűjtők és vízválasztók a vízfolyások befogadói szempontjából is vizsgálhatók. Eszerint kijelölhetők a világóceán egyes részóceánjainak vízgyűjtő területei. Ezeket a kontinentális vízválasztók határolják. A kontinentális vízválasztók futásából (101. ábra) megállapítható,.hogy a legnagyobb óceánnak van a legkisebb vízgyűjtő területe (8. táblázat). Még az Északi-Jeges-tengerbe is nagyobb területről érkeznek a vizek, mint a Csendes-óceánba. Az Atlanti-óceán viszont egymaga a kontinensek több mint íó-áról gyűjti össze a vizeket. A kontinentális vízválasztók olyan területeket is közre­ zárnak, amelyek vizei nem érik el a világtengert. Ezek a szárazföldek több mint egyötödét felölelő lefolyástalan vidékek a domborzat és az éghajlat együttes hatására alakulnak ki rendszerint a kontinensek belső, medenceszerű, száraz területein. A lefolyástalanság fogalma valójában két különböző módon értelmezhető. Némi pontatlan­ sággal lefolyástalannak nevezünk egyrészt olyan területeket, amelyeken van ugyan felszíni lefolyás, de a vízfolyások a világóceánnal nem érintkező befogadóba torkollanak. Ilyen érte­ lemben lefolyástalan pl. a Volga egymillió km2-nél is nagyobb vízgyűjtője. Helyesebb lenne ezekben az esetekben „belső lefolyású” területekről beszélni. A másik értelmezés a lefolyás hiányát, a „vízfolyás-nélküliséget” hangsúlyozza. Víz hiányában lefolyás nélküli pl. csaknem az egész Szahara és az Arab-félsziget, jóllehet a domborzati viszonyok alapján jelentős részeik nincsenek elzárva a tengertől.

A vízfolyások nagysága A kontinentális vízválasztó futása döntő módon befolyásolja az egyes földrészeken kialakult vízfolyásrendszerek méretét. A vízfolyások nagysága nem határozható meg egyetlen jellemző segítségével. Philippson, A. javaslatára általában három tényező (a hosszúság, a vízgyűjtő terület nagysága és a szállított víz mennyisége) alapján rangsorolnak. Mivel a három tényező igen különböző szempontokat érvényesít, együttes figyelembevételüknek nem lenne sok értelme. Ezért a folyók, ill. folyórend­ szerek nagyság szerinti sorrendje attól függően változik, hogy melyik ismérv alapján készül el (9. táblázat). 164

101. ábra: A kontinentális vízválasztók futása (pontozva a belső lefolyású és lefolyástalan területek)

8.

táblázat Az óceánok vízgyűjtő területeinek kontinensenkénti megoszlása (Wilhelm, F. 1987 után) Lefolyástalan Óceán

Atlanti

Indiai

Csendes

H-i Jeges-tenger

Összesen terület

Kontinens

Európa Ázsia Afrika Észak-Amerika Dél-Amerika

mill, km2

%

6i5 0.5 14.9 8.3 16,3

49.9 34.6 90.0

46.5

34.4

1.1

Ausztrália

Összesen

mill, km2

%

mill, km2

%

65

mill, km2

11,7

6.1

26.6 20.4

%

8.2

18.6

11.2

16 25,5

4.5

10.2

42,5

23,0

1.6

2.9

33.0

1.8

18,7 5.6 20,5

20.7

15.4

15.5

11.5

1.0

%

mill, km2

19

10 44,0 29,9

4.1

28,2 29,7 4,2 4,4 46.5

8.8

6,5

29.1

21,6

134,8

100

mill, km2

1,9 12,4 8.9 1.0

0,8 17,1

24,0

18.1

% 7,4 32,7

22 7 17.8 13.4

165

9. táblázat

A Föld legnagyobb folyórendszerei Vízhozam (m3/s)

Vízgyűjtő terület (ezer km2)

Hosszúság (km)

alapján (Marcinek - 1975. szerint) 1. Amazonas-Ucayali 2. Nílus-Kagera 3. Mississippi-Missouri 4. Jangce 5. Ob-Irtis 6. Jenyiszej-Szelenga 7. Huang-ho 8-9. Kongó 8.-9. La Plata 10. Amur 11. Mekong 12. Léna 13. Mackenzie-Peace 14. Niger 15. Volga 16-17. Salween 16-17 Colorado 18. Yukon · 19. Indus 20. Szt. Lőrinc

6516 6484 6420 5800 5575 5550 4845 4700 4700 4510 4500 4270 4250 4030 3688 3200 3200 3185 3180 3100

1. Amazonas 2. Kongó 3. Mississippi 4. Ob 5. Nílus 6. La Plata 7. Jenyiszej 8. Léna 9. Niger 10. Jangce 11. Amur 12. Mackenzie 13. Zambézi 14. Volga 15. Orinoco 16. Gangesz 17-18. Nelson 17-18. Murray-Darling 19. Szt. Lőrinc 20. Tarim-Kotan

7180 3822 3221 2975 2881 2650 2605 2490 2092 1970 1855 1805 1330 1308 1086 1073 1072 1072 1030 1000

1. Amazonas 2. Kongó 3. Jangce 4. Orinoco 5. Brahmaputra 6. Jenyiszej 7. La Plata 8. Mississippi 9. Léna 10. Mekong 11. Gangesz 12. Irrawaddy 13. Ob 14. Amur 15. Hszi-csiang 16. Szt. Lőrinc 17-18. Volga 17-18. Rio Magdalena 19. Mackenzie 20. Yukon

180 000 42 000 35 000 28 000 20 000 19 600 19 500 17 545 16 400 15 900 15 000 14 000 12 600 12 500 11 000 10 400 8 000 8 000 7 500 7 000

Az adatok egy része ma még kétségtelenül pontatlan. A vízhozamok részben becsült értékek, s a folyók hossza is függ az adott terület térképezettségi állapotától (a részle­ tesebb térképeken általában nagyobb hosszúság mérhető). Ezért a különböző forrá­ sokban gyakoriak a sorrendet is befolyásoló eltérések. Mindezek ellenére elég egyér­ telmű, hogy a Föld legnagyobb folyórendszerei közül az első három (Amazonas, Kongó, Mississippi) nem a legnagyobb szárazföldön alakult ki. Eurázsia kontinentá­ lis vízválasztója a földrész belsejében több mint 10 millió km2 lefolyástalan területet kerít körül, ezért folyórendszerei általában nem nyúlhatnak a kontinens centrumáig, hanem a lefolyástalan területek külső pereméről indulnak sugaras jelleggel az óceá­ nok felé. Ez a tény némileg korlátozza méreteiket. Afrika és főleg Amerika esetében a fő vízválasztó aszimmetrikus helyzete miatt a kisebb szárazföldön is nagyobb rendszerek jöhettek létre. A vízfolyások mérete kapcsán röviden utalunk arra, hogy a nagyság érzékeltetésére a köznapi nyelvben használt kifejezések (patak, folyó, folyam stb.) a szaknyelvben is elterjedtek ugyan, de nem tekinthetők pontos szakmai fogalmaknak. Bár számos kísérlet történt az egyes megjelölések konkrét mértékszámokkal való meghatározására, ezeket azonban még a szakiro­ dalom sem használja elég következetesen. A szóhasználat nem is mindig egyszerű, hiszen vannak olyan vízfolyások, amelyeknél a nagyságot jellemző három adat más-más kategóriába esik. A Föld leghosszabb óriási folyama címért versengő Nílus pl. Kairónál mért nem egészen 1600 m3/s-os vízszállítása miatt leszorul a vízhozam szerint értékelő táblázatokról. Az Orinoco viszont vízszállításban negyedik, hossza szerint csak a 34. a Földön. Említhetnénk az Eufrátesz és a Tigris a Satt-el Arab néven torkolló rendszerét is, amely a vízgyűjtő terület és a hosszúság alapján Duna-méretű, vízhozam tekintetében (856 m3/s) viszont még Európában is több mint egy tucat folyó megelőzné. A vízszállítás, valamint a másik két jellemző közti ilyen feltűnő eltérések az adott folyórendszer földrajzi helyzetéből következő sajátos éghajlati viszonyokkal magyarázhatók. Aligha kerülheti el figyelmünket pl., hogy a Föld legbővizűbb folyói többsé­ gükben a belső trópusi és monszunterületeken gyűjtik össze vizüket. A folyók azonban gyakran hosszuk és vízgyűjtő területük alapján sem tartoznak egy „súlycsoportba”. A burmai Salween a hosszúsági táblázaton a 16., a vízgyűjtők sorrendjében csak a 46. helyet foglalja el. A kínai Huang-ho megfelelő helyezési számai 7. és 29. Ezek a nagy eltérések főleg domborzati eredetű­ ek. A felszíni viszonyok olykor igen különleges formájú - pl. hosszú, keskeny vagy éppen kerekded - vízgyűjtő területeket „szabnak ki” a vízfolyások számára.

A vízhálózat alakrajzi jellemzői A vízfolyások és folyórendszerek számos alapvető jellemvonását közvetlenül a dom­ borzat határozza meg. (A meghatározottság természetesen nem egyoldalú, hiszen a vízfolyások is alakítják a domborzatot.) A vízhálózat jellege azonban más tényezők hatását is tükrözi. Már pusztán az alakrajzi sajátosságok elemzése révén.is felismerhe­ tők pl. a földtani szerkezet, a kőzettani viszonyok, az éghajlat, sőt a fejlődéstörténet lényeges vonásai, ill. mozzanatai. Az alakmérési (morfometriai) eljárások kidolgozá­ sában különösen Hortonnak vannak jelentős érdemei. Klasszikusnak tekinthető munkássága óta ezek mind sokrétűbbé váltak, és segítségükkel a folyórendszerek ma 167

már egzakt, mennyiségi paraméterekkel jellemezhetők. E paraméterek többnyire néhány egyszerűen megmérhető alapadat (pl. folyóhossz, völgyhossz, vízgyűjtő terü­ let, vízfolyásszám stb.) közti szoros - olykor függvény jellegű - kapcsolat kimutatásá­ val a vízhálózattal összefüggő általános törvények megfogalmazására is alkalmasak. A morfometriai jelzőszámok mellett természetesen más eljárások is használhatók és szükségesek a folyórendszerek alakrajzi jellemzéséhez. Ezek közé tartozik pl. a vízhálózat rajzolatának elemzése.

A vízgyűjtő területek morfometriai jellemzői Rendűség A vízgyűjtő területek morfometriai vizsgálatakor Horton, R. E. (1945) a vízfolyá­ sok rendűségéből indult ki. Elsőrendűnek (u1) nevezte a vízfolyások forráságait, vagyis az eredettől az első összefolyásig terjedő szakaszokat. Két elsőrendű folyóág találko­ zásából másodrendű (u2) vízfolyás keletkezik. Általában: azonos rendű (un) vízfolyá­ sok összefutása eggyel emeli a rendszámot (un+1). Különböző rendű folyóágak találkozásakor viszont nincs rendszámemelkedés. A folyórendszer rendűsége így végül a főfolyó torkolatánál elért rendszámával egyezik meg (102/I. ábra). A Horton

102. ábra: Folyórendűségek Horton (I) és folyómagnitúdók Shreve (II) szerint 168

által kidolgozott rendűségi elvet később számos kutató módosította. Strahler, A. N. (1957) széles körben elterjedt eljárása csupán annyiban különbözik a Hortonétól, hogy a főfolyó torkolati rendűségét nem vetíti vissza annak teljes hosszára és az egész rendszerre. Shreve, R. L. (1966) viszont azt javasolta, hogy a találkozó folyók rendszámát - ő ezt magnitúdónak nevezte - össze kell adni (102/II. ábra). A rendűségi vizsgálatok azt mutatják, hogy egy folyórendszeren belül a magasabb rendszámok felé haladva a folyóágak száma egy fordított mértani sornak megfelelően csökken. Ha ezt féllogaritmikus skálában ábrázoljuk (103. ábra), egyenest kapunk. (Hasonló, de emelkedő egyenesként jelenik meg a magasabb rendszámokhoz tartozó folyószakaszhosszok és vízgyűjtő területek képe is.) Az alacsonyabb rendű folyósza­ kaszok nagyobb száma lényegében azt jelenti, hogy a vízfolyások a vízgyűjtő terület pereme felé mindjobban szétágaznak. Egymáshoz viszonyított számuk - a bifurkációs index (Rb) - pedig a szétágazás értékét jelzi:

A bifurkációs index értéke természetszerűleg a vízhálózat rajzolatában is tükröződik.

103. ábra: A folyók rendűségének és számának összefüggése egy meghatározott vízgyűjtő területen. A kapcsolat szemilogaritmikus skála esetén lineáris (Nu = az u-ad rendű vízfolyások száma, u = a rendűség száma) - Knighton, D. 1984. ábrája

A vízfolyások sűrűsége A vízfolyássűrűség a folyórendszerek vízgyűjtő területének olyan alakrajzi jellem­ zője, amelyben a vízhálózatot kialakító lényeges tényezők - mindenekelőtt az éghajlat és a kőzettani viszonyok - hatása tükröződik. A vízfolyássűrűség számszerű, értékét az

összefüggéssel szokták meghatározni, ahol L a vízgyűjtő vízfolyásainak összhosszát, F a vízgyűjtő területét jelenti. Az eredményt legcélszerűbb km/km2-ben megadni. (Előfordul, hogy ennek reciprokát használják, ami azt fejezi ki, hogy mekkora terület­ re esik 1 km-nyi vízfolyáshossz.) Az éghajlati elemek közül elsősorban a csapadék befolyásolja a vízfolyássűrűséget. A két tényező közötti kapcsolat azonban nem túl szoros és - főként az újabb 169

kutatások szerint - nem is teljesen egyértelmű. Gregory, K. (1976) vizsgálatai (104. ábra) azt mutatják, hogy a csapadék növekedésével csak egy bizonyos határig nő a vízfolyássűrűség, és maximumát szemiarid viszonyok között éri el. 500-700 mm csapadék fölött a sűrűség előbb meredeken csökken, majd lassan ismét emelkedve 1500 mm körül egy második maximu­ ma van. A kiugró fő maximum azzal magyarázható, hogy szemiarid éghajla­ ton a csapadék többnyire nagy intenzi­ tású, a növényzet gyér, és a talajfejlődés korlátozott ütemű. Mindezek miatt a felszíni erózió értéke is nagy. Növekvő csapadék esetén a záródó növénytakaró egy bizonyos határig jelentős visszatar­ tó hatást fejt ki, és csökkenti a vízfo­ lyássűrűséget. Azonos éghajlati feltételek mellett a felszíni és felszínközeli rétegek litológiai adottságai okoznak jelentős eltéréseket. Vízzáró kőzeteken (agyagos, márgás 104. ábra: A vízfolyássűrűség összefüggése a vagy kristályos kőzetű területeken) na­ csapadékkal (Gregory, K. J. - 1976 - ábrája Knighton - 1984 - könyvéből) gyobb a felszíni vízfolyássűrűség, mint vízáteresztő kőzetek (mészkő, homok­ kő) esetén. Sokszor idézett példa a Pá­ rizsi-medence réteglépcsős vidéke, ahol kőzettani okokból vannak jelentős különbsé­ gek a szomszédos tájak vízfolyássűrűségében. A felsőkréta lépcső víznyelő mészkőfel­ színe ritka vízhálózatával pl. valóban rászolgál a „Száraz Champagne” névre. A kö­ vetkező, jobbára agyagos málladéktakaróval fedett alsókréta lépcsőt viszont joggal nevezik „Nedves Champagne”-nak. A Duna felső vízgyűjtő területének egy részletét bemutató térképről (105. ábra) is világosan kitűnik, hogy mennyire gyér a vízhálózat a Sváb-Alb és a Frank-Alb karsztos jura mészkővidékén és a vízbeszivárgást ugyan­ csak megkönnyítő pleisztocén kavicsfelszíneken a Lech, az Isar és az Alz mentén. Az Északi-Mészkő-Alpok vízfolyássűrűsége is átlag alatti, a Sváb-Alb agyagos-márgás északi előtere viszont vízfolyásokban gazdag. Kiugróan nagy a vízfolyássűrűség az Elő-Alpok flis zónájában. Hazai viszonylatban is szembeötlő a vulkanikus és a mészkőhegységek vízfolyássűrűségének különbsége. A karsztvidékek felszíni vízfo­ lyássűrűsége gyakran egy teljes nagyságrenddel elmarad a vízzáró kőzeteken mért értékektől (0,1-0,15 km/km2, ill. 0,5-1,5 km/km2). A vízfolyássűrűséghez hasonló elvi alapon határozható meg valamely terület völgy­ hálózatának sűrűsége. A két érték természetesen eltérhet, hiszen vannak vízfolyás nélküli száraz völgyek, és előfordulnak völgy nélküli vízfolyások is. A két paraméter összevetése lényeges következtetéseket tesz lehetővé az ősföldrajzi fejlődésre vonatko­ zóan. 170

105. ábra: A vízhálózat rajzolata a Duna vízgyűjtőjének dél-németországi részletén (Wilhelm, F. - 1987 - után, Keller, R. alapján)

171

Schmidt, Κ. Η. (1984) pl. azt állapította meg a Ruhr változatos litológiai felépítésű vízgyűjtő területén, hogy a völgyhálózat sűrűsége sokkal szűkebb határértékek között ingadozik, mint a vízfolyássűrűség (10. táblázat). A kevésbé szóródó, nagyobb völgysűrűségi értékek elsősor­ ban a pleisztocén éghajlat hatását tükrözik (periglaciális időkben a fagyott talaj kőzettípustól függetlenül vízzáró volt). A vízfolyássűrűség viszont a jelenlegi körülmények hatására alakul, és erősen függ a kőzetminőségtől. A völgy- és vízfolyás-sűrűségi értékek hányadosa csak a mészkő és homokkő területeken haladja meg a kettőt, az agyagpala felszíneken a nagyobb vízfolyás-sűrűségi értékek miatt mindenütt alatta marad. 10. táblázat Vízfolyás (St)- és völgysűrűségi (Sv) értékek a Ruhr néhány részvízgyűjtőjében (km/km2-ben)

M = mészkő, H = homokkő, a többi agyagpala - Schmidt (1984) alapján

Folyó- és völgyszakaszok morfometriai paraméterei Egy vízfolyás legalapvetőbb jellemzője futásvonalának a forrástól a torkolatig mérhe­ tő hossza (l). Ez rendszerint lényegesen nagyobb, mint a folyó völgyének hossza (t), hiszen a vízfolyások medre általában nem követi pontosan a völgy vonalát (pl. kanya­ rog a völgytalpon). A két érték különbsége a völgy szélesebbé válásával többnyire nő, s ilyen értelemben a folyó futásfejlettségének növekedéséről beszélhetünk. Futásfejlettség = A lejtőn lefelé tartó vízfolyás a legritkább esetben fut egyenes vonalban a forrástól a torkolat felé. Futásvonala (1) tehát hosszabb, mint a forrás és torkolat közti távolság (d). A két érték eltérése - folyásfejlettség - a folyót „kerülő útra” kényszerítő tényezők 172

(pl. szerkezeti adottságok vagy kőzetkeménység-differenciák) hatását tükrözi. Folyásfejlettség: A fentiekhez hasonló logikával völgyfejlettségről is beszélhetünk: Völgyfejlettség: A folyók vízjárásának alakulása és a vízállás előrejelzésének bonyolultsága jelentős mértékben függ a mellékfolyók számától s azok torkolatainak távolságától. Ennek kifejezésére a torkolatsűrűségi paramétert használják. A torkolatsűrűség az egységnyi folyóhosszra (pl. km) eső torkolatszámot jelenti.

106. ábra: Folyómeder-keresztmet­ szet (d = a meder mélysége, W = a me­ der szélessége, K = nedvesített kerület, F = a keresztmetszet területe) Valamely folyószakasz részletesebb jellemzésére szükségesek és kiválóan alkalmasak a meder geometriai adottságait bemutató jelzőszámok. Ezek vonatkozhatnak a meder keresztmetszetére vagy annak futásvonalára. A meder (a folyó középvize által elfoglalt hosszanti mélyedés) keresztmetszetének fő jellemzőit a 106. ábra mutatja. A meder keresztmetszete - az ábrától eltérően - a valóságban nem mindig szimmetrikus. A szimmetriaviszonyok szorosan összefüggnek az áramlási viszonyokból adódó futásvonal-változásokkal (lásd később). A futásvonal elemzésével a medergeometria foglalkozik. A folyókanyarulatok főbb mérőszámait a 107. ábra magyarázza. Ha a kanyarulat húrjára (h) mint átmérőre rajzolt félkör kerülete (k) nagyobb, mint a kanyarulat íve (i), akkor egyszerű kanyaru­ latról, ellenkező esetben meanderről beszélünk (Schoklitsh). Más beosztások az i/h arány (β) nagysága szerint osztályozzák a kanyarulatokat (ilyen pl. Laczay I. összeál­ lítása 1982), és annak értékétől függően a kanyarulatok (meanderek) különböző fejlett­ ségéről beszélnek (11. táblázat). Szintén a kanyarulat fejlettségére utal a λ = m/h arány. A kanyarulatok több mérőszáma (107. ábra), így az i, Rm, M, D nagysága a vízfolyás alapjellemzőivel (vízhozam, esés, mederanyag) mutat szorosabb-lazább összefüggést. Ezért nagy mennyiségben történő megmérésük révén nemcsak egy vízfolyás jelenlegi futásvonalának egzakt leírása lehetséges, hanem annak fejlődéséről, az ősföldrajzi viszonyok rekonstruálásáról is adalékok nyerhetők. 173

107. ábra: Folyókanyarulatok főbb elemei és mérőszámai. J1-J4 = a kanyarulatok inflexiós pontjai, h1, h2 = a kanyarulatok húrjai, H1 H2 = a kanyarulatok burkolóvonalai, M = a burko­ lóvonalak távolsága (a kanyarulat tágassága), i1; i2 = a kanyarulatok ívhossza (az inflexiós pontok között, a sodorvonal mentén), k2, k2 = a kanyarulat húrjára mint átmérőre rajzolt félkör kerülete, Rm = a kanyarulat görbületi sugara (a kanyarulatba írható kör sugara), D = a kanyarulat átmérője, m = a húrra merőlegesen mért ívmagasság. Pontozva a folyó középvona­ la, szaggatva a sodorvonal látható

11. táblázat A kanyarulatok fejlettsége a β értéke alapján (Laczay J. után) A kanyarulat típusa

β értéke

Alkanyar

két szomszédos inflexiós pont a víz­ tükör felett látható egymásból <1,1 1,1-1,4 1,4-3,5 >3,5 szomszédos kanyarulatok ívei a mederszélesség kétszeresénél kisebb távolságban vannak

Fejletlen kanyar Fejlett kanyar Érett kanyar Túlfejlett kanyar Átszakadó

174

A vízhálózat rajzolata A kutatók már a századfordulón észrevették (Dutton, C. E. 1882, Davis, W. M. 1899 stb.), hogy a vízfolyások által a felszínre rajzolt mintázat egyes földi területeken igen sajátos képet mutat. Nemcsak a vízfolyások sűrűségében, hanem a folyók futásvonalában, egymáshoz való kapcsolódásukban, egyáltalán az egész folyóhálózat geometriai elrendezettségében olyan jelleg­ zetes vonások figyelhetők meg, amelyek a vízhálózat rajzolatának tipizálását teszik lehetővé. A különböző rajzolattípusok mindenekelőtt az éghajlat és a domborzat hatását tükrözik, de a mintázatban a kőzetek eltérő minőségének és településviszonyainak, valamint a szerkezeti adottságoknak a befolyása is felismerhető. Az alapfeltételekhez illeszkedő mintázat azok változásával fokozatosan az új körülményekhez idomul, de a korábbi rajzolat maradványaiból és annak az átalakulásra gyakorolt hatásából (a régi mintázat olykor átüt az újon) klímatörténeti, éghajlati-morfológiai és általában tájfejlődési kérdések is megválaszolhatók. A fentiek értelmében ezért az eddig készült tekintélyes számú rajzolattipizáló rendszerből elsősorban azok emelhetők ki, amelyek a geometriai sajátosságok mellett genetikai szempontokra is tekintettel vannak a típusalkotás során. Ilyennek tekinthe­ tő Verstappen, H. Th. (1964) osztályozása (108. ábra), amely külön fő csoportba sorolja az eróziós és az akkumulációs térszínek rajzolattípusait. Előbbiek esetén lénye­ gesen eltérő jellegű mintázat alakul ki ott, ahol a vízhálózat jellegét csak a domborzat és a felszíni kőzetminőség befolyásolja (ezt szabadon fejlődő hálózatnak is nevezhet­ jük), valamint ott, ahol a szerkezeti adottságok irányítják a vízfolyásokat. Verstappen osztályozását hazánkban újabban Gábris Gy. (1987) fejlesztette tovább úgy, hogy e folytonos rajzolatú típusokat széteső (megszakadó) rajzolattípusokkal egészítette ki, s e különböző egyszerű típusok kombinálódásából létrejövő összetett mintázatokra is felhívta a figyelmet. A bemutatott alaptípusok zöme általában más osztályozásokban is szerepel, s jelentősebb eltérések csak az altípusoknál jelentkeznek. Ezek száma szinte korlátlanul szaporítható, ami arra utal, hogy a viszonylag objektíven elkülöníthető és felismerhe­ tő alaptípusokon túl a típusalkotásban már a szubjektivitás is érvényesül. Sajátos rajzolatosztályozást állított fel Marcinek, J. (1975). Rendszerében a Verstappen-féle eróziós alaptípusok zömét mint „normál típust” foglalta össze azon közös vonás alapján, hogy ezek esetében a vízgyűjtők peremei felé haladva növekvő mértékű szétágazás a jellemző. A normál típusban tehát a bifurkációs arány (Rb) meglehetősen nagy, sőt az alacsonyabb rendszámok felé haladva gyakran még növekvő is. A normál típus mellett négy további alaptípust különít el. 1. A fiatal morénaterületek típusát az áttekinthetetlenül kusza, zegzugos vízhálózat és a nagy „tóbőség” jellemzi (109. ábra). Gyakoriak a kisebb-nagyobb belsőlefolyású területek (a humidus éghajlat ellenere is). E sajátos, az északi félteke fiatal eljegesedésű területein övszerűen megjelenő típus kialakulását a visszahúzódó pleisztocén jégtaka­ ró által hátrahagyott egyenetlen domborzatú morénafelszín és a vízhálózat megjelené­ se óta eltelt rövid idő (~ 10 000 év) magyarázza. 175

108. ábra: Folyóhálózati rajzo­ lattípusok Verstappen szerint (Gábris Gy. alapján)

109. ábra: Fiatal morénaterületek vízhálózata Schwerin kör­ nyékén (Marcinek - 1975 után)

176

2. Külön típusba sorolja az egykori jégtakarók peremi sávjában, az ősfolyamvölgyek övezetében kialakult, ma már fosszilis vízhálózatot. Az egyes eljegesedési fázisok idején ugyanis Közép-Európa északi területein az általános lejtésirányt követve észak­ nak tartó vízfolyások a jégtakaró pereme előtt kénytelenek voltak irányt változtatni, és a jég peremével párhuzamos, közel kelet-nyugat irányú völgyszakaszokat (ősfolyamvölgyeket) alakítottak ki. A jégtakaró felöl az ősfolyamvölgyek felé folyó olva­ dékvizek helyenként keskeny (tömlőszerű), másutt legyező alakban kiszélesedő pályá­ kon haladtak, gyakran többszörösen szétágaztak, és így egy sajátos vízlevezető rend­ szert hoztak létre (110. ábra). E különleges rajzolatú, legfeljebb néhány száz km széles vízhálózat a vízgyűjtő területek jelenlegi fejlődésére is hatással volt.

110. ábra: Egykori jégtakaró peremén kialakult vízhálózat jellegzetes rajzolata Berlin szom­ szédságában (Marcinek ábrája alapján). 1 = a pomerániai stádiumnál idősebb fenékmorénaterületek, 2 = a frankfurti stádium jégperemének végmorénái, 3 = a frankfurti stádium olvadékvízpályái, 4 = a frankfurti és pomerániai stádium közötti lefolyás irányai, 5 = hordalékkúpok, 6 = tavak 3. A száraz területek típusát a csökkenő folyósűrűség jellemzi (111. ábra). Az ilyen vidékekre érkező vízfolyásokba mind kevesebb mellékfolyó torkollik, a mellékfolyók egy része el sem éri a főfolyót, vizük elpárolog vagy elszivárog. Gyakori az időszakos vízvezetés. A Föld számos száraz területén jóval nagyobb a völgysűrűség, mint a vízfolyások sűrűsége. Ez a klímaváltozás világos bizonyítéka. 177

4. Karszttípus. Itt a vízáteresztő kőzetek teremtenek sajátos rajzolatú, ritka felszíni vízhálózatot. Kiterjedten elsősorban mészkővidékeken fordul elő. A kőzetadottságok miatt a felszínen csak kisméretű, egymástól elszigetelt vízgyűjtő területek alakulnak ki, s az egyes vízfolyásrendszerek többnyire mélységi lefejezéssel (pl. víznyelőkben) végződnek (112. ábra). A Marcinek-féle vízhálózattípusok (az éghajlattól jórészt független karszttípus kivételével) a Földön lényegében zonális rendszert képeznek. A pólusok felől indulva az eljegesedett, vízhálózat nélküli területeket a fiatal morénaterületek típusa váltja fel, majd a belföldi jégtakarók peremi sávjában kialakult vízhálózat következik. Ezután a normális hierarchia szerint fejlődött vízhálózat lesz a jellemző (sokféle altípussal), ami az alacsonyabb szélességek felé száraz típusba megy át. Az aridus éghajlat magterületein a vízfolyások a poláris területekhez hasonlóan teljesen hiányoznak, de egyenlítői oldalukon - a belső trópusi területeken - ismét a normál típusú vízhálózat válik jellemzővé.

178

A vízfolyások vízszállítása A folyóvizek felszínformáló munkájának megértéséhez és gazdasági hasznosításuk (ill. az ellenük való védekezés) tervezéséhez mindenekelőtt vízszállításuk jellemzőit vízmennyiségük ingadozásának okait és szabályszerűségeit, valamint előrejelzési lehe­ tőségeit - kell megismerni. A kérdést logikus a folyók vízutánpótlásának irányából megközelíteni. A folyók vize alapvetően két forrásból, a felszíni és felszín alatti lefolyásból szárma­ zik. Az előbbi vagy a csapadék közvetlen következménye (eső), vagy pedig a hó-, ill. jégolvadás eredménye, ami azt jelenti, hogy a csapadékhulláshoz viszonyítva kisebbnagyobb késéssel jelentkezik. A felszín alatti lefolyás a beszivárgás következménye. A beszivárgott csapadék egy része eléri a talajvizet, s hagyományosan annak föld alatti mozgását tekintjük a folyók egyik lényeges tápláló forrásának. Az újabb kutatások azonban mindinkább hangsúlyozzák az ún. köztes lefolyás szerepét. Ez a 179

beszivárgó csapadéknak az a része, amely nem éri el a talajvizet, hanem közvetlenül a felszín alatt áramlik a vízfolyások irányába, és így jórészt minimális késéssel jut el oda. A köztes lefolyást azért alapvetően a közvetlen lefolyás részének kell tekinteni. Bár pontos mennyiségi meghatározására még további vizsgálatok szükségesek, nagy jelentősége máris nyilvánvaló. Ward, R. C. (1975) szerint aránya a 85%-ot is elérheti az összlefolyáson belül. A folyók vízutánpótlásában mind a közvetlen, mind a késleltetett lefolyásnak megvan a maga sajátos szerepe. Az állandó vízfolyásokat tulajdonképpen a késlelte­ tett lefolyás teszi lehetővé, hiszen ennek hiányában a vízfolyások a csapadék megszűn­ tét követően még humidus éghajlaton is rövid idő alatt kiszáradnának. A közvetlen lefolyás általában csak rövid időtartamú, de nagy mennyiségű vízveze­ tést okoz, ezért főként az árhullámok kialakulásában játszik lényeges szerepet.

Felszíni lefolyás a) A közvetlen felszíni lefolyás esőből származik, és akkor indul meg, ha a csapadék­ nak az intercepciós veszteség után felszínre érkező része több, mint amennyi vizet a talaj elnyelni képes, illetve amennyi onnan elpárolog. Az elnyelés az eső megindulása után a talaj telítődéséig viszonylag nagyobb mértékű, azután csökken, és a talaj vízát­ eresztő képességének megfelelő szinten stabilizálódik. A párolgási veszteséggel is számolni kell, hiszen a párolgás a lefolyás megindulását követően is hat, és lényegesen csökkentheti a lejtőn lefolyó vízmennyiséget a befogadó vízfolyáshoz tartó útja során. A lefolyó vízmennyiség (L) és a csapadék (C) hányadosa a lefolyási tényezőt (a) adja, amit gyakran százalékban fejeznek ki:

A lefolyási tényező számos körülménytől függ. A meghatározó tényezők egy része viszonylag stabil, mások viszont időben jelentősen változnak, így valamely terület egyetlen számmal megadott lefolyási tényezője részletes vizsgálatok esetén csak igen nagy körültekintéssel használható. A felszíni lefolyást befolyásoló legfontosabb té­ nyezők : 1. A vízgyűjtő terület alakja. Mivel a felszínen lefolyó vizet a legnagyobb veszteség útjának azon a szakaszán éri, amelyet a lejtőn szivárogva vagy alkalmi vízerecske formájában a felszín apró egyenetlenségeit kerülgetve tesz meg, ezért ennek a szakasz­ nak a hossza igen lényeges. Kerekded alakú vízgyűjtőn általában nagyobb, mint hosszan elnyúlt forma esetén. 2. Döntően befolyásolják az a értékét a lejtőviszonyok. Meredekebb lejtőn rövidebb idő alatt, kisebb veszteséggel éri el a víz a befogadó vízfolyás medrét. 3. A felszín anyaga (vízáteresztő, vízbefogadó képessége) is fontos tényező. Termé­ szetes körülmények között ez is viszonylag állandónak tekinthető, de az emberi 180

tevékenység hatására rövid időn belül is lényegesen változhat. A települések szilárd burkolatú felületei pl. gyakorlatilag teljesen kizárják a beszivárgás lehetőségét. Egy frissen szántott felszín viszont csökkenti a lefolyási tényezőt. 4. A növényzet jellege igen széles határok között változtatja az a értékét. A külön­ böző természetes vegetációtípusok, ill. művelési ágak (sőt pl. az egyes kultúrnövények fejlődésük különböző fázisaiban) eltérő hatásúak. Ezért a vegetáció jellegének hirte­ len megváltoztatása (pl. erdőirtás) drasztikusan befolyásolhatja a lefolyási viszonyo­ kat. 5. A lefolyási tényező időbeli ingadozására a legközvetlenebb (esetleges) hatást a konkrét meteorológiai helyzet gyakorolja. Nyilvánvaló pl., hogy adott mennyiségű csapadék lefolyásra kerülő része lényegesen nagyobb egy hosszabb csapadékos perió­ dus végén, mint egy száraz időszakot követően. Itt jegyezzük meg, hogy maga a csapadék nemcsak mennyiségével, hanem intenzitásával is hat a lefolyásra. Montanari ferrarai kísérletei már a 20-as években igazolták, hogy a csapadék időtartamának növekedésével intenzitása csökken, így a lefolyásra és a folyók vízszállítására nem a leghosszabb idejű esők gyakorolják a legnagyobb hatást, hanem azok, amelyek időtarta­ ma éppen csak eléri az adott vízgyűjtő területre érvényes összegyülekezési időt. (Összegyülekezési idő az az idő, ami ahhoz szükséges, hogy a lefolyó víz a vízgyűjtő minden pontjáról - a legtávolabbiról is - elérjen a befogadó vízfolyás meghatározott szelvényéhez.) Ez esetben ugyanis már a teljes vízgyűjtő vizet szolgáltat a folyónak, mégpedig a legnagyobb mennyiség­ ben, hiszen a hosszabb esők kisebb intenzitása ehhez képest már általában csökkenő lefolyást és vízhozamot eredményez. A nagyobb intenzitású rövidebb esők alkalmával viszont a teljes vízgyűjtő nem kapcsolódhat be egyidejűleg a vízszállításba, ezért lesz a vízhozam kisebb. Mivel a lefolyási tényező időben változik, ezért a folyókon a különösen nagy árvizek akkor a legvalószínűbbek, ha a megfelelő csapadék a lefolyási tényező maxi­ mális értéke idején következik be. Ez nálunk, Magyarországon a tél végére - tavasz elejére (február-március) esik. A nagyszámú tényező bonyolult kapcsolódásai következtében a lefolyási tényező pontos meghatározása mindmáig nem tekinthető megoldottnak, s a gyakorlat számá­ ra bizonyos egyszerűsítésekkel igyekeznek használható becslést adni. Magyarorszá­ gon ilyen pl. Korbély J. (1937) vagy Kenessey B. (1930) eljárása (12. táblázat). Bár a lefolyási tényező a meghatározó faktorokból nehezen „építhető fel”, de valamely vízgyűjtőről kifolyt vízmennyiség mérésével a lehullott csapadék ismereté­ ben tetszőleges hosszúságú időszakra utólag kiszámítható. A kifolyó vízmennyiséget a folyó vízhozama (Q) alapján lehet meghatározni. Mivel a vízhozamot a keresztmet­ szeten egységnyi idő alatt áthaladó vízmennyiségként értelmezzük, ezért legegyszerűb­ ben a

Q = ωvk összefüggésből határozhatjuk meg (ahol ω = a keresztmetszet területe, vk a közepes sebesség). A vízhozam folyamatos mérése ugyan általában nehezen oldható meg, de az esetenkénti vízhozammérések segítségével szerkesztett vízhozamidősorok megfele­ lőek a lefolyás összmennyiségének közelítő meghatározására. A közepes vízhozam 181

(Q0) és a vízgyűjtő terület (F) hányadosa pedig az egységnyi területről egységnyi idő alatt lefolyó vízmennyiséget, az ún. fajlagos lefolyást (q) adja meg:

A vízgyűjtő területek vízszolgáltató képességét földrajzi szempontból is igen hasz­ nosan jellemző fajlagos lefolyás leggyakrabban használt mértékegysége: l/s km2. (A fajlagos lefolyás értéke természetszerűleg a késleltetett felszíni és felszín alatti lefolyást is magába foglalja.) Magyarországi értékeit a 113. ábra mutatja. b) A késleltetett felszíni lefolyás a csapadék tartalékolódásának a következménye. Erre a hó-, ill. a jégfelhalmozódás ad lehetőséget. A kettő hatása nem azonos. A hótakaró - ahol egyáltalán létrejön - a tavasz, esetleg a nyár folyamán elolvad, s a folyóvizek táplálásában csak eltűnésekor játszik szerepet. A vízgyűjtő területek jégtömegei viszont tartósan megmaradnak, s a vízutánpótláshoz a teljes olvadási időszakban hozzájárulnak. Ezért egész más lehet azon folyók vízszállításának időbeli eloszlása, amelyek vízgyűjtőjén csak az olvadási szakaszban előbb-utóbb „kifogyó” hó áll rendelkezésre, mint azoké, ahol az eljegesedett felszínek is jelentős részarányt képviselnek. Utóbbiaknál a folyók vízbősége a hőmérséklet emelkedésével együtt növekszik, maximumát a nyár folyamán éri el. A közvetlen és a késleltetett lefolyás elkülönítése nem mindig egyszerű. Az olvadási időszak esői pl. hozzákeverednek az olvadékvízhez, sőt magát az olvadást is gyorsítják. Valamely terület csapadékának halmazállapota nem feltétlenül meghatározó a tekintetben, hogy a folyókat zömmel hóolvadék vagy esővíz táplálja. A mérsékelt öv 12. táblázat A lefolyási tényező (a) összetevői Kenessey B. szerint a

b

c

Igen erős lejtő (>35%) Közepes lejtő (11-35%)

0,22 0,12

0,26 0,16

0,30 0,20

Szelíd lejtő (3,5-11 %) Síkvidék (< 3,5%)

0,06 0,01

0,08 0,03

0,11 0,05

b = magyarországi viszonyok esetén

Igen vízzáró talaj Közepesen áteresztő talaj

0,11 0,12

0,26 0,16

0,30 0,20

Áteresztő talaj Igen áteresztő talaj

0,06 0,03

0,08 0,04

0,10 0,05

a = a magyarországinál szárazabb területe­ ken c = nedves éghajlatú hegyvidéken (Svájc)

Kopár szikla Rét, legelő

0,26 0,17

0,28 0,21

0,30 0,25

Feltört kultúrtalaj, erdő Zárt erdő, laza hordalék

0,07 0,03

0,11 0,04

0,15 0,05

Meghatározó adottságok Lejtési viszonyok (a1)

A talaj vízáteresztő képessége (a2)

A növényzet hatása (a3)

182

a = a1 + a2 + a3

113. ábra: A fajlagos lefolyás értékei (l/s km2-ben) a Duna vízgyűjtő területének középső részén (Lászlóffy W. adatai alapján szerk. Szabó J.)

magasabb hegyvidéki területein (1500-1800 m felett), ahol a csapadék zöme hó, a hótáplálás döntő részaránya nyilvánvaló - legalábbis az eljegesedett területek hiánya esetén. Terjedelmes síkvidékeken is - jóllehet ott a csapadék főleg eső formájában érkezik - a hótáplálás lehet a meghatározó, mert a vízgyűjtők széles, lapos folyóközé­ ről a lehullott esővíz csak nehezen jut el a folyókhoz. Ez különösen a nyári időszakban van így, amikor a párolgás sokszorta nagyobb, mint hóolvadáskor. Az esőtáplálás ezért a dombvidéken válik a legjelentősebbé, ahol a csapadéknak csak kis része hó, az esővíz viszont a lejtős felszín miatt gyor­ san - viszonylag kisebb párolgási veszte­ séggel - eljuthat a folyókba (114. ábra). A felszíni lefolyás a Földön két zónában ér el különösen magas értéket: a váltakozóan nedves trópusok száraz szavannáin és a fagyott altalajú szubarktikus területeken. Előbbi esetben a beszivárgást jóval megha­ ladó intenzitású csapadék, utóbbiaknál a vízzáró talajjég ennek a fő oka. 114. ábra: A hótáplálás százalékos aránya a felszíni lefolyásból (Yh), valamint a hó alakban lehullt csapadék részesedése az évi összcsapadékból (Xh) a magasság függvényében. t = az évi középhőmérséklet és a magasság összefüg­ gése. A Fogarasi-havasok és a Bucsecs alapján szerkesztette Újvári J. - 1962

Felszín alatti lefolyás A talaj- és a rétegvizek igen megbízható és egyenletes utánpótlást biztosítanak a vízfolyásoknak. Az eső vagy olvadás keltette árhullámok között a folyók kisvize döntően ezekből származik. A táplálás viszonylagos egyenletességét jól mutatja, hogy az igen eltérő méretű árhullámok között a folyók kisvize meglehetősen stabil, alig ingadozik. A kisvizek felszín alatti, ill. az árvizek felszíni táplálását izotóp- és vízké­ miai vizsgálatok is igazolják. A talajvíz természetesen csak akkor táplálhatja a folyó­ kat, ha azok szintje alacsonyabb a talajvízénél. Ellenkező esetben (pl. síkvidéki árhullá­ mok esetén) gyakran a talajvíz kap utánpótlást a folyóból. így a folyók menti legfeljebb néhány km széles - területsávon a talajvíz és a folyók vize dinamikus kölcsönhatásban van. A felszín alatti vizek okozta lefolyáskésleltetés igen tekintélyes. Gyakorta tapasztalt jelenség, hogy a kontinentális éghajlatunkon rapszodikusan jelentkező száraz évek­ ben a korábban felhalmozódott magas talajvíz megakadályozza a folyók szintjének katasztrófával fenyegető túlzott leapadását. 184

A felszín alatti vizek közül általában a karsztvíz reagál a legérzékenyebben és a leggyorsabban a csapadékra, s így a karsztvíz táplálta vízfolyások vízszállítása a kismértékű felszíni lefolyás és a föld alatti utánpótlás ellenére is erősen ingadozhat. Itt érkezünk el a bevezetőben már említett köztes lefolyás kérdéséhez. A köztes lefolyás különösen a laza szerkezetű, durva szemű hordalékkúpokon, törmeléktaka­ rókon érhet el extrém értékeket, s válhat az árhullámok fő táplálójává. A lefolyási tényező területspecifikus és éghajlattól, ill. meteorológiai helyzettől függő feltéte­ leinek ismeretében lehetőség van egy tetszőleges vízfolyásrendszer magasvizeinek az előrejelzé­ sére. Erre alapvetően két módszer - a determinisztikus és a sztochasztikus modellek felállítása - kínálkozik. Az előbbi esetben a változó és változatlan rendszerjellemzőkből statisztikai eljárásokkal olyan paramétereket „becsülnek meg”, amelyek alkalmazásával a különböző gyakoriságú magasvizek jó közelítéssel megadhatók. Ilyen pl. Thomas, D. M. és Benson, M. A. (1970) vagy Seyhan, E. (1976) modellje: HQ(10) = 55,1 · Fe0,87 · J°’25 (Thomas-Benson), HQ(10) = 11,5 — 245 J) + 90 J2 + 0,751 Fe (Seyhan), ahol HQ(10) a tízévenként várható magasvíz, Fe = a vízgyűjtő terület nagysága, J) = a fő folyó esése, J2 = a vízgyűjtő terület átlagos esése. Az összefüggések alkalmazása azonban azt mutatja, hogy a kapott eredmények még hasonló éghajlati viszonyok között is jelentősen eltérhetnek a valós értékektől. A sztochasztikus modellek hosszabb időszak magasvizeinek megfigyelése alapján adnak becslést meghatározott vízhozamok bekövetke­ zésének valószínűségére, ill. azok ismétlődésé­ nek várható gyakoriságára (115. ábra).

115. ábra: Meghatározott vízhozamok bekö­ vetkezésének valószínűsége a Ruhr folyón, Schmidt, Κ. H. (1984) alapján

Vízjárás és vízjárási rendszerek A vízfolyások vízszintmagassága és vízszállítása időben csaknem állandóan változik, ingadozik. Szinte azt mondhatjuk, hogy a folyók „élete” az egymást követő árhullá­ mok sorozata. Az egyes árhullámok magassága és bekövetkezésük időpontja tulaj­ donképpen esetleges, számos véletlenszerű körülmény (csapadék, olvadás stb.) függ­ vénye. Mégis hosszabb időszak megfigyelései azt mutatják, hogy valamely folyón az 185

árhullámok vagy a tartós kisvizek fellépésében az év folyamán jól kirajzolódó sza­ bályszerűségek vannak. A folyók vízhozam-ingadozásának átlagos, szabályos és évszakos sorrendjét vízjárás­ nak nevezzük. A vízjárás jellege elsősorban a vízgyűjtő terület éghajlati adottságaitól függ, ezért a Föld különböző éghajlatú tájain a folyók vízjárásában igen szembeötlő eltérések vannak. Az azonos éghajlatú területek folyóinak vízjárását viszont olyan közös vonások jellemzik, amelyek alapján vízjárást típusok ismerhetők fel. A vízjárástípusokat először Vojejkov, A. A. (1885) foglalta rendszerbe. A típusal­ kotásnál a lefolyás évi menetét, a magasvizek tápláló forrásait (gleccser, ill. hóolvadékvíz, esővíz), továbbá a párolgást és a vízgyűjtők földrajzi helyzetét vette alapul. A későbbi rendszerek közül elég általánosan ismert Lvovics, Μ. I. (1945) összeállítá­ sa, amelyben az éghajlati öveket követve 9 fő vízjárási típus szerepel. Különösen elterjedt azonban Pardé, M. 1947-ből származó osztályozása, amely a folyókat a hidrológiai évszakok (a magas és kisvizek) száma, a táplálás fajtái és az ún. ingadozási együttható alapján sorolja több, egymás mellé, ill. egymásnak alárendelt típusba. összefüggés alapján lehet meghatározni, ahol Az ingadozási együtthatót a a számláló az év egyes hónapjainak közepes vízhozamát, a nevező pedig az évi közepes vízhozamot jelenti. A maximális és a minimális vízhozamú hónapokra kapott értékek hányadosa adja egy folyó ingadozási együtthatóját. Az ingadozási együttható olyan dimenzió nélküli viszonyszám, amely igen eltérő méretű folyókat is összehason­ líthatóvá tesz. Pardé rendszerének első fő típusába (egyszerű rendszer) olyan folyók tartoznak, amelyeknek évente egy magas és egy kisvize van. Az altípusok (116. ábra) a tápláló források szerint különíthetők el: a) Glaciális típus - ha a vízgyűjtőnek legalább 15-20%-át jég fedi, a vízjárást döntően annak olvadása határozza meg (nyári maximum, téli minimum). Az ingado­ zási együttható igen nagy. b) Óceáni esőtípus - az egész évi viszonylag egyenletes csapadék (eső) miatt a vízszállítást főként a párolgás szabályozza. Téli maximum, nyárvégi minimum. Az egyszerű rendszerbe tartozó altípusok között itt a legkisebb az ingadozási együttható. c) Trópusi esőtípus - a vízjárást az esők évszakos eloszlása (egyperiódusú nyári esők) határozza meg. d) Hegyvidéki hótípus - kialakításában a hóolvadásé a főszerep. A magasvíz a hegységi hóolvadás jellegének (alulról fölfelé halad) megfelelően a tavaszi hónapok­ ban elég hosszú időre széthúzódva következik be. e) Alföldi hótípus - a télen jelentékeny hótakaróval fedett síksági vízgyűjtőkön az olvadás hirtelen áll be, és gyors lefolyású, kiugró tavaszi maximumot eredményez. Pardé második fő típusa az eredeti komplex rendszer. Az ide tartozó folyók lefolyási görbéi legalább kétcsúcsúak, s az altípusok a tápláló források szerint különíthetők el (117. ábra). a) Hó-átmeneti típus - az első (fő) maximumot a hóolvadás okozza (júniusban), a másodikat a november-decemberi tél eleji esők. 186

116. ábra: Az „egyszerű rendszer” vízjárási típusai - Pardé, M. osztályozása szerint. 1 = glaciális típus (a Rhone Gletschnél), 2 = alföldi hótípus (a Dnyeper Kamenkánál), 3 = hegyvidéki hótipus (a Rajna Felsbergnél - Svájcban), 4 = óceáni típus (a Szaj­ na Párizsnál), 5 = trópusi esőtípus (az Irra­ waddy a delta fölött)

117. ábra: Az „eredeti-komplex rend­ szer” vízjárási típusai Pardé, M. osztá­ lyozása szerint. 1 = hó-átmeneti típus (Cowlitz-USA Washington állam), 2 = hó-eső típus (Gave d’Oloron - Pireneusok), 3 = eső-hó típus mediterrán altí­ pusa (a Tiberis Rómánál), 4 = eső-hó tí­ pus közép-európai kontinentális altípusa (a Nysa Lengyelországban)

b) Hó-eső típus - az esők mindkét maximum létrejöttében szerepet játszanak, de a főmaximum döntően a hóolvadás következménye. c) Eső-hó típus - mindkét magasvíz döntően esőkre vezethető vissza, a hóolvadás inkább csak megerősíti a február-május közötti főmaximumot. Ezt az altípust Pardé még tovább tagolja a jura-, mediterrán, pireneusi, kontinentális, appalache-i és Mis­ sissippi-típusok beiktatásával. d) Eső típus - ez a két magasvizű típus az Egyenlítő vidéki kétperiódusú esők területére jellemző.

187

e) Több mint kétmaximumos típus - sajátos éghajlati és domborzati viszonyok között három magasvizű folyók is előfordulnak. Japán északnyugati részén az egy­ aránt csapadékot szállító nyári és téli monszun kiváltotta maximumokhoz a tavaszi hóolvadás magasvize csatlakozik harmadikként. Az Alpok előterében a Svábföld nyugati részén is vannak hárommaximumos vízfolyások (ilyen pl. a Rajna is a wormsi szelvényben, 118. ábra). Itt az egyes magasvizek a hóolvadás által erősített esőkre (március), a kontinentális jellegű nyári csapadékra (július) és az óceánikus téli esőkre (november) vezethetők vissza. Pardé harmadik fő típusába (váltakozóan komplex rendszer) olyan - jobbára nagy - folyók tartoznak, amelyeket 1. csak esők táplálnak, de különböző éghajlatú területeket kereszteznek (pl. Nílus, Niger) vagy 2. különböző táplálásúak, de futásuk mentén változik vízjárásuk jellege (pl. a Rajna, 118. ábra). Pardé rendszerének hátránya, hogy sokszor nehéz meghatározni egyértelműen az egyes típusokba való besorolást, az osztályozás egyes celláiba inkább csak „példafolyók” tartoznak. Ezért a térképi megjelenítés is nehézségekbe ütközik. Legfőbb problémája talán mégis az, hogy több más beosztáshoz hasonlóan túl nagy vízgyűjtő területeket vesz alapul. A kisméretű (legfeljebb 500-1000 km2-es) vízgyűjtőkre alapo­ zott újszerű vízjárás-rendszerezésre Grimmnek (1968) az európai folyókra készített tipizálása említhető jó példaként.

118. ábra: Pardé „Váltakozóan komplex rend­ szerének” példafolyója (Rajna). A folyó men­ tén haladva a vízjárás típusa változik. Wormsnál pl. három maximum van az év során, ez az „eredeti komplex rendszer” negyedik típusának jellemzője 188

A vízfolyások fizikája A vízfolyásokban az energia döntően három alakban (helyzeti, mozgási és hőener­ gia formájában) van jelen. A felszínt formáló mechanikai munka szempontjából az első kettőnek van érdemi jelentősége. A folyó energiája alapvetően onnan származik, hogy a víz a Föld felszínén a nehézségi erőtérnek megfelelően a legalacsonyabb helyet igyekszik elfoglalni, s mindenféle kiemelt helyzetből a szárazföldek mélyedései, ill. a tengerszint felé tart. Mozgása (folyása) során a kiemelt helyzetből származó potenciá­ lis energia - amit általánosságban az Eh = mgh összefüggéssel jelölünk (m = a víz tömege, g = a nehézségi gyorsulás, h = az adott magasságkülönbség) - mozgási energiává alakul. A két energiamennyiség között azonban nincs egyenlőség, mert az átalakulás során az energia egy része a vízrészecskék egymáshoz (belső) és a meder széléhez való (külső) súrlódása miatt részben (általában kis mértékben) hővé alakul, részben a meder alakjának formálására és az így termelődő hordalék szállítására fordítódik. A mozgási energia összefüggése (Em = 1/2 m v2, ahol m = a víz tömege, v = a mozgás sebessége) azt jelenti, hogy a folyó munkája a víz tömegétől és mindenekelőtt sebességétől függ. Ha azonban a folyó sebességét a szokványos módszerekkel (úszók­ kal vagy forgószárnyas műszerekkel) mérjük, és sok mérés átlagaként meghatározzuk a szelvényen átfolyó víz közepes sebességét, kiderül, hogy az a tajtékosan rohanó szakaszokon nem sokkal nagyobb, mint az alatta vagy felette lévő nyugodtabb folyású keresztmetszetekben, jóllehet a két szakasz felszínformáló hatása között szembeszökő a különbség. (Általában véve is elmondható, hogy az átfolyási sebesség a természetben elég szűk határok között változik. Pl. egy viszonylag gyors folyású jelentős folyam sebessége a kisvízi 1-2 m/s-hoz képest magasvíz esetén is legfeljebb 3-4 m/s-ra nő.) Vagyis miközben a lejtőn lefelé haladó víztömeg fokozatosan elveszti helyzeti energiáját, mozgási energiája nem nő számottevően, esetleg nem is változik. Mindez arra utal, hogy a folyóvizek mozgása - és főleg felszínalakító hatása - nem jellemezhető kielégítően a középsebesség értékével. A probléma jobb megértéséhez valamelyest meg kell ismerni a vízfolyás mechanizmusát.

A vízfolyás természete A természetben egészen ritka az olyan lassú folyás (néhány cm/s), ahol a vízrészecs­ kék egymással párhuzamosan mozognak, szinte párhuzamos vízszálak formájában. Ez a lamináris folyás (119/A. ábra, 13. táblázat), ami a sebesség kismértékű növekedé­ sével is örvénylővé (turbulens) válik (119/B. ábra). Lamináris folyás esetén a víz és a meder fala (feneke) közti vékony határrétegben a sebesség gyakorlatilag nullára 189

csökken, így ott súrlódás nem lép fel. Nagyobb sebesség esetén azonban mind a külső, mind a belső súrlódás jelentős, és ez az örvényképződés, illetve a turbulencia alapja. Az örvények két alaptípusa (vándorló- és állóörvények) közül az előbbieknek még két altípusa is van. A tölcsérszerű szívóörvények rendszerint a vízfolyás szélén, az enyhén feldomborodó forrásörvények pedig a partoktól legtávolabb húzódó, a külső súrlódás révén legkevésbé fékezett, legnagyobb sebességű részen, a sodorvonalban jelentkeznek, elsősorban áradások idején. A sodorvonal vízszintjének kismértékű megemelkedését a partközeli, jobban fékezett vízrészecskék torlaszoló hatása okozza, és azzal a következménnyel jár, hogy a forrásörvények vize a felszínen a partok irányába mozog, ahol a szívóörvények révén a mélybe süllyed, s ott a sodorvonal felé visszaáramlik. így a folyó keresztmetszetében egy áramlási kör jön létre, ami azonban az előrehaladó vízmozgás miatt spirális formát ölt (120. ábra). Apadó víz esetén a spirálmozgás iránya fordított: a felszínen tart a peremektől a közép felé. E függőleges tengelyű örvények mellett vízszintes tengelyű, az áramlás irányába vagy azzal ellentéte­ sen forgó, a görgőscsapágyakhoz hasonló vándorlóörvények is vannak.

119. ábra: Lamináris (A) és turbulens (B) folyás függőle­ ges sebességi profilja (Petts és Foster - 1985 - szerint)

120. ábra: Spirális áramlás kialakulása a mederben, apadó víz esetén

Az állóörvények rendszerint a meder valamilyen természetes vagy mesterséges egyenetlenségéhez (pl. parti kiszögellések, hídpillérek) kötődnek, és tartósan ott maradnak. Vízszintes tengelyű típusuk a felszínen és a fenéken is kialakulhat, s különösen ez utóbbiak fontosak a fenék anyagának megmozgatásában. A lamináris és a turbulens folyás a Reynolds-féle számmal (119. ábra, 13. táblázat) választható el pontosan, de a folyástípusok között az áramló és a rohanó folyást is meg kell különböztetni. Áramló folyás esetén a vízrészecskék haladási sebessége kisebb, mint a vízben egy mederakadály (pl. egy nagyobb fenékgörgeteg) keltette hullámok terjedési sebessége. Ezért a hullámok ilyenkor az akadálytól folyásirányban felfelé is terjedhetnek. Rohanó folyás esetén a helyzet fordított. Ekkor a vízsebesség 190

nagyobb a hullámok terjedési sebességénél, s így az akadály (vagy pl. egy vízbe dobott kő) keltette hullámok csak a folyásirányban lefelé láthatók, s az akadály hatása „visszafelé” csupán a vízszint kismértékű behorpadásában nyilvánul meg („hidrauli­ kai ugrás”). Az áramló és rohanó folyás szétválasztására a Froude-féle számot (13. táblázat) használják. A kísérleti vizsgálatok (Mortensen, H.-Hövermann, J. 1957) azt mutatják, hogy a vízfolyások anyagszállító képességét elsősorban nem a vízmennyiség és a sebesség, hanem mindenekelőtt a folyástípusok megváltozása befolyásolja mind pozitív, mind negatív irányba. 13. táblázat

A folyástípusok feltételei A folyás típusa

Feltétel

Lamináris Turbulens Átmeneti

Reynolds-szám (Re = vRp/p) Re <500 Re >2000 Re = 500-2000 Froude-szám

Áramló Rohanó

(F = v/ j/gd) F<1 F> 1

Jelzések: v = vízsebesség, R = hidraulikus sugár,

w = vízfolyás szélessége, d = vízfolyás mélysége, ρ = a víz sűrűsége, μ = dinamikai viszkozitás, g = nehézségi gyorsulás.

A víz helyzeti energiájának mozgási energiává alakulása során fellépő turbulencia a belső súrlódás megnövekedését okozza, s így tulajdonképpen akadályozza, hogy a keresztmetszeten való átfolyás sebessége megnövekedjék. A turbulencia ilyen értelem­ ben visszaduzzasztó hatású, s a lefolyás ellen hat. Ezt a duzzasztást lényegében a meder széle (feneke, partja) viseli, hiszen az örvénylő víz a külső súrlódás révén itt talál ellenállásra. Természetes tehát, hogy minél meredekebb egy folyószakasz esése, annál nagyobb a külső és belső súrlódás által a folyás állandó gyorsulásának akadá­ lyozására végzett munka, s annál jelentékenyebb a súrlódás által kikényszerített mederalak-változás (pl. mélyülés). Ezzel elérkeztünk a folyó esésének,kérdéséhez.

191

A folyó esése A folyó esése alatt általánosságban a forrás és a torkolat közti szintkülönbséget értjük. Bár a víz tömege és az esés magassága már meghatározza a rendelkezésre álló helyzeti energiát, a felszín alakítása szempontjából nem mindegy, hogy az adott szintkülönbséget mekkora távolságon teszi meg a folyó. Ezért a gyakorlatban a folyó esését egységnyi távolságra határozzuk meg, és általában m/km-ben vagy számértékileg ezzel megegyezően ezrelékben fejezzük ki. Mivel a lejtő meredeksége a folyók egyes szakaszain rendszerint nem egyforma, ezért az esésvonal ábrázolása esetén (121-122. ábra) görbét - néha többszörösen összetett görbét - kapunk. A folyó esésgörbéje a vízszint vagy a fenék folyásirányú szintváltozását szemlélteti. Előbbi esetben a görbe folyamatosan, de nem feltétlenül egyenletesen ereszkedő. A fenék esésgörbéje (123. ábra) viszont gyakran fűrészfogszerű, hiszen a mederben

121. ábra: A Rajna esésgörbéje

122. ábra: Az Amazonas esésgörbéje. A = a folyó végpontjait összekötő egyenes magas­ sága a görbe fölött a forrás és torkolat közti távolság felénél, H = a folyó teljes esése

123. ábra: A fenék esésvonala a Tisza Tokaj környéki szakaszán (M. Kir. Országos Vízépítési Igazgatóság adatai szerint). A folyamatos vonal az 1890/91. évi kisvíz szintjét jelzi 192

túlmélyített szakaszok is előfordulnak, sőt az üstök és zátonyok ritmikus váltakozása a meder egyik legalapvetőbb jellemzője. (A túlmélyítés esetleg olyan mértékű is lehet, hogy az örvények által kimosott üstök feneke a tengerszintnél is mélyebbre kerül. A Dunán a Kazán-szorosban pl. 75 m mély üstök is előfordulnak, s ott a fenék több mint 20 m-rel a tengerszint alatt van.) Az esésgörbék többsége homorú (konkáv) formájú, ami azt mutatja, hogy a folyók esése felső szakaszukon nagyobb, mint az alsókon. A konkáv jelleg annyira gyakori, hogy mértékének jellemzésére Langbein, W. B. (1964) nyomán egy sajátos paramétert használnak: Homorúság (concavity) = ahol A a folyó végpontjait összekötő egyenes magassága a görbe fölött a forrás és torkolat közti távolság felénél, a H a folyó teljes esése (122. ábra). Az esésgörbék egy részén töréspontok és más egyenetlenségek láthatók. Jól kirajzo­ lódnak pl. a vízesések vagy a környezetüknél nagyobb esésű szakaszok. A vízfolyás természetéről fentebb írtak értelmében a nagyobb esésű szakaszokon megnövekvő súrlódási munka fokozottan hat a mederfenék mélyítésére, s így a nagy esésű szakasz megszüntetésére, az esés kiegyenlítésére. Ennek eltűnése után azonban természetsze­ rűleg fölötte növekszik meg az esés, és ott a kiegyenlítési folyamat újrakezdődik. így a folyókon a nagy esésű szakaszok mindinkább a forrásvidék felé hátrálnak (hátráló erózió), s az esésgörbe ott egyre homorúbb, az alsóbb szakaszokon pedig mindinkább kiegyenlített lesz. Az ilyen esésgörbéket a fejlődési tendencia alapján joggal normál esésgörbéknek nevezhetjük. Homogén, laza kőzetanyagban a normál esésgörbe vi­ szonylag gyorsan kialakul, ha azonban a folyó eltérő keménységű kőzeteket keresztez, vagy pl. lépcsővidékeken folyik át, a normál görbe formálódása igen hosszú időt vesz igénybe.

A mederformálás mechanizmusa A mederformálódás meglehetősen összetett folyamat, számos komponens eredőjeként jön létre. Az egyes összetevők jelenléte és aránya több körülmény függvénye. Ezek között meghatározó jellegű a mederfenék anyaga. Lényegesen eltérő mechanizmus játszódik le a kohézió nélküli anyaggal (pl. homok, kavics) borított mederfenéken a természetben ez a gyakoribb mint kohéziós anyag (pl. kemény szálban álló kőzet) esetén. Kohézió nélküli anyag jelenlétekor a hordalékmozgás megindulásának magyaráza­ tánál három, egymással rokon megközelítés is használható. Vizsgálható a jelenség a kritikus nyíróerő (τkr), a kritikus sebesség (vkr) és az emelőerő oldaláról. 193

A kritikus nyíróerő elvileg azt jelenti, hogy a fenéken fekvő szemcsére a víz mozgása akkora vonszoló (elragadó) erőt fejt ki, amely eléri vagy meghaladja a szemcse víz alatti súlyából származó ellenálló erőt. „D” átmérőjű gömbölyű szemcse esetén sima fenéken a kritikus nyíróerő (τkr):

ahol η = a szemcse beágyazottságának mértéke (η = nD2, itt n = a szemcsék száma), ϱs = a szemcse sűrűsége, ϱ = a víz sűrűsége, g = gravitációs gyorsulás, φ = a szemcse támaszkodási szöge az alatta lévő szemcsére (124. ábra). Ez az elemi modell azt mutatja, hogy a mozgás megindulásához szükséges nyíró erő a szemcse nagyságától, alakjától és beágyazottsági fokától függ. A kritikus sebességet Hjulström, F. vizsgálta igen eredményesen. Tapasztalati úton megszerkesztett diagramján (1935) a szemcseméret és a sebesség közti összefüggést ábrázolja (125. ábra). A diagramból az a meglepő következtetés adódik, hogy legkönnyebben a középszemű homok lendül mozgásba. Az ennél finomabb és dur-

124. ábra: A kritikus nyíróerő (τkr) meghatározása sima fenék és gömbölyű szemcse esetén (Knighton, D. - 1984 - szerint), ahol τo/n a vonszolóerő egységnyi területen felvett n számú szemcse esetén, D = a szemcse átmérője, φ = a szemcse támaszkodási szöge, ϱ = a víz sűrűsége, ϱs = a szemcse sűrűsége, g =a nehézségi gyorsulás. A vonszolóerő nyomatéka (erő · erőkar): πo/n * D/2 cos φ. A víz alatti súly nyomatéka: Mivel a mozgás megindulásának küszöbén a kettő egymással egyenlő, és τcr=τo, ezért

= a szemcse beágyazódásának mértéke, ezért

194

vább szemcsék irányába nő a kritikus indítósebesség értéke. Hjulström ábrája arra is felhívja a figyelmet, hogy a szemcsék mozgásba tartásához lényegesen kisebb sebesség szükséges, mint elindításukhoz (az ún. kritikus lerakósebesség az indítóse­ bességnek mintegy %-a). A szemcsékre ható emelőerő, ami a vonszolóerőre merőlegesen felfelé hat, a vonszo­ lóerő nagyságától függetlenül is lehetővé teszi a szemcse elsodródását. Ez főként az alábbi okokból történhet (126. ábra) : a) a szemcse alján és tetején a sebesség jelentősen különbözik, és ez a sebességdiffe­ rencia jelentős, felfelé ható nyomásgradienst okoz; b) a szemcse mögött képződő turbulens örvénylés olyan helyi sebességkomponenst teremt, amely közvetlenül emelő hatást fejt ki. Az emelőerő nagysága a fenéktől távolodva rohamosan csökken. A kohézió nélküli anyaggal borított mederfenék formálódása döntően a megfelelő nyíróerő, sebesség, ill. emelőerő hatására megmozduló szemcsék révén történik.

125. ábra: Hjulström, F. diagramjának egy­ szerűsített formája

126. ábra: Elsodródás az emelőerő révén. A függőleges sebességváltozás (Δu) és a szemcse mögötti örvénylés ennek a fő előmozdítói 195

A mederformálódás mechanizmusának - főleg kohéziós anyagok esetén - további résztényezői is vannak: 1. Korrózió - ha a víz a mederfalat (feneket) kémiailag bontja-oldja. 2. Korrázió - a medermélyítés legfontosabb eleme. Ilyenkor az áramló víz által szállított törmelék szinte köszörüli a meder szálban álló anyagát. Örvénylő folyás esetén a henger formában mozgó víz igen mély üregeket, üstöket képes a fenékbe „fúrni” a hordalék segítségével (evorzió). 3. Görgetegtördelés - görgetegaprózás. Az áramló víz a magával sodort hordalék­ kal, mint valami kalapáccsal üti, bombázza, töri a mederben lévő nagyobb tömböket, lassan úgy felaprítva azokat, hogy töredékeiket a víz könnyen elviszi. 4. Kavitáció - különösen nagy sebességű folyás esetén a vízben helyenként rövid időre jelentős nyomáscsökkenés lép fel, és ennek következtében levegővel vagy vízpá­ rával kitöltött gázbuborékok jönnek ott létre. A nyomáscsökkenés megszűnésével e buborékok hirtelen összeroppannak, s ha ez a meder fenekén vagy oldalán következik be, arra a korrázióhoz hasonló hatást gyakorol, s azt gyors ütemben rongálja, megbontja. Ilyen nyomáscsökkenés főként a szűk keresztmetszetű szakaszokon fellé­ pő sebességnövekedés helye fölött következik be.

A vízfolyások hordalékszállítása Mint láttuk, a folyókban áramló víz mozgási energiája révén képes megtámadni a meder fenekét vagy oldalát, és onnan anyagot leválasztva mintegy hordalékot termel. Az elszállított hordalék ezután maga is részt vesz a meder formálásában és a további hordaléktermelésben (korrázió, görgetegaprózás). A folyók felszínformáló munkájá­ nak egyik döntő mozzanata ez a hordaléktermelés, de hozzá tartozik annak tovább­ szállítása és helyenkénti lerakása, felhalmozása is. Az egész folyóvízi (fluviális) felszínfejlődés lényegében a felszín anyagának hordalék formában való áttelepítése útján valósul meg. A hordalék egy része természetesen a medren kívülről származik, hiszen árvizek idején a folyó a medernél szélesebb sávban fejt ki közvetlen felszínalakító hatást. A hordalékszállítás ismeretének fontossága ezért nyilvánvaló. A hordalék mozgatása többféle módon történhet. A víz felszínén úszó hordaléknak viszonylag jelentéktelen a szerepe. Annál fontosabb a szuszpenzió formájában lebegő finom anyag. A homokot már csak a kifejezetten sebes folyású vizek képesek lebegtet­ ni. A durva hordalék a fenéken mozog - általában görgetve, de speciális szemcsealak esetén csúsztatva is. Meglehetősen általános a görgetés és a lebegtetés kombinálódása, ami a hordalékszemeknek a fenékről történő fel-felpattanását jelenti. Ez az ugraltatás. Végül külön kell említeni a vízben oldva szállított, sokszor igen tekintélyes anyagmennyiséget (14. táblázat).

196

14. táblázat

Az oldott hordalék aránya néhány jelentős folyó hordalékszállításában (Knighton, D. - 1984 - alapján) Folyó

Kongó Zambézi Niger Nílus Brahmaputra Gangesz Huang-ho Jenyiszej Léna Mississippi Szt. Lőrinc Amazonas Orinoco

Az összhordalék mennyisége 106t/év

Oldott hordalék 106 t/év

Oldott hordalék az összhordalék %-ában

100 115 78 128 870 600 1600 86 100 481 59 788 136

47 15 10 17 75 76 ? 73 85 131 54 290 50

48 13 13 14 9 13 ? 85 85 27 91 37 38

Az oldott szállítási mód kivételével a többi mind szilárd anyagok áttelepítését jelenti. Az emberi tevékenység, mindenekelőtt a gazdasági tevékenység mértékének kiszélesedésével újabban már a folyékony anyagok szállítására is fel kell figyelni. Ezek elsősorban nem mennyiségük és a felszínalaküásbgn való részarányuk miatt fontosak, hanem mert jelenlétük a vizek növekvő szennyezésére utal. A vízszennyezés más horda­ lékszállítási módokat is befolyásol. Különösen az úszó és oldott hordalék arányát növeli. Mivel a folyók az általános felszínlemosás révén is kapnak „kész” hordalékot, a művelési ágak változása is hatást gyakorol a hordalék mennyiségére és összetételére. A hegységi erdőirtások vagy a helytelen talajművelés miatt felerősödő talajerózió pl. főleg a lebegtetett hordalékot szaporítja. A hordalék mennyisége és a hordalékszállítási módok aránya az emberi tevékenység­ től nem érintett vízfolyásokban sem változatlan. Mivel a folyó a hordalék termelésére és szállítására saját energiáját használja fel, ezért a hordalékkal való telítődése csök­ kenti az energiáját. Csökken pl. a sebessége, és ez olyan mértékű lehet, hogy már a kritikus lerakósebességet sem éri el, s így hordalékát, illetve annak egy részét lerakja. A hordaléktól megszabadulva ismét nő az energiája, s újabb hordaléktermelésre (erózióra) lesz képes. A hordalék felvétele és leadása tehát önmagában is ritmikussá teszi a folyóvíz meder- és felszínformáló tevékenységét. A sebességingadozás a szállí­ tás módjára is hatással van: a görgetett, ugráltatott és lebegtetett szállítás a sebesség­ től függően átmehet egymásba. (Adott méretű homokszemcse a sebesség növekedésé­ vel pl. görgetésből átmehet ugráltatásba.) 197

Ezt a jelenséget tárja fel részletesebben Abbot és Francis (1977) ábrája (127. ábra), amely fotografikusan értékelt kísérletek eredményeit rögzíti. Eszerint az adott nyírási sebesség Ü*) és a mozgás megindulásához szükséges küszöbsebesség (Ü*o) hányadosaként (Ü*/Ü*0) értelme­ zett „szállítási fokozat" növekedésével homokos hordalék esetében a görgetésből sokkal hirte­ lenebb az ugráltatásba való átmenet, mint az ugráltatásból a lebegtetésbe. Az ábráról az is leolvasható, hogy a három szállítási mód elég széles sebességi határok között együttesen van jelen, jóllehet arányuk erőteljesen változik. Meghatározott folyókeresztmetszetben a szállított hordalék mennyisége szoros kapcsolatban van a vízhozam változásával (128. ábra).

127. ábra: A hordalékszállítási módok változásai a szállítási fokozat (Ü*/Ü*o) függvényében. Ü* = nyírási sebesség, Ü*o = a mozgás megindulá­ sának küszöbsebessége

128. ábra: A szállított hordalék mennyiségének összefüggése a víz­ hozammal a Bollin folyó esetén (Knighton, D. után). Qs = a horda­ lékhozam, Q = a vízhozam

A folyók által szállított hordalék jellegét és azon keresztül a víz színét is nagymérték­ ben befolyásolja a vízgyűjtő terület földtani felépítése. A Huang-ho extrém mennyiségű lebegő hordaléka pl. elsősorban onnan származik, hogy a folyó útja során kiterjedt löszvidéket keresztez, s így válik sárgává. Ha a vízgyűjtő területen erősen mállott kőzetek vagy laza üledékek vannak túlsúlyban, úgy azok elszállítása könnyebb, ami nemcsak az össz-hordalékmennyiség megnövekedésében, hanem a magas hordaléktö­ ménységben is jelentkezik. A Huang-honál pl. 36%-os iszaptartalmat is mértek árvíz alkalmával, ami a vizet szinte már zagyszerűvé teszi. A szálban álló kristályos kőzetek vízfolyásai általában „tiszták”, átlátszóak, a vörös trópusi talajok vidékén gyakoriak a vörös színű és nevű folyók, a humuszban gazdag vizek (pl. lápi területek vizei) viszont inkább barnásfeketék (Rio Negro). Az Amazonas vízgyűjtőjén a folyók színe alapján jellegzetes vidékek különíthetők el (129. ábra). 198

A szállítás során természetesen maga a hordalék is változik. A változás fő tendenciája a hordalékszemek méretének csökkenése (aprózódás, kopás). Ez főleg a megtett út és az anyagi minőség függvénye. A hordalék finomodásához az is hozzájárul, hogy a folyó esésének csökkenésével először a nagyobb szemek rakódnak le, s a kis esésű szakaszokon már csak a finom lebegő anyag mozog tovább. Normál esésgörbe esetén ezért a hordalék a folyó hosszában szemcsenagyság szerint osztályozódik. Ilyen osztályozás a vízfolyások keresztmetszetében is megfigyelhető, hiszen a legdurvább hordalék mindig a sodorvonalban mozog (ill. rakódik le), a lassúbb folyású partközeli részeken viszont a finomabb szemcsék kerülnek túlsúlyba. Mivel a természetben nagy tömegben előforduló anyagok között különösen a kvarc tűnik ki ellenálló képességé­ vel, ezért a folyás mentén haladva a folyók hordalékában való részaránya egyre inkább növekvő. A szállítás során a hordalékszemek alakja is változik: a kezdetben szögletes formák mindjobban lekerekednek, egyre „koptatottabbakká” válnak. Ez a folyamat főleg a fenéken mozgó (görgetett, csúsztatott, ill. ugráltatott) hordalékot érinti. A hordalékszemek koptatottságából (görgetettségéből) megfelelő vizsgálati módszerek segítségével (ezek az üledékelemzési gyakorlatok témakörébe tartoznak) a szállítás távolságára és a származási helyre is következtetni lehet.

A folyóvizek hőháztartása Bár a folyóvíz mozgása közben a külső és belső súrlódás révén nyilvánvalóan keletkezik bizonyos hőmennyiség, a tapasztalatok szerint ez nem gyakorol lényeges befolyást a folyóvíz hőháztartására. A folyóvíz hőmérsékletét döntően külső körül­ mények - így a levegő, a tápláló források, illetve a mellékvizek hőmérséklete, valamint napjainkban növekvő mértékben a társadalmi hőszennyezés - határozzák meg. A vízfolyás turbulens jellege miatt a folyóvíz teljes tömege folyamatosan átkevere­ dik, így lényegében mindenütt azonos hőmérsékletű (csak a vízmozgásból kizáródó csendes parti öblözetek vízhőmérséklete lehet eltérő). A folyóvíz napi hőingadozása általában igen kismértékű, jóval elmarad a levegőé mögött. Ez időben is így van: csak jelentékeny késéssel követi a levegő hőmérséklet­ változását, s többnyire 14-17 óra közt éri el maximális értékét. Mérsékelt szélessége^ ken a téli hóolvadás időszakában a csúcshőmérséklet sokszor éjjel áll be, amikor az olvadás minimális, és a folyóvíz táplálásában megnő a melegebb talajvíz részaránya. A vízhőmérséklet évi változása általában ugyancsak késve követi a levegőét, de - mint arra már Wundt, W. (1940) felhívta a figyelmet - bizonyos befolyásoló tényezők hatására esetenként attól jelentékenyen eltérhet. Ennek alapján a folyóvizek termikus osztályozását is elkészítette: 1. A gleccser táplálta vízfolyásokat kis évi hőingás jellemzi. Télen melegebbek, nyáron hidegebbek a levegőnél. Az évi középhőmérsékletük alacsonyabb annál. 2. Hegységi forrásokból táplálkozó folyók esetén a gazdag talajvízpótlás csökkenti az évi ingást, s az évi átlag rendszerint magasabb, mint a levegő középhőmérséklete, csak néhány nyári hónapban marad el attól. 3. A síkvidéki folyók havi és évi középhőmérsékletei is valamelyest a levegőé fölött vannak, de az ingás mértéke azzal nagyjából azonos. 4. A tavakból táplálkozó folyók a tavak felszínközeli vizének hőmérsékletmenetét követik, de amplitúdóik nagyobbak. A folyók vizének hőmérséklete a magassággal nem csökken olyan egyértelműen, mint a levegőé. Ennek az a fő oka, hogy a víz hőmékséklete nem lehet alacsonyabb 0 °C-nál. így a mi éghajlatunkon 1000 m felett már általában konstans. A folyóvizek hőmérséklete a folyás mentében is változik. A téli hónapokban a forrástól kezdve előbb csökken (a forrásvíz lehűl), majd a növekvő talajvíz-utánpótlás miatt lassan emelkedik. Nyáron a forrás alatt előbb gyorsabban, majd a talajvíz hatására lassabban emelkedik.

Jég a folyókon A folyóvíz befagyásához tartós hideg szükséges, mert egész tömege csak így hűlhet le fagypont körüli értékre. A jégképződés a part menti csendes vizeken kezdődik, de az itt keletkező vékony jéghártya befelé terjedését megakadályozza a növekvő vízse­ besség, amely kisebb-nagyobb darabokat letör belőle, és magával sodor. A jégképző­ dés megindulásának másik helye a meder feneke. A fenék közvetlen közelében lelassu­

ló vízmozgás miatt a fenékre tapadva válnak ki az első jégdarabok. Hízásukkal megnövekszik a felhajtóerő, és azokat onnan felszakítja. A jégdarabok a felszínre emelkednek, s a víz tetején sodródnak tova. Megkezdődik a jégzajlás. A jég beállását a mozgás közben forgó, és így mindinkább kerek tálformát felvevő jégtáblák összetor­ lódása segíti elő. Ha egy alkalmas keresztmetszetben a jég mezővé áll össze, a felülről érkező jégtáblák hozzáfagynak, így a mező gyors ütemben terjed a folyással szemben fölfelé, és fokozatosan az egész folyót befedi. Vastagsága ezután már csak lassan nő, mert a jég hőszigetelő, másrészt a jég alját a mozgó víz melegíti is. A jég felszakadása a folyásirányt tekintve rendszerint felülről lefelé halad. Az olvadás miatt megnövekvő vízmennyiség mind nehezebben fér el a jég alatti szűk keresztmetszeten, és feszítőereje előbb-utóbb felszakítja a jégpáncélt. Szibéria észak­ nak tartó folyamóriásain a vastag jég alatt olyan magas nyomás alakulhat ki, ami az összeroppanás helyén hatalmas szökőkútként préseli ki a vizet. Ismét jégzajlás kezdő­ dik. Ez azonban más, veszélyesebb folyamat, mint a jég beállása előtt. Az összetört jégmező szabálytalan alakú darabjai jóval vastagabbak, mint a beállás előtti jégtáb­ lák, ezért a medret elzáró összetorlódásuk is könnyebben bekövetkezhet. Kis esésű, sekély, elfajult meder különösen kedvez a jégtorlaszok és a mögöttük felduzzadó jeges árvizek kialakulásának. Ezek az árvizek meglehetősen rapszodikusan jelentkeznek, és méreteik gyakran katasztrofálisak. A Duna 1838-as pesti jeges árvize pl. a mai napig feljegyzett legmagasabb vízállást okozta. Mivel a jégolvadás időszakában a folyók vízszállítása általában megnő, a főfolyók jegét többnyire a mellékfolyók áradó vize (jeges vize) töri össze először a torkolatuk alatti szakaszon. Ha a torkolatsűrűség nagy, a torkolatok közti rövid szakaszokon csak korlátozott jégtömeg összetorlódására van lehetőség. Kis torkolatsűrűség esetén viszont megnő a jégdugulás veszélye. Jó példa erre a Duna alföldi szakasza Magyaror­ szágon. A jeges árvizek a szabályozások előrehaladtával ritkulnak. Valószínűségüket az is csökkenti, hogy a gazdaságilag fejlett területek folyóinak hőszennyezése az utóbbi időben jelentősen megnőtt, és befagyásuk, illetve jégzajlásuk időtartama kimutatha­ tóan rövidült.

A tavak A köznyelv a szárazföld nagyobb állóvizeit nevezi tavaknak. A szakirodalom ma már klasszikusnak számító tódefiníciója, amelyet a neves svájci limnológus, Forel, F. A. fogalmazott meg 1901-ben, tartalmi jegyeiben alig megy túl ezen. Szerinte „tónak az olyan stagnáló víztömeget nevezik, amely a talajnak a tengerrel közvetlen kapcso­ latban nem álló, minden oldalról zárt mélyedését tölti ki”. Forel a méretre nem is utal, sőt másutt azt hangsúlyozza, hogy lényegében a pocsolyák is tónak tekinthetők, mert a limnológiai jelenségek kicsiben azokban is végbemennek. Ha méretet nem is, a tó 201

vizét és medencéjét viszont egyaránt beleérti a tó fogalmába. Magyarázatra szorul azonban az álló (stagnáló) víz jelleg. Különböző mozgások, így vízszintes áramlások, függőleges cirkulációk stb. a tavakban is jellegzetesek, sőt a tavak jelentős részén vízátfolyás is van, hiszen tápláló és levezető vízfolyásaik is lehetnek. Ez esetben a folyóvizek felé is pontosan el kell határolni a tó fogalmát. Ezt úgy tehetjük meg szabatosan, ha kimondjuk, hogy átfolyás esetén akkor beszélünk tóról, ha annak sebessége nem elég a tó víztömegének teljes turbulens átkeveréséhez, és ha hatását a szél által kiváltott, valamint a hőmér­ sékleti és kémiai eredetű sürűségkülönbségekből származó vízmozgások mértéke felülmúlja. A szárazföldeknek nem a tavak a kizárólagos állóvizei. A fertő, a mocsár, a láp ugyanebbe a fogalomkörbe tartozik. A szárazföldi víz döntő többségét a tavak tárolják (4. táblázat). Összkiterjedésük (mintegy 2,5 millió km2) Magyarország területét több mint 25-szörösen meghaladja, számuk milliós nagyságrendű, és a legkülönbözőbb típusú földi tájakon előfordulnak. Áttekintésük ezért csak rendszerezve lehetséges. Tipizálásuknál külön vizsgáljuk a tómedencéket és a tavak vizét, jóllehet közöttük sok tekintetben szoros kapcsolat van.

A tómedencék genetikus típusai Tómedencék sokféle módon keletkezhetnek. Csoportosításuk elsősorban a kialakító erőhatások szerint történhet (15. táblázat). Ez az áttekintés nem számol minden egyes szóba jöhető erőhatással, és csak az ún. „tiszta típusokat”, azaz egy jól meghatározha­ tó folyamat hatására létrejövő medencéket foglalja magában. A tavak jelentős része azonban több folyamat közös munkájának eredménye, jóllehet ezek az összetett típusok is többnyire egy tényező döntő hatását tükrözik. A táblázat helyes értelmezéséhez azt is meg kell jegyezni, hogy az önmagában semmit nem mond az egyes folyamatok által létrehozott medencék jellegéről, jellemző méreteiről és gyakori­ ságáról. Ez utóbbi pedig azért is lényeges, mert a tavak földrajzi elterjedése egyáltalán nem véletlenszerű, hanem a tómedencék kialakításában hatékony folyamatok működési területén jellegzetesen „tógazdag”, másutt viszont kifejezetten „tószegény” vidékek figyelhetők meg. Az is megállapítható, hogy az e folyamatok által létrehozott, tavak számára alkal­ mas mélyedések száma lényegesen nagyobb a tavak tényleges számánál. Ennek az az oka, hogy a kialakult mélyedéseket a víz még (vagy már) nem tölti ki. A víz ugyanis gyakorta rövidebb ideig áll rendelkezésre, mint amennyi a medence élettartama. Száraz területeken nagy számban ismerünk olyan medencéket, amelyeket nedvesebb időszak(ok)ban tó töltött ki, másutt viszont a jelenlegi tavak medencéjének korábbi száraz állapotát lehet igazolni. Az észak-amerikai Nagy-medencében pl. a későpleisz­ tocén nedves szakasza (pluviális időszak) valóságos tórendszert éltetett, amelynek a 202

15. táblázat

A tómedencék gyakoribb típusai a kialakító folyamatok szerint

1. Endogén erők

A folyamatok típusai

a. Kimélyítéses medencék

1. Kéregmozgások

- tektonikus árkok - kibillent rögök közötti mélye­ dések - epirogenetikus süllyedékek

- tektonikus mozgással elzárt tengerek - tektonikus küszöbbel elzárt völgyek - gyűrűszerű felboltozódások út­ ján

2. Vulkáni folyamatok

- kalderák - maarok

- vulkáni anyaggal elzárt mélye­ dések - kráterek

1. Glaciális erózió

3. Egyéb

A Jégtakarók

B Hegységi gleccserek

2. Termokarsztos folya­ matok II. Exogén erők

b. Elgátolásos medencék

3. Folyóvízi erózió

4. Karsztosodás 5. Eolikus folyamatok

- endogén eredetű hegyomlások - glintlépcsők előtt - sziklamedencék - túlmélyítéses csörgő tavak

- hullámos fenékmoréna-felszínek

- nyelvmedencék

- végmoréna-vonulat mögött

- kárfülkék - túlmélyített gleccservölgyek

- gleccserjéggel elzárva

- eltemetett jégtömbök, ill. talaj­ jég utólagos olvadása útján - üstök - oldásos mélyedések (dolina, uvala stb.) - deflációs mélyedések

- felszín alatti üregek beszakadá­ sával

IV. Antropogén hatás

- homokfelhalmozódások kö­ zött, mögött

- hegyomlásokkal - csuszamlásokkal - korallgátak, hódgátak stb. út­ ján

8. Élővilág hatásai III. Kozmikus hatás

- (mész)kicsapódásos gátak út­ ján (tetarata lépcsők)

- tengerek vízszintcsökkenése útján - turzások, delták révén

6. Tengerpartok fejlődése

7. Tömegmozgások

- lefűzött kanyarulatok - elhagyott medrek - folyóhátak mögött

- meteoritbecsapódás következ­ tében - külszíni bányászat mélyedései

- (völgy)zárógátak útján, tenger­ öblök elzárásával

203

jelenlegi tavak csak jelentéktelen maradvá­ nyai (130. ábra). Sok, száraz területen el­ vesző folyó végződése környékén világo­ san felismerhetők a korábbi végtavak nyo­ mai. A tavak földtörténeti értelemben rö­ vid életű képződmények, de ez nemcsak a víz átmeneti jelenléte miatt van így, hanem azért is, mert sok esetben maguk a tóme­ dencék is viszonylag gyorsan megszűnnek (feltöltődnek, lecsapolódnak).

130. ábra: A Nagy-medence tórendszere ma (sötét foltok) és a késő pleisztocén pluviális időszakban (vonalkázva). - Fairbridge, R. - 1968 - nyomán

I. Endogén eredetű tómedencék 1. Bár a földi tavaknak csak kisebb része helyezkedik el endogén eredetű medencé­ ben, azok mégis a tavak fontos csoportját alkotják. A tektonikus árkokban és az epirogenetikus süllyedékekben ugyanis általában jelentős méretű, a Föld legnagyobb tavai közé tartozó állóvizek találhatók. Az ároktavak pedig egyúttal a legmélyebbek is. A vízfelület kiterjedése alapján az első tíz tó közül hat tektonikus eredetű (16. táblázat). Ilyen Földünk legnagyobb tava, a jórészt szerkezeti süllyedéket kitöltő egykori tengermaradvány, a Kaszpi-tó és a rangsorban 3-4. helyen álló Viktória(132. ábra) és Aral-tó. Előbbi nagy kiterjedésű lapos teknőjével az epirogenetikus süllyedéktavak egyik iskolapéldája. Az ároktavak jobbára a fiatal töréses-vetődéses szerkezetek jellemzői. Hosszan elnyúlt alakjuk is · kialakulási módjukra utal (131. ábra). Ilyen a Közép-Szibéria déli peremén elterülő Bajkál-tó - a Föld legmé­ lyebb tava. Szélesség-hosszúság aránya: 1:14,4. Hasonlójellegű a tíz Balaton méretű Isszik-kul a Tien-San vonulatai között. Több mint 700 méteres mélységével 5. a rangsorban. A Föld legnagyszerűbb ároktósorozata a Közép- és Kelet-afrikai-árokrendszerben alakult ki. Legismertebb tagjai a Mobutu-Sese-Seko- (régebben Albert-), a Rutanzige- (régebben Edward-), a Kivu-, a Tanganyika-, a Nyasza- és a Turkana(korábban Rudolf-) tó. A Tanganyika és a Nyasza - szélesség-hosszúság arányuk: 1:12,4, ill. 1:9,9 - a Bajkál mellett a Föld legjelentősebb ároktavai. A távolodó lemezszegélyeket jelző árokrendszer északi részének hosszabb szakasza (Vörös­ tenger, Akabai-öböl) tenger alatt fekszik, de elvégződése ismét szárazföldön fut (Szír-árok), jóllehet az árok talpa a földfelszín legmélyebb nyílt depressziójának 204

16. táblázat

Áttekintés a Föld legjelentősebb természetes tavairól

(Czaya, E.-Marcinek, J.-Keller, R., a Nagy Világatlasz és mások adatai alapján) Terület (km2) (5000 km2 fölött) 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. 17. 18. 19. 20. 21. 22. 23. 24. 25. 26. 27. 28. 29. 30.

Kaszpi* Felső Viktória Arai* Huron Michigan Tanganyika Bajkál Nagy-Medve Nyasza Nagy-Rabszolga Erie Winnipeg Ontario Ladoga Balhas -17 000-19 000 Csád -12 000-26 000 Eyre Onyega Titicaca Nicaragua Athabasca Turkana (Rudolf) Rénszarvas (Kanada) Isszik-kul Urmia (Irán) Nettilling (Kanada) Vánern · Winnipegosis (Kanada) Mobutu (Albert) (Uganda-Zaire)

Keletkezése** 371 000 82 410 68 800 66 500 59 590 58 010 32 890 31 500 31 080 30 040 28 930 25 720 24 530 19 530 18 400

1-1 II-l-A-a 1-1 1-1 I-l-A-a II-l-A-a 1-1 1-1 II-l-A-a 1-1 II-l-A-a II-l-A-a II-l-A-a II-l-A-a II-l-A-a 1-1 1-1 + II — 5 -0-15 000 1-1 9 940 II-l-A-a 8 130 1-1 8 000 1-1 7 920 II-l-A-a 6 400-8 000 1-1 6 330 II-l-A-a 6 280 1-1 max. 6 000 1-1 5 760 II-l-A-a 5 550 II-l-A-a 5 400 II-l-A-a 5 300 1-1

Legnagyobb mélység (m) (300 m-t meghaladó) Bajkál Tanganyika Kaszpi Nyasza Isszik-kul Nagy-Rabszolga Crater Matana (Indonézia) Hornindalsvatn (Norvégia) Szarezszkoje (Tádzsikisztán) Tahoe (USA) Kiwu (Zaire-Burundi) Chelani (USA) Tóba (Indonézia) Mjosa (Norvégia) Manapouri (Új-Zéland) Nagy-Medve Salsvatn (Norvégia) Tinnvatn (Norvégia) Tazawa (Japán) Como Holt-tenger* L. Maggiore Wakatipu (Új-Zéland) Shikotsu (Japán) Garda Atitlán (Guatemala) Genfi Felső Loch-Morar (Nagy-Britannia)

205

* E tavak méretei - főleg antropogén hatásra - az utóbbi években is jelentősen tovább csökkentek ** A jelek a 15. táblázat tómedence-típusaira utalnak

Keletkezése** 1620 1435 955 706 702 614 608 590 514 505 501 480 458 450 448 445 445 445 438 425 410 398 372 371 363 346 341 309 307 305

1-2 1-1 II—1—B II—7 1-1 1-1 +1-2 II-l-B-a 1-1 +1-2 II-l-B-a/b II-l-B-a II-l-B-a II-l-B-a 1-2 II-l-B-a/b 1-1 II-l-B-a/b II-l-B-a 1-2 II-l-B-a/b 1-2 II-l-A/B-a II-l-B-a

Vízmennyiség (km3) (500 km3 fölött) Kaszpi Bajkál Tanganyika Nagy-Medve Nagy-Rabszolga Felső Nyasza Michigan Huron Viktória Isszik-kul Ontario Arai Ladoga Titicaca Erie

Összehasonlításul a Balaton: Keletkezés: 1-1 Terület: 598 km2 Mélység: 11 m Vízmennyiség: 1,8 km3

79 319 23 000 18 940 13 500 13 420 12 000 8 400 5 760 4 600 2 700 1 730 1 720 970 920 710 540

131. ábra: Megnyúlt formájú (szélesség/hosszúság arányuk kicsi!) genetikus tótípusok. M = a tó víztükrének tengerszint feletti magassága. Az izobát vonalak értéke m-ben értendő. A csillag a tó maximális mélységű helyét jelöli. 1 = ároktó a Tanganyika-tó példáján, 2 = alpi fjordos tó (Königssee-Salzburgi Alpok), 3 = fjordos tó végmorénasánccal (Garda-tó), 4 = norvég fjordos tó (Hornindalsvatn - Európa legmélyebb tava), 5 = a Rhône-gleccser elhagyott mélyedését kifli formában kitöltő Genfi-tó, 6 = a két irányban megnyúlt Gyilkos-tó két összefutó völgyet elzáró hegyomlás eredménye. 7 = az Aletsch-gleccser keleti jégpereme is megnyúlt formájú tavat duzzaszt fel (Márjalensee)

132. ábra: Kerekded és szabálytalan alakú genetikus tótípusok (Jelmagyarázatot lásd a 131. ábránál) 1 = a lapos tálforma gyakori az epirogenetikus tómedencék esetén. 2 = kerekded krátertó, 3 = csaknem szabályos kör alakú, a Föld legmélyebb kalderatava, 4 = az elliptikus medenceforma gyakori a polje- (és dolina-) tavaknál, 5 = általában a kerekded alak jellemzi a kárfülkék tavait, 6 = az ingadozó kiterjedés és a szabálytalan forma az arid területek tavainak jellegzetessége (sötét a vízzel kitöltött terület)

számít. Itt helyezkedik el a Föld legalacsonyabb víztükrű tava, a Holt-tenger. Tekin­ télyes mélysége (398 m) és alacsony fekvése (-405m) miatt feneke a földkéreg legmélyebb kriptodepresszióinak egyike (-803 m). A mély ároktavak víztükre alatt egyébként gyakoriak a kriptodepressziók (Bajkál-tó -1158m, Tanganyika-tó -689m, Nyasza-tó -321 m stb.). Szinte szabályerősítő kivételként az ároktavak közt is előfordulnak sekély vizűek. Ilyen pl. a mi Balatonunk is, amely kiterjedéséhez képest igen kis (3 m-es) átlagmélységével már-már szélsőséges esetet képvisel. A sekély víz a bezökkenés csekély mértéke mellett a tó pusztulásának előrehaladott stádiumára is utalhat. A kéregmozgások révén elgátolt medencéknek csupán alárendelt szerepe van a tóképződésben. 2. Fontosabbak a vulkanikus eredetű tavak. A krátertavak leggyakrabban inaktív kráterekben foglalnak helyet. Többnyire kisméretűek, viszonylag mélyek és kerekded formájúak (132/2., 3. ábra). Rendszerint valamivel nagyobbak és szabálytalanabb alakúak a kalderatavak, viszont csaknem szabályos körök az egykori vulkánembriók helyén keletkezett apró maarok. Nagyon szép szabályos kráter- és kalderatavak vannak Olaszországban a római Campagna (Lazio) fiatal tűzhányóinak tetején (Albano, Nemi, Bolsena, Vico, Bracciano) és általában a közelmúltig aktív vulkáni vidékeken (Japán, Indonézia, Kamcsatka stb.). Egészen különleges az Oregon állam­ beli (USA) Crater-tó - valójában kalderató (132. ábra), amely viszonylag kis mérete (55 km2) ellenére a földkerekség 7. legmélyebb állóvize. Szomszédságunkban a szé­ kelyföldi Csornád krátertava (Szent Anna-tó) a legismertebb (132/2. ábra). A maar típusú tavak legszebb európai példái a Rajnai-palahegységben (Eifel) és a Francia­ középhegységben (Auvergne) vannak. Ezek sokszor 1 km2-nél is kisebbek, mélységük viszont a 100 m-t is elérheti. Kerületi fejlettségük (partvonalhosszuk és a velük azonos területű kör kerületének aránya): 1,02-1,06, szélsőségesen alacsony.

II. Exogén eredetű tómedencék 1. Glaciális tómedencék. Az exogén erők közül a jég felszínformáló munkájának tómedence-kialakító hatása a legjelentősebb. A Föld tavainak többsége glaciális eredetű. Mind a glaciális letárolás (exaráció), mind az akkumuláció területét kifejezett tógaz­ dagság jellemzi. Mindenekelőtt a pleisztocén során eljegesedett területek tósűrűsége kiemelkedő, és ez egyaránt vonatkozik a kontinentális jégtakarók és a hegységi jégárak visszahúzódásával jégmentessé váló zónákra. így a Föld glaciális eredetű tóvidékei döntően két övezetre koncentrálódnak: horizontálisan Észak-Amerika és Európa északi felére, vertikálisan pedig a jelenlegi és a pleisztocén glaciálisaira jellem­ ző hóhatár közötti sávra. 208

133. ábra: Az észak-amerikai Öt-tó fejlődése a jégtakaró peremének változásait követte (Taylor és Laveret ábrája, Czaya, E. - 1988 - könyvéből)

A) A jégtakarók hatása A jégtakaró letaroló munkája révén hullámossá vált nyers sziklafelszín vápái a leggyakoribb természetes tómedencék közé tartoznak. Ezek a Kanadai- és a Balti­ pajzson egyaránt általánosan elterjedt sziklamedencék legtöbbször kőzetminőségi különbségek következtében (a puhább kőzeteken) vagy törésvonalak mentén alakul­ tak ki. Általában nagyméretű tavak sorakoznak az egykori jégperem közelében. Jégperemi tavak pl. Észak-Amerika legnagyobb tavai: a kanadai nagytavak (NagyMedve, Nagy-Rabszolga, Athabasca, Winnipeg Erdők-tava stb.) és az Öt-tó (Felső­ tó, Michigan, Huron, Erie, Ontario - 133. ábra). A csaknem szabályos körív mentén elhelyezkedő tósorozat nagyjából a jég letaroló tevékenységének peremét jelzi. A kör­ ív külső oldalán több helyen már épen maradtak a kristályos tönköt fedő fiatalabb üledékek, és azok igen markáns pereme (az ún. glintlépcső) is hozzájárult a tavak vizének felduzzadásához. Kifejezetten glint jellegű nagy tavak pl. Kanadában a NagyMedve, Nagy-Rabszolga, Winnipeg, Európában pedig a Ladoga és az Onyega. Számos jégperemi tó kialakulásában más (pl. tektonikai) folyamatok is közreműködtek. 209

A jégtakarók által felhalmozott morénaanyag hullámos felszínén szinte megszám­ lálhatatlan az elgátolt tómedencék száma. Európában Svéd- és Finnország déli részén, és még inkább a Germán- és Lengyel-alföldön jellegzetesek. Kusza összevisszaságban fordulnak elő a sekély fenékmorénatavak, az egyes jégelőnyomulási, ill. visszahúzódá­ si fázisokhoz tartozó végmorénasáncok által felduzzasztott végmorénatavak, s közöt­ tük az egykori jégtakaró alatt futó (szubglaciális) olvadékvizek által túlmélyített vagy hordalékkal elgátolt, hosszan elnyúló csorgótavak (134. ábra). 134. ábra: Füzérszerűen elhelyezkedő csorgótavak a Pomerzei-tóhátságon (Lengyelország)

135. ábra: Kártavak cso­ portja a Magas-Tátra fő­ gerince mentén a Gerlahfalvi- és a Lomnici-csúcs között. 1 = gerincvonal, 2 = kárlépcső, 3 = vízfo­ lyás 210

B) Gleccserek alkotta tómedencék A hegységi gleccsererózió a kárfülkék kivésésével és a gleccservölgyek szakaszos túlmélyítésével teremt a jég elolvadását követő időre tómedencéket. A kártavak (tengerszemek) vize a kárfülkék szálkőzetből gyalult, többnyire lépcsős kijárata mö­ gött duzzad fel (132/5. ábra). Olykor egy fülkében több tó is van. Európában az Alpok és a Pireneusok mellett a Kárpátok több részletén - főleg a Magas-Tátrában és a Déli-Kárpátokban - töltik ki tengerszemek az egykori gleccserek kárfülkéit (135. ábra.) A Balkán-félszigeten a hóhatár közeiéig emelkedő Rilában és Pirinben is gyakoriak a kártavak. A gleccservölgyek túlmélyített szakaszain sokszor egész füzért alkotnak a tavak. A völgy helyzetétől és a jégár bevágódásának mértékétől függően a völgyfenék a tengerszint alá is mélyülhetett, és a gleccser eltűnése után a tenger benyomulva, azt fjorddá alakította. Ahol a tengerelöntés nem történt meg, a völgyekben hosszan elnyúló tavak keletkeztek (fjordos tavak, 132/2., 4. és 136. ábra). Ezek egy része rendszerint kiszélesedve a hegységek előterére is kinyúlik (ha a gleccser nyelve is kiért oda), s itt vizük felduzzasztásában a gleccsernyelv előtti végmorénasáncoknak is

136. ábra: Sugárirányban szétfutó völgyek fjordos tavai (Lake District - Anglia) 211

szerepe van. Mélységük gyakorta igen tekintélyes, sokszor kriptodepressziókat rejte­ nek. Ilyen típusú tavak szép számmal keletkeztek az Alpokból kifutó völgyekben. Az északi oldalon Svájcban ilyen a Thuni-, Brienzi-, Vierwaldstátti-, Zugi-, Zürichi-tó, Ausztriában az ugyancsak festői Salzkammerguti-tavak. A déli oldal tósora talán a legszebb Európában (Orta, Maggiore, Lugano, Como, Iseo, Garda (131/3. ábra)). A legnagyobb alpesi tavak (a Bóden-tó és a Genfi-tó, 131/5. ábra.) már hegységelőtéri képződmények, és kialakításukban a jég munkája mellett szerkezeti mozgásoknak is szerepe volt. Az alpesihez hasonló, de azoknál is nagyobb fjordos tavak tarkítják a Sziklás-hegység északi s az Andok déli részeit. Előbbiek főleg a Csendes-óceánba torkolló Fraser és Columbia vízgyűjtő területének magas, fennsík jellegű vidékére nyílnak, utóbbiak pedig az Andok keleti (patagóniai) oldalára. A Csendes-óceán felé ereszkedő rövid meredek lejtőkön tavak nem alakultak ki, mert a jég visszahúzódása után a völgyek valódi fjordokká változtak. Lényegileg ez a helyzet Norvégiában is (a tavak általában a svédországi oldalon, a Skandináv-hegység keleti lejtőin vannak). 2. A glaciális tavakkal rokon képződmények a termokarsztos (fagykarsztos) tavak. Itt azonban a tómedencék nem a jég mechanikai hatására, hanem az annak elolvadása révén bekövetkező térfogatcsökkenés következtében jönnek létre. A visszahúzódó belföldi jégtakaró peremei előtt gyakran maradtak vissza a jég főtömegétől elszakadó ún. holtjégtömbök. Ezeket beborította a jégnyelvek felől érkező olvadékvizek hordaléka, s így hosszú időre konzerválódtak. Később elolvadá­ sukkal a felszínen kerekded mélyedések keletkeztek. A bennük kialakult apró (sok­ szor csak százméteres nagyságrendű) kerek tavak a sollok. A Germán-Lengyel-síkvidéken főleg az utolsó eljegesedés fiatal morénavidékén rendkívül gyakoriak. A termokarsztos folyamatok főleg a recens permafrost (fagyott altalajú) területe­ ken jellegzetesek. A talajjég itt többnyire a talaj részecskéi közötti hézagokat tölti ki jéglemezek, jégékek, jégszemcsék formájában, s ha valami okból akár részlegesen megolvad, a felszínen berogyások, süppedékek alakulnak ki (termokarsztos tölcsérek, dolinák, alaszok). Mind a tundrákon, mind Észak-Amerika és Eurázsia tajgavidékein messze délre nyúló, már csak részben összefüggő (szaggatott, diszkontinuus) fagyott földön igen gyakoriak. Mivel a felszíni vizek mélybeszivárgását a jég akadályozza, és mert a párolgás is kicsi, a rossz oldalirányú lefolyással rendelkező helyeken (pl. alföldek elhagyott folyóárterein, teraszain) a talaj néha 75%-ot is elérő jégtartalmának elolvadásával a mélyedésekben állóvizek keletkeznek. Apró tavacskák még a maga­ sabb peremű jégékpoligonok közepén is kialakulhatnak, sőt a pingók (jéglakkolitok) berogyásával visszamaradó, a környezetük fölé emelkedő gyűrű alakú képződmé­ nyekben is tavak csillognak. Egészében véve elmondható, hogy a jégkörnyéki terüle­ tek sík vagy enyhe lejtőjű vidékein a tavak a legjellegzetesebb felszíni képződmények közé tartoznak. 3. A folyóvízi erózió ritkábban teremt tómedencéket, s az ilyen eredetű tavak a fluviális folyamatok elég általános földi elterjedtsége miatt kevéssé köthetők valamely meghatározott földrajzi zónához. Rendszerint szórványosan, de igen eltérő jellegű tájtípusokban is megjelennek. A mélyítéses tómedencék (bevágódó folyók túlmélyített 212

és később elhagyott üstjei, vízesések alatt kimélyített forgók) szinte csak kuriózumnak számítanak a tavak között. Gyakoriabbak a folyóvízi akkumuláció kapcsán keletkező medencék. A kanyarulatok lefűződésével visszamaradó holtmedrek (morotvák) több­ nyire jellegzetes kifli formájú állóvizei, valamint a meder menti folyóhátak mögé kifolyó árvizekből visszamaradó, jobbára igen sekély tavak a széles folyóvölgyek és alföldek rövid életű, de időről időre újra megjelenő jellegzetes képződményei. Ugyan­ csak gyakoriak a hordalékkúpjukon futásirányukat megváltoztató folyók elhagyott mederrészleteit kitöltő állóvizek. Az ilyen, gyorsan feltöltődő, ellaposodó tómedencék elmaradhatatlan kísérőjelenségei voltak pl. a főként fluviális folyamatok révén for­ mált magyar Alföld fejlődésének. 4. A karsztos felszínfejlődés során -főként a trópuson kívüli területeken - szabálysze­ rű jelenség zárt negatív formák kialakulása. E mélyedések vízzel való tartós kitöltődésére akkor kínálkozik lehetőség, ha a dolinák, uvalák, poljék, olykor víznyelők fenekét kellő vastagságú vízzáró anyag béleli ki. Ennek hiányában legfeljebb idősza­ kos tavak jönnek létre. Terjedelmes karsztos medencékben jelentős méretű tavak is előfordulnak. Legalább részben ilyen eredetű pl. a Dinaridák klasszikus karsztvidé­ kén az Ohridi- és a Preszpa-tó (132/4. ábra), s a tektonika mellett a még nagyobb Shkodrai-tó létrejöttében is szerepe volt a karsztosodásnak. Kisebb karsztos tavak Magyarországon is vannak, pl. Vörös-tó (dolinató), Aggteleki-tó (víznyelő tó) az Aggteleki-karsztvidéken. Oldódással kialakult tómedencék kősó- és gipszvidékeken is előfordulnak. Karsztos vízfolyások vizéből kicsapódó mészkőgátak mögött olykor festői lépcsős tórendszerek duzzadnak fel (Plitvicei-tavak, Horvátország). 5. A szélkifúvásos vagy a szélhordta anyag mélyedéseiben kialakuló tómedencék zömmel a száraz, félszáraz vidékek jellemzői. Mivel vízutánpótlásuk bizonytalan, e tavak mérete időben szélsőségesen ingadozó, sőt időszakosan ki is száradhatnak (epizodikus tavak). Az is előfordul, hogy vizük időről időre a medence más-más részét borítja el, így helyüket is változtathatják („csavargó tavak” - ilyen volt pl. a Lop-Nor a Tarim-medencében). Többnyire lefolyástalanok, és vizük rendszerint sós. Kifejezet­ ten sivatagi körülmények közt (pl. a Szahara belső részein) a deflációs eredetű medencék teljesen szárazak, de fenéküledékük elárulja, hogy a pluviális időszakban volt bennük víz. Méretük olykor 10 000 km2-es nagyságrendű, de még gyakoribbak az apró, rövid életű szélkifúvásos tómedencék. Magyarország futóhomokvidékein is nagy számban fordulnak elő (pl. a Sós-tó Nyíregyháza vagy Kiskunhalas mellett utóbbi máris elvesztette vizét). 6. Kiegyenesedő, lapos tengerpartok vonalát gyakorta füzérszerűen kísérik a turzásokkal elzárt lagúnatavak. Szép példái sorakoznak a franciaországi Landes vidékén a Garrone torkolatától délre vagy a Balti-tenger lengyelországi partszakaszán. 7. A tömegmozgásos folyamatok (mindenekelőtt az omlások és a csuszamlások) mechanizmusából következik, hogy az elmozduló anyag mögött elgátolt, lefolyás nélküli mélyedések maradnak vissza. Itt nemcsak arról van szó, hogy pl. egy hegyom­ lás elzárhat egy folyóvölgyet, és így annak vízfolyása tóvá duzzad [mint pl. az erdélyi Gyilkos-kő omlása nyomán 1837-ben a Gyilkos-tó (131/6. ábra) vagy mint a Pamír213

ban a Murgáb völgyben 1911-ben az 505 m mély (!!) Szarezszkoje-tó stb.]. Maga a tömegmozgás is anyaghiányos lejtőrészleteket teremt, s így a helyi erózióbázis fölött (pl. a lejtőoldalban) keletkezhetnek tómedencék. A földcsuszamlások elszakíthatatlan kísérőjelenségei az ilyen ún. „hepe-tavak”. Vizük többnyire a csuszamlások következ­ tében felfakadó forrásokból származik. 8. Végül exogén erőhatás eredményeként értékelhetjük a növény- és állatvilág közreműködésével kialakuló tómedencéket. A sűrű növényzet elpusztult maradványai­ nak felhalmozódásával olykor egységes medencék tagolódhatnak kisebb önálló ré­ szekre. Korallépítmények is tómedencéket zárhatnak el. Pl. az atoll-lagúnák tóvá változhatnak a tenger szintcsökkenése, esetleg a terület emelkedése révén (Washing­ ton vagy Teraine-sziget a csendes-óceáni Sor-szigeteken). Más helyi jelentőségű, apró tómedencék kialakításában is szerepe lehet az állatvilágnak (hódgátak, dagonyák stb.).

III. Kozmikus hatásra kialakult tómedencék Nem tekinthetők a szokványos értelemben exogén erők alkotta tómedencéknek a meteorbecsapódások révén kialakuló, rendszerint körszimmetrikus és feltorlaszolt sáncokkal is kifejezetebbé tett mélyedések. Számuk más medencékhez képest elenyé­ sző, mert a régi becsapódások nyomát a külső erők jórészt eltüntették, de az újabb kutatások mind több esetben bizonyítják az ilyen képződmények kozmikus eredetét (pl. a Chubb-kráter Kanadában).

IV. Antropogén eredetű tómedencék Rohamosan nő a Földön a mesteséges tavak száma. Az első víztározók már a korai öntözéses kultúrák kialakulásával együtt megépültek. A mesterséges tavakat azonban a mezőgazdaság vízellátása mellett kisebb mértékben hagyományosan más módokon is hasznosították (malmok, halászat, sókertek stb.). Századunkban az energiatermelés új lehetőségei miatt különösen megnőtt a jelentőségük. Külön altípusként említhetők az elgátolt tengeröblökben kialakított tavak (Zuiderzee-Ijssel-tó). Sok mesterséges tómedence a gazdasági tevékenység - olykor nemkívánatos mellékterméke. Főként a külszíni bányászát teremtett helyenként valóságos tóvidéke­ ket. Mesterséges tavak nemcsak számuk (százezres nagyságrend), de méreteik tekinte­ tében is szinte versenytársai a természetes tavaknak. Ma már tíz körül van az 5000 km2-nél nagyobb víztározók száma, s ezek egy részét több mint 100 km3 befogadására tervezték (17. táblázat).

214

17. táblázat

A Föld 5000 km2-nél nagyobb mesterséges tavai (víztározók - az 1980-as évek elején) Terület (km2)

Tározóképesség (km3)

Ghána

8730

165

Oroszország Kanada

6448 6200

58 32,3

Kazahsztán

5500

53

Oroszország

5470

169

Zimbabwe-Zambia

5180

160

Egyiptom

5120

164

Név/folyó Volta Kujbisev (Volga) Churchill-II. Buhtarma (Irtis) Bratszk (Angara) Kariba (Zambezi) Nasszer (Nílus)

Ország

A tavak földrajzi elterjedése A tómedencéket kialakító folyamatok földfelszíni elterjedése alapjában véve meg­ határozza a tavak gyakoriságát is. Mivel ezek egy része kifejezetten egyes földrajzi övékhez kötött, így a tavak elterjedésében is kimutatható bizonyos zonalitás. A Föld tóban gazdag övezetei mindenekelőtt olyan területeken vannak, ahol a vízhálózatot alakító jelenlegi (éghajlati) körülmények csak rövid ideje állnak fenn, így a vízhálózat normál rajzolata még nem fejlődhetett ki. Az egyik ilyen zóna - a Föld legnagyobb tósűrűségű övezete - a fiatal pleisztocén eljegesedések vidéke. Finnországban a terület 9,4%-át, Svédországban 8,6%-át, Min­ nesota államban (USA) 6,7%-át fedik tavak. Hasonló vagy még nagyobb arányok számos kanadai területen (Manitoba, Mackenzie) is mérhetők. A jég munkája nyo­ mán kialakult számtalan tómedence feltöltődésére vagy lecsapolására még nem volt mód, viszont a víz általában bőségesen rendelkezésre áll azok kitöltésére. így ott a zegzugos futású kusza vízhálózatnak elmaradhatatlan részei az állandó vizű, gyakorta kriptodepressziókat is fedő, lokálisan esetleg lefolyástalan tavak. A Föld másik viszonylag tógazdag övezete a zonális és a kontinentális sivatagok peremvidékén - félsivatagi szemiarid környezetben - rajzolódik ki. Ezek az ariditás szempontjából átmeneti övezetek a csapadékmennyiség aránylag kismértékű megvál­ tozására is igen érzékenyek, vízhálózatuk annak függvényében viszonylag gyorsan és erőteljesen megváltozik. Jelentős részük az utolsó évezredekben lényegesen szárazab­ bá vált, a vízfolyások megritkultak (esetleg el is tűntek), s felszíni vizek többnyire csak a zárt, olykor a talajvizet is elérő mélyedésekben maradtak. Az ilyen tavak jelentős része időszakos (néha csak epizodikus), alakjukat, méretüket, helyüket gyakorta változtatják, sós vizűek és lefolyástalanok. 215

A közepes szélességek nedvesebb területein, valamint a belső trópusi tájakon a tósűrűség kicsi, és e tószegény övékben azonálisan jelennek meg a magasabb tósűrűségű vidékek (pl. akkumulációs folyó menti síkságok, feltöltődő tengeri partszegélyek, karsztterületek). Természetesen „tómentesek” a jelenleg is eljegesedett, ill. a hosszú ideje és szélsősé­ gesen száraz belső sivatagi területek. A fenti zonalitástól jórészt függetlenek az endogén erők hatására (főleg a tektoni­ kus árkokban és a fiatal vulkáni képződményekben) létrejött tóvidékek. A tavak nemcsak horizontálisan, hanem függőlegesen is jellegzetes elrendeződést mutatnak a Földön. A legnagyobb tósűrűség vertikálisan is a pleisztocén jégárak visszahúzódásával felszabaduló sávban figyelhető meg. Mivel a mérsékelt övék nagy kiterjedésű magashegységei­ ben (pl. Alpok) a jégtakaró helyenként a hegység peremén is túlnyúlt, ott a jelenlegi tógazdag­ ság a hegység előterére is jellemző. A kisebb mértékben eljegesedett, alacsonyabb hegységekben - ezek ma általában nem érik el a hóhatárt (Magas-Tátra, Rila, Pirin stb.) - a tógazdag övezet főleg a sziklahavasi régióra korlátozódik.

A tavak vize Vízháztartás A tavak vízbevétele a felszíni (HF) és a felszín alatti (HA) hozzáfolyásból, valamint a csapadékból (C) tevődik össze. A kiadási oldalon a felszíni (LF) és a felszín alatti (La) lefolyást a párolgás (P) egészíti ki. Mindezek együttes hatása szabja meg a tó víztömegének változását (ΔV): ΔV = Hf + Ha + C-Lf-La-P. A felszín alatti hozzá-, ill. elfolyás nehezen határozható meg. Egy rövid időszakra (pl. egy nagyobb csapadékot követő áradás idején) azonban nyugodtan eltekinthe­ tünk ezek arányának változásától, sőt a párolgástól is. így az összefüggés négy, viszonylag könnyebben mérhető tényezőjének vizsgálata világossá teszi, hogy a nö­ vekvő hozzáfolyás és a csapadék hatására megnő ugyan a lefolyás is, de azok összmennyiségénél kisebb mértékben. A kü­ lönbözet a tó víztömegét növeli. A tavak­ nak tehát lefolyást mérséklő, sőt azt késlel­ tető hatásuk van (137. ábra).

137. ábra: A tavak lefolyásmérséklő hatása (Henselmann, R. ábrája Wilhelm, F. - 1987 könyvéből) 216

A részletes vizsgálatok (Henselmann, R. 1970) azt is kimutatták, hogy növekvő hozzáfolyás esetén a tó vízvisszatartó hatása is nő. A bajor alpi előtér tavain végzett vizsgálatok szerint a lefolyásmérséklő hatás még a hozzáfolyás minimuma esetén is mintegy 50%-os, ami a hozzáfo­ lyás növekedésével 80% fölé is emelkedhet. A Chiem-See esetén pl. a fajlagos hozzáfolyás 15-szörös növekedése a lefolyás ötszöröződésével, az Ammer-See esetén négyszerződésével jár. A lefolyásmérséklés más tényezőktől is függ: így pl. a tó és vízgyűjtő területe nagyságának arányától. (Nagyobb tó visszatartó hatása jelentősebb.) Befolyásolja azt a parti lejtők meredek­ sége is. Lankás lejtők esetén ugyanis egységnyi vízszintemelkedés jobban megnöveli a tó kiterjedését (és így visszatartó hatását), mint meredek lejtők mellett. Az átfolyásos tavak olyan jelentős mértékben csillapítják az átmenő folyók víszint- és vízhozam-ingadozását, hogy azáltal a környezetük ökológiai viszonyaira is érdemleges hatást gyakorolnak. A völgyzáró gátakkal létesített víztározók építésekor sokszor éppen a folyók vízjárásának megváltoztatása a fő cél. A vízháztartást szabályozó tényezők megléte vagy hiánya alapján történik a tavak egyik legalapvetőbb csoportosítása. Az átfolyásos tavaknak egyaránt van felszíni hozzá- és lefolyása. Az utóbbi hiánya esetén beszélünk lefolytástalan, ill. végtavakról. A két fogalom nem teljesen azonos, mert a végtó kifejezés feltételezi a felszíni hozzáfo­ lyás meglétét. Lefolyástalan tó viszont anélkül is kialakulhat, pl. a magasra emelkedő talajvízből (gyakori ez szélfújta mélyedések tavainál). A források feltörési helyén létrejövő tavakat forrástavaknak hívjuk (pl. a Hévízi-tó).

Hőháztartás A tavak vizének energiabevétele döntően a rövidhullámú napsugárzásból szárma­ zik, de a hőháztartást más tényezők is befolyásolják. A kiadási oldalon főként a párolgás és a hosszúhullámú sugárzás szerepel. A tófenék és a víz közötti hőátadás általában jelentéktelen, az ún. advektív hőtranszport (a tavon átfolyó víztömeg hőszállítása) pedig esetleges, csak az erőteljes átfolyású tavak esetén lényeges. A hőve­ zetés hatása is alárendelt. Elméleti számítások szerint, ha csak hővezetés révén terjed­ ne a hő, úgy a maximális hőmérséklet 7,7 m mélyen már egy teljes évi késéssel állna be. A vízfelszínre érkező sugárzás sorsát döntően befolyásolja a sugarak beesési szöge. A sugárzásnak a beesési szögtől függő kisebb-nagyobb része ugyanis visszaverődik, és így a víz hőmérsékletének emelésében nincs jelentősége. Merőleges beesés esetén csak 4% a visszaverődő rész, de 60°-nál már 6, 30°-nál 9, 10°-nál pedig csaknem 35%. Az alacsony napállású területeken, illetve időszakokban tehát a tavak sugárzásbevétele lényegesen csökken. A vízbejutó sugarak még átlátszó víz esetén is viszonylag gyorsan elnyelődnek. (Schmidt, W. 1908-as kísérletei szerint az első mm 5%-ot, az első cm 27, az első dm 45%-ot nyel el, és 10 m mélyre már csak a sugárzás 18%-a jut el.) Mindez egyértelművé teszi, hogy a tavak vize a felső rétegben melegszik fel először, s mivel a melegebb víz sűrűsége kisebb, annak hőmennyisége csak hővezetéssel és a hullámzás keverő hatására juthat az alsóbb rétegekbe. (A legfelső vékony rétegben 217

létrejöhet az ún. termohalinás konvekció, ami azt jelenti, hogy a melegedő vízfelszín erősödő párolgása miatt sótartalma, és így sűrűsége megnő, s részecskéi helyet cserél­ hetnek az alatta lévőkkel. Ez azonban alárendelt jelentőségű és vékony sávra kiterjedő folyamat.) A mélyebb tavak felmelegedésekor tehát kialakul egy magasabb hőmérsékletű felső vízréteg (epilimnion), amelynek vastagsága tartós hőbevétel esetén (nálunk tavasszal és nyáron) fokozatosan nő. A hideg, mély víz (hipolimnion) felé az átmenet viszonylag szűk sávban (metalimnion) történik, ahol a hőmérsékleti gradiens olyan meredek, hogy joggal nevezik Richter, E. (1891) után ugrórétegnek is. A felmelegedett tóvízben (nálunk a nyár folyamán) jellegzetes stabil hőmérsékleti rétegződés alakul ki (138/A. ábra): felül könnyű meleg, alul sűrű hideg vízzel. Ha a felszín hűlni kezd, a csökkenő hőmérsékletű víz lesüllyedve helyet cserél az alatta lévő viszonylag melegebbel, tehát cirkuláció indul meg. Ez a víz hűlése folya­ mán egyre nagyobb mélységekig terjed ki, és addig tart, amíg az egész víztömeg hőmérséklete + 4 °C-ra csökken (eddig ugyanis a hidegebb víz mindig sűrűbb, és a fenékre süllyed). Ekkor a tó egész víztömege azonos hőmérsékletű (homotermia: homo, görög = azonos, egynemű). További hőcsökkenés esetén a felszíni víz már nem tud lesüllyedni, mert hőmérsék­ letével sűrűsége is csökken. Ha eléri a 0 °C-t, a felszín befagy, alatta pedig lefelé melegedő víz helyezkedik el (138/B. ábra). Ez az ún. inverz hőmérsékleti rétegződés is stabil, mert a sűrűség lefelé nő. Ekkor azonban a stabilitás kisebb mértékű, mint nyáron, mert a hideg vízben a sűrűségkülönbségek kisebbek (lásd 80. ábra). A tó befagyása többnyire nyugodt vizű öblök zugaiban indul meg, itt ugyanis a hullámzás keverő hatása kevésbé érvényesül. A jég innen terjeszkedik a tó belső része felé (erős lehűlés és sima víztükör esetén egyetlen éjszaka is elég lehet a tó „beállásá­ hoz”). Mély tavak azonos körülmények közt mindig nehezebben fagynak be, hiszen a fagyás előfeltétele, hogy a teljes víztömeg +4 °C-ra hűljön. Ez a Balaton esetében sokkal egyszerűbb, mint egy mély alpesi tónál. A jég szigetelő hatása miatt „hízása”

138. ábra: A tavak hőmérsékleti rétegződésének típusai. A = normál (direkt) stabil rétegződés (mérsékelt övi mély tó nyáron), B = inverz stabil hőmérsékleti rétegződés (pl. mérsékelt övi mély tó télen) 218

elég lassú - még a sekély tavak is ritkán fagynak be fenékig (a Balatonon pl. 1 m-es jég csak elvétve fordul elő). Az olvadás jellegzetessége, hogy a jégpáncél a hőmérséklet emelkedésekor viszony­ lag hosszan megmarad, jóllehet közben kásássá válik. Ha viszont valahol felszakad, az újra meginduló hullámzás miatt gyorsan eltűnik. A befagyott tavak jégpáncélján végbemenő jelenségek kutatásában jelentős érdemeket szer­ zett Cholnoky J. a századforduló idején végzett balatoni tanulmányai során. Nagy hidegben a jég összehúzódik, és hangtünemény közben (durrogás) repedések futnak végig rajta, sőt a parttól is elszakadhat. A sérült helyeken feltörő víz természetesen újra megfagy („hízik” a jég). Ha a hőmérséklet emelkedik, a kiterjedő jég nem fér el a medencében, s a partokon vagy korábbi repedések mentén feltorlódik („turolás”). A torlasz több méter magas is lehet. Olvadáskor a repedések helyén jelenik meg először a nyílt víz hosszú csatornák formájában. Ez a rianás - a jégen közlekedő balatoni emberre leselkedő legfőbb veszély. Melegedés esetén újra cirkuláció kezdődik a tóban, mert ha a felszíni víz hőmérsék­ lete pl. 2 °C-ra nő, sűrűbb lesz, mint az alatta levő 1 °C-os, tehát helyet cserél vele. A cirkuláció az újabb homotermia beállásáig (az egész tóvíz 4 °C-ra melegedéséig) tart, azután már a tovább melegedő felszíni víz nem tud lesüllyedni, s lassan újra felépül a stabil nyári rétegzés.

Termikus tótípusok A tóvíz hőmérséklet-változásának eltérő évi menete lehetővé teszi, hogy a tavak között hőmérsékletjárásuk alapján különböző típusokat különítsünk el. Ezek az ún. hőmérsékleti tótípusok a Földön jellegzetes, a földi zonalitáshoz illeszkedő elterjedést mutatnak (139. ábra). 1. Azon tavak vize, amelyek hőmérséklete a fent leírt „egész utat bejárja”, az év folyamán kétszer teljesen átkeveredik: hűlés esetén + 4 °C eléréséig, a melegedési fázisban 0 és + 4 °C között). Ezek az ún. dimiktikus tavak a mérsékelt övék (Koppén C és D klímájának) jellegzetes tótípusai. (A típusnév a latin miscere = keverni ige mixtus = kevert alakjából származik.) 2. Ha a tóvíz hőmérséklete soha nem süllyed + 4 °C alá, akkor évente csak egyszer, a lehűlési fázisban keveredik át. Hasonló a helyzet a +4 °C-nál mindig hidegebb tavakban, de ott az átkeveredés a melegedési szakaszban következik be. Ezek az egyszer átkeveredő (monomiktikus) tavak tehát két - hideg és meleg - altípusba sorolhatók. A hideg tavak a poláris, szubpoláris területek, a rövid és hűvös nyarú tundrák jellemzői. A meleg monomiktikus altípus viszont a meleg-mérsékelt és szubt­ rópusi vidékeken fordul elő. 3. Az évente többször átkeveredő (polimiktikus) tavak a trópusok egyperiódusú (nyári) esőkkel jellemzett területien (Aw klíma) általánosak. Ott a száraz évszakban az erős hosszúhullámú sugárzás miatt olyan jelentős a felszíni vízrétegek napi hőinga­ dozása, hogy - különösen erős légmozgás esetén - a nem túl mély tavak szinte 219

139. ábra: A hőmérsékleti tótípusok elterjedése a Földön (Löffler, H. ábrája Wilhelm, F. - 1987 - könyvéből). 1 = az állandóan fagyott és a száraz övezet - holomiktikus tavak nélkül, 2 = hideg monomiktikus tavak, 3 = hideg polimiktikus tavak, 4 = meleg monomiktikus tavak, 5 = dimiktikus tavak, 6 = meleg polimiktikus tavak, 7 = oligomiktikus tavak

naponta átkeveredhetnek (meleg polimiktikus tavak). Az át keveredés a trópusi ma­ gashegységek tavaiban is igen gyakori. Itt azonban az állandó viszonylag alacsony hőmérséklet teszi azt lehetővé. Az ilyen tavakban ugyanis nincs jelentős sűrűségkü­ lönbség, és főleg száraz éghajlaton az éjjeli órákban teljes cirkuláció következhet be (hideg polimiktikus tavak). Sokat idézett példa a Titicaca-tó. 4. Ha a tavak egész víztömege állandóan magas hőmérsékletű, mert környezetük nagy páratartalmú és kis hőingadozású, hosszú időre igen stabil rétegződés alakulhat ki bennük, és alig fordul elő átkeveredés (oligomiktikus tavak). Ezek az Egyenlítő vidékén jellegzetesek. 5. Végül meg kell említeni a soha át nem keveredő (amiktikus) tavak típusát. [Az előbbiekben tárgyalt, átkeveredő tavakat összefoglalóan holomiktikus (holo = teljes, gör.) tavaknak nevezik.] Az amiktikus tavak közé az eljegesedett területek állandóan befagyott, ill. a száraz vidékek tavai tartoznak. Utóbbiaknál a lefelé növekvő sótarta­ lom olyan sűrűségkülönbséget okoz, hogy lehetetlenné válik a cirkuláció. A sós fenékvizű mély tavaknál a vízcsere a nagyobb mélységekben általában nem következik be. A Tanganyika-tó 200 m-nél mélyebb részein pl. keveredés hiányában egyáltalán nincs oxigén. A tóvíz magas sótartalma olykor egészen különleges helyzeteket teremthet. Előfordulhat pl., hogy a tómedencét alkotó kőzet nagy sótartalma még humidus tájakon is sóssá teszi a tó vizét. A tavon átfolyó patak könnyű édesvize felszíni rétegként borítja az alsó sós vizet. Az édesvíz cserélődik, de rajta keresztül a napsugárzás mindjobban felmelegíti a mélyebb rétegeket. Maga az átfolyó édesvíz szigetel, és megakadályozza a meleg, de sűrű sós víz lehűlését. így az akár hévíz-hőmérsékletűvé is melegedhet (pl. a Medve-tó az erdélyi Szovátán, 140. ábra).

140. ábra: Édesvíz-átfolyású sós tó hőmérsékle­ ti rétegződése (Szováta - Medve-tó - Sturza, M. ábrája Újvári J. - 1962 - könyvéből). A ma­ ximális hőmérsékletű vonalkázott sáv felett az átfolyó édesvíz, alul sósvíz van

A keveredés természetesen hullámzás hatására is bekövetkezhet. Sekély tavakon a hullámzás keverő hatása miatt tartós hőmérsékleti rétegződés nem is jöhet létre, s így a víz oxigénellátottságában sem lehetnek a mély tavakat jellemző különbségek. A szél hatására történő átkeveredés a nagyobb vízfelszínű, így erősebben hullámzó tavakon mélyebb szintekig érvényesül. A hullámzás hatásosságát a tó hőmérsékleti állapota is befolyásolja. A homotermiához közel álló esetekben a keveredés könnyebb. Erős stabil rétegzés, fejlett ugróréteg viszont csökkenti a keveredési mélységet. Magyaror­ szág természetes tavai olyan sekélyek, hogy tartós hőmérsékleti rétegződés hiányában vizük átkeverését a hullámzás végzi. A tavi cirkuláció és a víz hőmérséklete hatással van a tó oxigén- és tápanyag-ellá­ tottságára, így a vízi életre és azon keresztül a tó fejlődésére is. 221

Biológiai tótípusok Természetesen nemcsak a tóvíz tulajdonságai meghatározóak az élővilágra, hanem a tavi élet is visszahat arra, így függőségük kölcsönös. Némi egyszerűsítéssel azt mondhatjuk, hogy ha egy tóban a feltételek (hőmérséklet, oxigén, tápanyagok stb.) megfelelőek, akkor ott az élet mindjobban elburjánzik, ami viszont egy idő után az életfeltételek romlásához vezet (csökkenő tápanyagmennyiség, bomlástermékek túl­ zott növekedése). Az élő anyag mennyisége csökken, sőt az élet meg is szűnhet. Ha a vízi élet és a feltételek legalább közelítő egyensúlyban vannak, úgy harmonikus tavakról beszélünk. Az egyensúly tartós és lényeges megbomlása diszharmonikus tótípusok kialakulásához vezet. A harmonikus tavaknak két fő típusa van: 1. Oligotróf tavak (oligotrófia = rosszul tápláltság, gör.): tápanyagban szegény, kevés szerves anyagot termelő állóvizek. Rendszerint mélyek (és többnyire fiatalok), a szervesanyag-termelés szűk parti sávra koncentrálódik. A gyér élővilág miatt az elpusztult szervezetekből csak kis mennyiségű organikus anyag halmozódik fel a fenéken. Annak jelentős része ugyanis már a fenékre süllyedés közben elbomlik, így a tó vizének oxigénellátottsága még a nyári stagnáló periódusban is bőséges és az egyes rétegekben egyenletes. E tavak vize kékes vagy zöldes színű, és általában átlátszó. Ezek a legátlátszóbb tavak. A Secchi-féle korong csak néhányszor tízméteres mélységben tűnik el. (Az eddig mért maximum 42 m volt, a tengeri rekord 66 m.) Esetenként hőmérsékleti vagy kőzettani okokból sekély tavak is lehetnek oligotrófok. Ez főleg akkor fordul elő, ha a víz nagyon hideg, vagy az anyakőzet tápanyagszegény (pl. a lappföldi tavak). 2. Eutróf tavak (eutrófia=jóltápláltság, gör.). Az oligotróf tavak természetes fejlő­ dése ebbe az irányba tart. Itt a tápanyag-ellátottság bőséges, a szervesanyag-termelés nagy. A fenékre kerülő elhalt szervezetek bomlása, valamint a bemosódó humusz jelentős oxigénmennyiséget fogyaszt, így az oxigénellátottság romlik. A nyári stabil hőmérsékleti rétegződés idején csak az epilimnion jut a levegőből oxigén-utánpótlás­ hoz, az ugróréteggel elzárt hipolimnion oxigéntartalma csökken, lefelé növekvő mér­ tékben (oxigénrétegzettség). Megjegyezhető, hogy erősen algásodott tavak felsőbb zónájában nyáron olykor oxigén-túltelítettség is kialakulhat, aminek ugyancsak szá­ mos kedvezőtlen hatása van (pl. a halak számára a buborékképződés miatt). Az eutrofizáció természetes folyamatát lényegesen felgyorsíthatják a társadalmi hatások (szennyvizek tóba vezetése, műtrágyák bemosódása). Különösen a foszfátok és a nitrátok növelik a szervesanyag-termelést (algásodás, hínárosodás), és a fenék szerves üledékekkel való feltöltődését is gyorsítják. Az eutrofizáció antropogén eredetű felgyorsulását jól mutatja az a tény, hogy az Alpok északi előterének tavai, amelyek a századfordulón még oligotrófok voltak, napjainkra rendre eutróffá váltak. A folya­ mat előrehaladásával egyre inkább fogy a víz oxigéntartalma, s a bomló anyagokból az élőlényekre mérgező hatású vegyületek (pl. kénhidrogén) is kialakulnak. A több­ nyire zavaros (zöldessárga, esetleg szürkés) vizű, rendszerint nem túl mély eutróf tavakban ezért a vízi élet egy bizonyos ponton csökkenni kezd, és a tó diszharmoni­ kussá válik.

A diszharmonikus tavak élőlényekben szegények, a szervesanyag-termelés minimá­ lis, a víz pH-értéke általában alacsony. Feneküket vastagon borítja a tőzegsár. A bemosódó humusztól vizük rendszerint sötétbarna, oxigénkészletük nyáron teljesen elhasználódhat. A humusztól barna tavakat korábban disztróf tavaknak nevezték, de ma már tudjuk, hogy barna vizű tavak az oligotróf és eutróf tavak közt is vannak (Felföldy L. 1981).

A tavak fejlődése (pusztulása) A tavak rövid életű, átmeneti képződmények. Megszűnésüknek két alapoka lehet: vagy egyszerűen vizük tűnik el a medencéből (1), vagy maga a medence semmisül meg (2.) A medence megszűnése is kétféle módon következhet be: lecsapolódik (2/a), vagy feltöltődik (2/A). 1. A víz eltűnése leggyakrabban éghajlatváltozás következménye - az ariditás növekvő mértéke miatt a vízháztartás tartósan veszteségessé válik (lásd az észak­ amerikai Nagy-medencét, számos Szahara-peremi tómedencét stb.). Lokálisan más, véletlenszerű események is a tavak vízvesztését okozhatják: pl. karsztos mélyedések tavaiban föld alatti lefolyás következhet be, ahogy az a Dinári-karszt területén gyakorta előfordul. Megtörténhet, hogy a tavat tápláló vízfolyás valamilyen okból megváltoztatja futásirányát, s vize nem jut el a tóba. Ilyen veszély fenyegeti pl. az afrikai Csád-tavat a Logonera leselkedő kaptura miatt. Talajvízszint-csökkenés is a tó kiszáradásával járhat stb. 2/a. A tómedence lecsapolódásának „klasszikus” módja, ha a tó vizét levezető folyó völgymélyítő tevékenysége mindjobban hátrálva eléri, és fokozatosan úgy bepréseli a tó peremét, hogy annak vize a bemélyedő völgyön át lefolyik, s egyszersmind maga a zárt medence is megsemmisül. A harmadidőszakból és a pleisztocénből számos ilyen típusú lecsapolódásról vannak adatok Afrikából. A kontinens felépítéséből és szerkezetéből következően belsejében számos nagyméretű zárt medence alakult ki, amelyek korábbi folyórendszerek vizeinek gyűjtőhelyei voltak. Ezek lefolyástalanságát a peremek felől hátravágódó folyók szüntették meg, s elvezették vízfölöslegüket. Ez történt a Kongó esetében, a Zambezi felső szakaszán (amely előzőleg elveszett a Kalahári táljában) és a Nigernél is. A Niger Timbuktunál kialakult jellegzetes könyöke a Guineai-öböl felől hátravágódott alsó szakaszának eredménye. A folyó felső szakasza korábban a Szenegál felé talált lefolyást, illetve egy nagyméretű vizenyős deltavidéket hozott létre a szárazföld belsejében. Ezen az egykori deltavidéken a folyó ma is több ágra szakad, és területét kisebb tavak tarkítják. Árvizek idején olykor hatalmas víztükör alakul ki, szárazság alkalmával viszont csaknem elvész benne a folyó vize. Gyakran szűnnek meg lecsapolódással kártavak is, mert a kárlépcsőt beréselő patakok megszüntetik e kis medencék zártságát. A lecsapolódás veszélye fenyegeti az Ontario-tavat is a Niagara hátrálása miatt. 223

A tó vizének jelentős emelkedése is előidézhet lecsapolódást. A magasabbá váló vízszint túlcsordulhat, és ezzel gyorsíthatja a lecsapolódás ütemét. Gyakori vég ez a csuszamlással elgátolt medencék esetében. A hepe-tavat tápláló forrás vize túltöltheti a mélyedést, és ezzel megindíthatja annak lecsapolódását. Ilyen következménye lehet a szubglaciális vulkáni működés hatására megolvadó jégtömegek árvizéből táplálko­ zó tókitöréseknek. Izlandon ezek igen gyakoriak, s ilyenkor a lezúduló víztömeg rövid időre a Föld legnagyobb folyamóriásainak vízhozamával vetekszik. Az ilyen áradá­ sok alapvetően megváltoztatják a felszín korábbi konfigurációját. Az alpi tókitöré­ seknek ugyancsak szomorú krónikája van. Ott a tavak morénagátját szakítja át időnként a hegység belsejéből induló áradás. A völgyekben végigfutó zagyárak nagy veszélyt jelentenek az ott létesült településekre. Igen jó példa erre a svájci Mattmark see esete. A tavat a Saas-völgybe (Valaisi-Alpok) oldalról benyúló Allalin-gleccser jege és homlokmorénája duzzasztotta fel. Vize annak áttörésével zúdult a völgy alsóbb szakaszára - 1859 óta 26 alkalommal (Keller, R. 1962). Biztosítására mára már zárógátat építettek. A tókitörések „modern típusai” a völgyi zárógátak átszaka­ dásának következményei. A tározótavak gátjai természeti okokból (földrengés, hegycsuszamlások stb.) és emberi mulasztás (pl. tervezési hibák) következtében is össze­ omolhatnak. Szomorú példa lehet erre az olaszországi Vajont-tározó 1963-as gátsza­ kadása, amikor a völgyön lezúduló víztömegnek Longarone 2500 lakosa esett áldoza­ tul. 21b. A tómedencék feltöltödése kialakulásukkal egyidejűleg megkezdődik. Mivel a medence létrejötte általában időben elhúzódó folyamat, formálódása pl. egy süllyedéktó esetén akár a tó teljes élettartama alatt folytatódik, ezért a tó kialakulása és pusztulása időben nem is választható el élesen egymástól. A Balatonnal kapcsolatban pl. az újabb kutatások is megerősítették azt a már Lóczy L. által felvetett gondolatot, hogy a mai tó részmedencék összenyílásával vált egységes állóvízzé. Feltöltödése a medence formálódása közben is tartott. A medencemélyülés és -feltöltődés mértéke időben természetszerűleg változó lehet, s a tó vízmennyiségének növekedése szakaszo­ san a tó mélyülését is eredményezheti. A tófejlődés általános iránya azonban rendsze­ rint mégis a medence fokozatos kitöltődése felé mutat. A feltöltődés részben a tóba érkező vízfolyások és a szél hordalékszállítása (A) révén, részben a tavi élet hatására (B) történik. Az előbbi zömmel szervetlen, utóbbi döntően organikus üledékképződéssel jár. Hatásukat a tó víz mozgása (C) - elsősorban hullám­ zása - révén bekövetkező partfejlődés egészíti ki. A) A vízfolyások feltöltő hatása. A tóba torkolló folyó általában deltát épít, mert a tavi vízmozgás rendszerint nem elég erős a hordalék elszállításához. A tavi deltakép­ ződés mechanizmusa hasonló a tengerparti deltákéhoz, üteme pedig azokénál na­ gyobb is lehet. Megtörténhet, hogy a tóba nyúló delta kettéválasztja a korábban egységes medencét. Ilyen „delta osztotta” tóból keletkezett Svájcban a Thuni- és a Brienzi-tó. A folyók finom lebegő hordaléka csak lassan ülepszik le a tavakban (főleg édesvizű tó esetén, mert itt nem jelentkezik a sós víz kicsapó hatása), és az áramlások révén a tó csaknem minden részébe eljuthat. így az a képződő fenéküledék fontos 224

összetevője. A feltöltődés e típusa, amely a delták révén a tó felületét, fenéküledékével annak mélységét csökkenti, a tápláló folyók hordalékhozamától függő sebességgel működik, és igen jelentékeny lehet. A Genfi-tóra vonatkozó számítások szerint pl. évi értéke 1 cm körüli. így a tó 200 méteres átlagmélysége ellenére is legfeljebb 20 000 éves élettartamra számíthat. Különösen gyors lehet a síksági tározótavak feltöltődése, hiszen azok rendszerint már elkészültükkor is sekélyek. Megjegyzendő, hogy a betorkolló folyó bizonyos esetekben és meghatározott sávokban mélyítheti is a tó medencéjét. Ha pl. sűrű, hideg vizet szállító folyó érkezik egy viszonylag meleg tóba, vize a fenékre süllyed, és ott tovább mozogva valóságos medret vájhat. Ezt teszi pl. a Rajna a Bódeni-tóban, a Rhône a Genfi-tóban. B) Az élővilág szerepe a feltöltődésben. A tavi élővilág közvetlenül, bomló testanya­ gának felhalmozódásával és közvetve, az élettevékenysége révén a vízből kiválasztott anyagokkal (pl. tavi kréta) járul hozzá a tó feltöltődéséhez. A tó eutrofizációjával az élővilág feltöltő hatása gyorsul. A növekvő tápanyag­ mennyiség hatására nő a biomassza-produkció, és így a fenékre jutó szerves anyag tömege is. A keletkező üledék jellege (és mennyisége) egy tavon belül is változatos, döntően a vízmélység (partközelség) függvénye. A nagy testtömegével a feltöltődés­ ben vezető szerepet játszó növényzet vízmélységtől függő zonációja az üledékképző­ désben is hasonlóan sávos elrendeződést hoz létre (141. ábra).

141. ábra: A parti növényzet és a fenéküledék sávos elrendeződése (Felfödy L. - 1981 - után) Az édesvizű tavakban négy organikus üledéktípus a jellemző. A barna vizű, humuszgazdag tavak jellegzetes bomló (nem rothadó) üledéke a dy(dü). A főleg plankton eredetű jüttja (gyttja) mély tavakban aerob körülmények közt képződik. Anaerob viszonyok esetén sötét rothadó üledék (szapropél) jön létre. A tavak legkülső parti övezetében a növényzet kevés oxigén jelenlétében humifikálódik, s tőzeg vagy kotu keletkezik. A növényzet térbeli (horizontális) övezetessége egy-egy sávban időbeli egymásutánságot is jelent, hiszen a feltöltődéssel sekélyebbé váló helyen egymást követően alakul ki a planktonoshínáros-nádas-zsombékos stb. állapot. Ezáltal a tó vagy még pontosabban a nyílt víz kiterjedé­ se csökken. Ezt a folyamatot természetesen a betorkolló vizek hordalékfelhalmozása is segíti, 225

s hozzájárul az élővilág által kiváltott vegyi átalakulások üledékképző hatása is. A tó fenekén kialakuló mésziszap (tavi kréta) pl. nemcsak a mészvázú állatok maradványaiból áll, hanem a mészalgák működése is növeli tömegét. Azok ugyanis a vízből, ill. a hidrokarbonátokból kivonják a szén-dioxidot, s ezáltal hozzájárulnak a mész kicsapódásához. C) A tóvíz mozgása és a medencealakulás. A tavi hullámzás partformáló hatása hasonló a tengeri hullámokéhoz. Magas és meredek partszakaszok mély vize főleg az abrázió révén termel a tóba kerülő törmeléket, s azzal egyidejűleg a víz szintjében keskenyebb-szélesebb abráziós síkot dolgoz ki. A vízszint csökkenése vagy a part emelkedése az abráziós síkokból tavi színlőket teremt, amelyek a tó fejlődéstörténeté­ nek megrajzolásában döntő szerepet játszanak. (A Balaton mellett pl. a korábbi magasabb vízszintet jól fejlett pleisztocén színlő igazolja. Ez a jelenlegi közepes vízszint (104,8 m) felett 6-8 m-rel, 112-114 m magasan helyezkedik el). A hullámverés rendszerint jól lekerekített törmelékanyaga főleg a tómedence mélyebb részei felé lejtő fenékrészen halmozódik fel. A lapos tópartra kifutó hullámok turzásrendszereket építenek, s a turzások közti kapuk bezáródásával lagúnák alakulnak ki, amelyek feltöltödése (berekképződés) ezután még inkább felgyorsul. Turzások révén főleg a parti öblök fűződnek le, így képződésük a tópart kiegyenesedésével jár. A Balaton déli partvonalát pl. döntően turzások alakították ki, s mögöttük a berkek egész sora (Leilei-, Szemesi-, Sió-berek, Nagyberek) jött létre. A berkek közt magas abráziós part­ részletek is vannak (Balatonberény, Balatonboglár, Fonyód, Szemes), a tó északkeleti részén pedig hosszabb összefüggő szakaszon (Világostól Kenéséig) húzódik magaspart. A tómedence feltöltődésében részt vevő folyamatok előbb-utóbb annyira elsekélyesítik a tó vizét, hogy a fenékhez rögzülő növényzet már mindenütt képes megteleped­ ni. Ez az ún. fertő állapot (Weiher). Ha a különböző parti társulások - amelyek már a fertőkben is jelentős terjedelműek - a nyílt vízzel szemben túlsúlyra jutnak, mocsár­ ról beszélünk. A fejlődés következő foka a láp. A lápokban már csak kisebb foltokban csillan meg a nyílt víztükör. Lassan a tőzeges aljzatot teljesen belepi a növényzet, és a nedves lápréten előbb-utóbb a fák is megjelennek. Az erdő kialakulásával utolsó szakaszához érkezik a feltöltő szukcesszió, a tó megszűnik. Száraz területeken a tópusztulás iránya és jellege ettől eltérő. Itt a növényzet (az organikus feltöltődés) szerepe alárendelt. Ez egyrészt a víz növekvő sótartalmának, másrészt annak a következménye, hogy a víz eltűnése után a száraz körülmények nem teszik lehetővé zárt vegetáció fennmaradását. A szélsőségesen ingadozó vízszint miatt a tó alakja, helyzete változik, mérete pulzálva csökken, időnként kiszárad (132/6. ábra), s helyén felrepedező sós agyag- vagy iszapfelszín marad. Az ilyen pusztuló sós tavaknak különböző vidékeken sajátos nevük van. A Szaharában pl. szebkháknak, az Atlasz vidékén sóitoknak, Iránban kevireknek, Belső-Ázsiában bazsiroknak, száláknak, a Turáni-alföldön takiroknak, az Andokban és a Pampákon salaroknak, salináknak, playáknak, Mexikóban bolsonoknak hívják. Magát az egész folyamatot nálunk többnyire keviresedésnek nevezik. 226

A mocsarak és a lápok a tófejlődés folyamatába illeszkedő képződmények, de ritkábban önállóan - tavaktól függetlenül is - létrejönnek. Előfordulhat, hogy igen lapos medencékben eleve mocsár képződik, és viszonylag hosszú időn át fennmarad. Ilyen elsődleges mocsarak főként terjengős síksági vízválasztók vidékén gyakoriak (pl. Pripjaty mocsarak). Később ezek a mocsarak is elláposodhatnak. Ha a lápokban tápanyaghiány vagy a vízszint süllyedése miatt alacsonyabb rendű növények váltak uralkodóvá, s köztük túlsúlyra jut a tőzegmoha (Sphagnum), a láp jellege megválto­ zik. A tőzegmoha szivacsként szívja testébe a vizet, s pusztulása után az új mohagene­ ráció annak felszínére telepszik. így a láp felszíne emelkedni kezd, és a síkláp fokoza­ tosan dagadóláppá alakul. Dagadólápok önállóan is kialakulnak, ha az éghajlati körülmények alkalmasak. Gyakran hegységekben fordulnak elő, ezért korábban - helytelenül - hegyi vagy fel-lápoknak nevezték őket. Mivel meleg éghajlaton a növényi részek gyorsan bomlanak, a túl hideg körülmények pedig a növényi életnek nem kedveznek, a dagadólápok főleg a közepes szélességek hűvös óceánikus vidékein jellemzőek. Nyugat-Európa északi felében igen gyakoriak. Főleg a Brit-szigetek jelentik a dagadólápok igazi hazáját. Írország tómedencéinek többségében dagadólá­ pok vannak. A láp dómszerűen felmagasodó mohatömege olyan nagy mennyiségű vizet raktároz, hogy ha az időnként kitör (lápkitörés), környezetére komoly veszélyt jelenthet. A knocknageehai (Írország) láp kitörésekor 1896-ban 5 millió m3 folyékony tőzeges massza árasztotta el a vidéket.

Felszín alatti vizek A földi vízkészlet legkevésbé pontosan becsülhető része a felszín alatt helyezkedik el. A készletbecslési bizonytalanságok ellenére is kimondható azonban, hogy a vízkör­ forgásba többé-kevésbé bekapcsolódó felszín alatti víz mennyisége - mintegy 4000 m mélységig számolva - legalább egy nagyságrenddel meghaladja a tavak, folyók, az élővilág és az atmoszféra együttes vízmennyiségét (4. táblázat). A földrajzi burokban betöltött szerepét puszta tömegén kívül az is növeli, hogy elterjedése planetáris értelemben is általános. így - ha eltérő mértékben is - mindenütt rendelkezésére áll a földrajzi burok természeti folyamatainak, és általában a társadalom céljaira is elérhető és igénybe vehető. Az élettelen és élő természet felszíni jelenségeinek számot­ tevő része legalább közvetve a felszín alatti vízhez, illetve annak hatásaihoz is kapcso­ lódik. s'azt a társadalommal együtt igényli, és készletét fogyasztja. Pótlódása részben a kéreg (vagy az alatta lévő mélyebb szférák) vízleadása révén (juvenilis víz), túlnyomó részben azonban a felszín irányából történik. A felszín alatti vizek halmazállapot, helyzet, mozgás, kémiai összetétel, hőmérséklet stb. szerint igen sokfélék lehetnek. Mivel e tulajdonságok a víznek mind természeti, mind társadalmi szerepét befolyásolják, célszerű az egyes vízfajták világos megkülönböztetése. Az eddig elké­ 227

szült osztályozások azonban jobbára nem felelnek meg teljesen e követelménynek. Ennek részben az az oka, hogy a vízfajták elkülönítésénél sok szempontot kell figyelembe venni, de az is gyakorta előfordul, hogy a víz tulajdonságai nehezítik a tiszta kategóriába sorolást. Az alábbiakban néhány, már-már hagyományosnak tekinthető osztályozás alapján tekintjük át a felszín alatti vizeket.

A felszín alatti víz elhelyezkedése A helyzet szerinti osztályozás elsősorban a víztartó kőzetek jellegét veszi tekintetbe. Ennek alapján a porózus és hasadékos kőzetek vizeit lehet elkülöníteni. Az előbbi a kőzet szemcséi közti különböző méretű pórusokban helyezkedik el, az utóbbi viszont a kőzet repedéseit, réseit, járatait tölti ki, vagyis ott fordul elő, ahol a kőzet folytonos­ sága valamilyen okból megszakad (résvíz). A porózus kőzetek lehetnek vizet (külön­ böző mértékben) áteresztők és gyakorlatilag vízzárók. E tulajdonságuk a bennük lévő víz mennyiségét és viselkedését - pl. mozgás- és nyomásviszonyait - nagymértékben befolyásolják, ezért a további vízfajták elkülönítésében jelentős szerepük van. Hagyományos meghatározás szerint a porózus kőzetekben a felszín alatt, de az első vízzáró réteg fölött elhelyezkedő vizet talajvíznek, a vízzáró rétegek közé zárt vizet rétegvíznek nevezzük. Bár ez az elkülönítési elv egyértelműnek tűnik, a gyakorlatban mégsem mindig kerül alkal­ mazásra. A definícióból ugyanis az következik, hogy a talajvíz a felszínnel (a felszíni vizekkel) igen szoros kapcsolatban van. Ha azonban a felszín alatt nagy mélységig csak vízvezető rétegek helyezkednek el (pl. durva anyagú hordalékkúpokon), akkor a bennük lévő összefüggő víztö­ meget bizonyos mélységen túl már rétegvíznek tekintik (a magyar hidrológiában általában 20 m, a vízügyi gyakorlatban 50 m ez az önkényesen megválasztott határ). Akkor is nehéz a meghatározás elve szerint eljárni, ha a felszínen vízzáró kőzet van, mert ilyenkor elvileg már a néhány deciméter mélyen fekvő vízvezető rétegek vize sem lenne talajvíznek nevezhető. A fenti ellentmondások többféle módon is áthidalhatók. Ennek egyik módja, ha a talaj- és rétegvíz elkülönítés helyett a vízzáró rétegekkel elválasztott felszín alatti vizeket talajvízemele­ tekként fogjuk fel, mint ahogy azt pl. a német szakirodalom teszi. A következő fejezetekben mi mégis megmaradunk a Magyarországon általános talajvíz és rétegvíz elnevezéseknél. A felszín alatti porózus kőzetek mindenütt tartalmaznak bizonyos mennyiségű vizet, de talajvízről csak akkor beszélünk, ha valamennyi pórust víz tölti ki. A talajvíz tükre tehát ott húzható meg, ahol a pórusok egy részében már megjelenik a levegő. A felszín és a talajvíztükör közötti zóna víztartalmát talajnedvességnek nevezzük.

A talajnedvesség A talajnedvesség meglehetősen sok formában fordul elő a talajban, illetve általában a porózus kőzetek talajvízszint feletti tartományában. Fontosabb csoportjai a követ­ kezők: 228

- A kristályvíz a kristályszerkezetbe beépülő vízmolekulákból áll. Különösen jel­ lemző az agyagásványok esetén. Beépülése az agyag duzzadásával jár. Mivel a kristá­ lyokból csak a felszín közelében kivételesen tapasztalható 270-500 °C között távozik, ezért jelenléte viszonylag állandó, és az így lekötött víz hosszú időre kiesik a víz körforgásából. - Erősen kötött vízburoknak vagy adszorbeált víznek a talajszemcsék felszínén molekuláris, illetve ozmotikus erők hatására megtapadó, 100 molekula átmérőnél általában nem vastagabb vízhártyát nevezzük. A szemcsékre nagy erővel tapad, csak erős szívó hatás képes azok felületéről leválasztani. A tapadási, illetve az azzal megegyező nagyságú elszívási erő kifejezésére általában a Scho­ field által bevezett pF-értékeket használják. A pF-érték a víz elszívásához szükséges erőt „vízoszlop cm”-ben adja meg, mégpedig az egyszerűbb alak érdekében a vízoszlop magasságá­ nak tízes alapú logaritmusaként. Mivel 1 atmoszféra (= 105 Pa) nyomást 1000 cm-es (= 103 cm) vízoszlop okoz, ezért annak pF-értéke: 3. Az erősen kötött vízburok pF-értéke még a hártya külső peremén is eléri az 5,4-et. Ha a talajban csak erősen kötött víz van, úgy az teljesen száraznak tűnik. Az ilyen vizet a növényzet sem képes felhasználni, mert a gyökerek szívóereje általában nem haladja meg a 4,2 pF-értéket (ez mintegy 15 000 cm-es vízoszlopnak felel meg). A 4,2 pF-nél nagyobb erővel elszívható víz a nö­ vényzet számára holtvíz, ezért ennél az érték­ nél a növények hervadni kezdenek (hervadáspont, 142. ábra). - A lazán tapadó (adhéziós) víz részben még hártyát képez a szemcsék körül, de vas­ tagsága már ezer molekulaátmérő is lehet, és tapadása jóval kisebb. Másik része ún. függő víz formájában van jelen, mindenekelőtt a pórusok szögletében (pórusszögletvíz). Fenn­ maradása a nehézségi erő és az emelő hatású kapilláris erők egyensúlyának a következmé­ nye. A talajlevegő cirkulációját nem akadá­ lyozza, és általában víz formájában is mozog­ hat. Thurner, A. (1967) szerint 1 dm3 földes kiszáradt talajban 30-40 cm3 ilyen típusú víz marad. Ennek egy része már a növényzet szá­ mára is felhasználható. A pórusszögletvíz át­ menetet jelent a kapilláris víz felé.

142. ábra: A víztartalom és a tapadási erő összefüggése különböző szemcse­ összetételű talajok esetén. A víztarta­ lom a talaj térfogatának százalékában értendő (Scheffer, F. és Schachtschabel, P. ábrája. Wilhelm, E. - 1987 után). 1 = a növényzet számára nem hasznosítható víz, 2 = hasznos víz, 3 = szántóföldi vízkapacitás 229

- A kapilláris víz közvetlenül a talajvíz tükre fölött helyezkedik el. A kapilláris erők a hajszálcsövekben a vizet a nehézségi erőt leküzdve fölfelé emelik. A kapillárisok mennyiségétől és méretétől függően eltérő vastagságú zónát jelent. Finomabb szem­ cséjű kőzetben (talajban) az emelés értéke nagyobb. Kavicsban csupán néhány cm, homokban 20-80, löszben, iszapban 100-400 cm, agyagban ennél is több lehet. A kapilláris övét gyakran egy nyílt és egy zárt kapilláris zónára osztják. A zárt övben (a talajvízhez közelebb) minden kapillárist víz tölt ki, a nyílt zónában viszont levegő­ vel telt kapillárisok is vannak. Mivel a kapillárisoknál nagyobb pórusokban is levegő van, a kapilláris öv különösen fontos a növényzet számára. Itt ugyanis a gyökerek könnyen vízhez jutnak, de a levegőnek köszönhetően fulladásuk veszélye sem áll fenn. Széles kapilláris zónák értelemszerűen nagy vízmennyiséget tartalékolnak, és így a növények vízellátását zökkenőmentesen biztosítják. - A szivárgó víz a kapilláris vízzel ellentétben lefelé mozog, mert a rá ható erők közül a nehézségi erő érvényesül leginkább. A felszínre érkező csapadékvíz a talajba hatol, s a talajvíz irányába szivárog. Azt azonban nem mindig éri el. A mi éghajlatun­ kon pl. a talajvíz szivárgás útján rendszerint csak a téli félévben kap utánpótlást. Ilyenkor a kisebb párolgás miatt és a többnyire tartós felszíni vízutánpótlás (hóolvadékvíz, kisebb intenzitású csapadék) következtében a szivárgó víz a talajvízig juthat. A nyári félév nagyobb intenzitású, rövidebb időtartamú csapdékainak túlnyomó része viszont a felszínen folyik le, a beszivárgásnak csak korlátozott ideig nyújt utánpótlást. A szivárgó víz kapcsán kell megemlíteni a köztes (le)folyás (interflow) fogalmát. Ez a szivárgó víznek az a része, amely a felszín és a talajvíztükör közötti, vízzel telítetlen zónában a felszínnel párhuzamosan mozog. A talajnedvesség fentebb megismert formái eltérő arányban vannak jelen a külön­ böző kőzet-, illetve talajtípusokban. Az arányok főleg a szemcsemérettől függnek. A szemcseméret a talaj által befogadható össznedvességet is befolyásolja (142. ábra). A finom szemcséjű talajokban, ahol a szemcsék együttes felülete igen nagy, a felvehető víztartalom is magas (agyag esetén több mint 50%), és ennek túlnyomó része nagy erővel kötődik a szemcsékhez. A homok víztartalmának viszont csak töredéke tapad 2,5 pF-nél jobban. Az 1,8-2,5 pF-értékek közti övezet az ún. szántóföldi vagy természetes vízkapacitást jelenti. Ennyi általában a talajok nedvességtartalma a tél végi, kora tavaszi időszakban a hóolvadást követően. Az ennél nagyobb, illetve a hervadáspontnál kisebb víztartalom már túl sok, illetve túl kevés a növényzet számá­ ra. A jól hasznosítható nedvesség a két érték között van.

A talajvíz A talaj (ill. kőzet) valamennyi pórusát kitöltő talajvíz döntő mértékben a nehézségi erő hatása alatt áll. Alapvetően az határozza meg helyzetét és mozgásait is (utóbbit némileg a súrlódási erő is befolyásolja). Mivel a talajvíz és a felszín között nincs 230

vízzáró réteg, ezért csak kivételes esetben kerül nyomás alá, egyébként tükrén a külső légnyomás hatása érvényesül (nyílt tükrű talajvíz). Helyzetét általában talajvízmérő kutakban határozzák meg. A rendszeres talajvízmérések jó másfél száz éve kezdődtek (Sussex grófság - Anglia). Magyaror­ szágon Rohringer Sándor építette ki az első mérő­ kúthálózatot a Duna-Tisza közén az 1920-as évek végén. 143. ábra: A talajvízszint és a domborzat kapcso­ lata A mérések alapján megállapítható a talajvíztükör tengerszint feletti magassága (abszolút talajvízszint) és a felszín alatti mélysége (relatív talajvízszint, 143. ábra). Az abszolút talajvízszint nagyjából a domborzat konfigurációjához idomul, de a terep magasságkülönbségeit tompítva követi (144. ábra).

144. ábra: A talajvíz átlagos mélysége (relatív talajvízszint) a magyar Alföldön - Rónai A. 1985 - után. 1 = <2 m, 2 = 2-5 m, 3 = >5 m

Talajvíztípusok A talajvíz elhelyezkedésének—klasszikus” esete; ha a felszín vízáteresztő (permeábilis) anyagában van, az alatta fekvő vízzáró réteg fölött (145. ábra) Bonyolultabb a kép, ha a felszínközeli vízáteresztő rétegben vízzáró lencse fordul elő (145. ábra), vagy fordítva: a vízzáró (olykor a kiszáradás miatt megrepedező és így permeábilissá váló) felszíni réteg zár magába áteresztőlencsét (145. ábra). Előbbi esetben az ingado­ zó talajvíz magasra emelkedve elborítja a vízzáró lencsét, és süllyedése után a lencse egy ideig még fenntart valamennyi vizet (időszakos talajvíz). A másik az ún. általajvíz esete (145. ábra). Az általajvíz az időnként megrepedező zárórétegen át pótlódhat. Ha több, lencseszerűen elhelyezkedő vízzáró réteg tagolja a talajvizes zónát, akkor

145. ábra: Talajvíztípusok (Marcinek J. alapján kiegészítve). 1= víztartó rétegek, 2 = vízzáró rétegek, 3 = talajvíztükör

a mélyebben fekvő lencsék „árnyékában” nyomás alá kerülhet a talajvíz, és ez már tulajdonképpen a rétegvizek felé jelent átmenetet. Nyomás alatti talajvíz fordulhat elő akkor is, ha a felszíni vízzáró réteg mintegy leszorítja az alatta levő vizet. A másik az ún. általajvíz esete (145. ábra). Az általajvíz az időnként megrepedező zárórétegen át pótlódhat. Ha több, lencseszerűen elhelyezkedő vízzáró réteg tagolja a talajvizes zónát, akkor a mélyebben fekvő lencsék „árnyékában” nyomás alá kerülhet a talajvíz, és ez már tulajdonképpen a rétegvizek felé jelent átmenetet. Nyomás alatti talajvíz fordulhat elő akkor is, ha a felszíni vízzáró réteg mintegy leszorítja az alatta levő vizet. A fedőréteg átfúrásával ilyenkor a fúrólyukban megemelkedik, sőt a felszínre is kifolyhat a talajvíz. 232

Talaj vízháztartás A talajvíztükör szintje általában nem stabil, változásai azonban a felszíni vizekhez képest rendszerint lassúak, és az ingadozás mértéke sem túl nagy. A főbb bevételi és kiadási tételek ismeretében pedig változásainak előrejelzésére is van közelítő mód. Bevételi oldal: - A talajvíz legfontosabb táplálója a csapadék. Száraz területeken a csapadéktáplá­ lás azonban csak közvetve, távolabbi vidékekről való hozzáfolyás révén történik. Már a talajnedvesség kapcsán is utaltunk rá, hogy a beszivárgó csapadék nem mindig éri el a talajvizet. Ehhez nem annyira a csapadék abszolút mennyisége, hanem inkább tartóssága, a minél folyamatosabb vízutánpótlás jelenti a legfontosabb előfeltételt. Ezért nálunk főleg a téli csapadék biztosítja az utánpótlást. A legjelentősebb talajvízszint-emelkedést a már előzetesen átázott talajra jutó újabb vízmennyiség okozza. Tehát, ha a tél folyamán átnedvesedett talaj jelentős kora tavaszi (márciusi) csapadé­ kot kap, különösen magas talajvízre lehet számítani. A talajvíz-emelkedés tekinteté­ ben a tél eleji csapadék hatása kisebb, mert az még főként a talaj nedvességtartalmá­ nak növelését szolgálja. Ubell K. vizsgálatai szerint (1962) ez összességében azt jelenti, hogy a magyar Alföldön a téli félév csapadékának 62-72%-a jut el szivárgással a talajvíz szintjéig, és járul hozzá annak emelkedéséhez. A talajvizet tápláló évi csapadék kedvező domborzati és beszivárgási körülmé­ nyek között a talajvíz mélységétől függően 100-180 mm-re tehető. A talajvíz táplálására elsősorban a felszíni lefolyás szempontjából kedvezőtlen, viszonylag sík, vízáteresztő anyagú és kopár (gyér növényzetű) területek előnyösek. - Valamely hely talajvizét a környezet nagyobb abszolút magasságú talajvize is táplálja. A talajvíz oldalirányú áramlása különösen hegylábi területeken, medencékbe nyúló hordalékkúpok testében erős. Áramló talajvizű helyeken a talajvíz visszatartá­ sát, szintemelését gyakran az áramlás irányára merőlegesen épített vízzáró anyagú felszín alatti gátakkal biztosítják. Ahol a felszín lejtésében hirtelen csökkenés követke­ zik be (pl. hordalékkúpok peremén), gyakori a talajvíz felfakadása, belvizek kialaku­ lása. - Fontos talajvíztápláló forrást jelentenek az állandó jellegű felszíni vizek. Termé­ szetesen csak akkor, ha tükrük tartósan a talajvíz szintje fölött van. Vizük oldalirányú elszivárgásának lehetősége jórészt a határoló kőzetek permeabilitásától függ. Az erősen ingadozó vízállású felszíni vizek talajvízre gyakorolt hatása nem egyértelmű. Alacsony vízállásnál a környező területekre szívó hatást is gyakorolhatnak, s így ott a talajvízszintet csökkentik. A vízfolyások árvizeinek duzzasztó hatása csak a na­ gyobb folyók esetében éri el a kilométeres szélességet. A Duna esetén 3-4, a Tiszánál 1-1,5 km-re tehető ez az érték. Tartós duzzasztás (pl. völgyzáró gátak építése) követ­ keztében ugyan szélesebb lesz a talajvíz emelkedési sávja, de kiterjedését korlátozza az a tény, hogy az emelkedő talajvíz párolgása növekszik, s ez a párolgási többlet bizonyos távolságon már felemészti az utánpótlást. A Tisza mentén 3-4 km-ig érezhe­ tő a duzzasztások hatása. 233

- Világszerte megfigyelt jelenség, hogy a talajvíz az öntözés hatására is emelkedik. Főleg az árasztásos öntözés (rizstermelés) okozhat az elárasztott területeken kívül is olyan mértékű szintváltozást, hogy a megemelkedett talajvíz csökkentésére külön vízelvezető csatornahálózatot kell létesíteni. - A vízpára kondenzációjából származó vízbevétel mértéke, főleg a megfelelő számú mérés hiánya miatt, máig vitatott. Nálunk a nyári hónapokban ez cm nagyságrendű lehet. Kiadási oldal: - A talajvíz legfőbb természetes fogyasztója a párolgás. A párolgási veszteség annál nagyobb lehet, minél közelebb van a talajvíztükör a felszínhez. A mély talajvizű területek párolgási vesztesége ezért kisebb. Ez a körülmény a talajvízszint-változásban egyfajta önszabályozó mechanizmust alakít ki. Emelkedő talajvíz esetén nő a párolgás, és ez fékezőleg hat a további emelkedésre. Süllyedés alkalmával viszont a csökkenő párolgás mérsékli a szintcsökkenést, és így hozzájárul egy dinamikus egyensúly beállásához. Hosszabb száraz periódus (esetleg több száraz év) után az egyensúly viszonylag mélyen áll be. Egy közepesen nedves esztendő ilyenkor lényeges vízszintemelkedéssel jár. Magas talajvízállású időszakot követően viszont ugyanez szintcsökkenést okozhat. Ugyanazon mennyiségű csapadék tehát a kiindulási helyzettől függően ellenkező hatású lehet. - A kiadási oldal összetevőinek többsége egyúttal vízszintemelő tényező is. Áramló talajvíz esetén pl. általában nemcsak hozzáfolyás, hanem az alacsonyabb területek felé elfolyás is van. A felszíni vizek pedig nemcsak duzzaszthatnak, hanem a vízállástól függően leszívást felületet is kialakíthatnak. - Fontos, napjainkban növekvő jelentőségű veszteséget okoz a talajvízkészletben a társadalom vízkiemelése. Ez jelenthet tervszerű talajvízszint-csökkenést különböző gazdasági célok (bányászat, településfejlesztés, mezőgazdaság stb.) megvalósítása érdekében, de lehet bizonyos gazdasági tevékenység spontán eredménye is (pl. a társadalom növekvő vízigényének fedezése). Nem tagadjuk, hogy a talajvízszint csökkenésének számos esetben kedvező hatásai lehetnek (lásd lecsapoló munkálatok), de azt is hangsúlyozzuk, hogy a tartós talajvízszint-változás (az emelkedés is) vala­ mely terület ökológiai egyensúlyának megbomlását, az ökológiai viszonyok megvál­ tozását és új, esetleg egyáltalán nem kívánatos egyensúly kialakulását okozhatja. Mivel a társadalom természetátalakító képessége rohamosan nő, a talajvíz kapcsán is szükséges felhívni a figyelmet arra, hogy ilyen munkálatokat csak a várható következmények sokoldalú mérlegelése után szabad elindítani. A tápláló és fogyasztó tényezők együttes hatására a talajvízszint állandó - bár a felszíni vizekhez képest - lassú változásban van. A viszonylag tartós és többnyire szabálytalanul fellépő egyirányú változások mellett határozott évi (és jóval kisebb napi) ingadozás figyelhető meg. Magyarország éghajlati adottságai téli emelkedést követő tavaszi (leggyakrabban áprilisi) maximumot és őszi (többnyire októberi) minimumot okoznak. (Mivel nálunk a vízháztartás a nyári félév veszteséges szakasza után általában novembertől válik nyereségessé, a hidrológiai 234

évet november elsejétől szokták számolni.) Az átlagos évi ingadozás a mérőhelyek többségén 1 m alatt marad, s csak jó vízáteresztő talajú, kis relatív vízmélységű állomásokon ér el 200-250 cm-t. A vízállás és a csapadék közötti kapcsolat a fentebb bemutatott összefüggések miatt rendszerint nem túl szoros (főleg mély talajvíz esetén laza), s a talajvízállás jelentős, több hónapos nagyságrendű késéssel követi a nedves-száraz periódusokat. Felszíni vizek közelében gyakorta azok vízállása a legfontosabb szabályozó tényező, és a csapadékkal való kapcsolat teljesen elmosódhat.

Rétegvíz A rétegvíz rendszerint teljesen kitölti a vízzáró rétegek közötti zónát. Mivel az impermeábilis rétegek fölülről és alulról is szorítják, ezért nyomás alatt van. A nyo­ más legközönségesebben hidrosztatikai, mert a környező területek magasabb víszintjétől származik. Nyomásnövelő hatása lehet azonban a rétegek gáztartalmának és a felső (gyakorta tömörödő) kőzettest súlyának is. A nyomás következtében a fedőréteg átütése (átfúrása) esetén a víz a fúrólyukban megemelkedik. Nyugalmi szintje nem mindig áll be a felszín alatt, a víz gyakran a felszínre is kifolyik, felszökik. Egyiptomban és Kínában már az ókorban is létesítettek rétegvizeket megcsapoló kutakat. Európában erre 1126-ban került sor először, a franciaországi Artois tartományban, a lille-i kolostor udvarán. A nyomás hatására felemelkedő rétegvizeket innen nevezik artézi vizeknek. Az „igazi” artézi víz önerőből éri el a felszínt (pozitív artézi kút). Ha a nyomás ehhez nem elég, szubartézi vízről (negatív kút) beszélünk. Az artézi (réteg) vizek felhalmozódására a víztartó és vízzáró rétegek szinklinális jellegű települése ad ideális lehetőséget (146. ábra). Ez főként laza üledékkel kitöltött zárt medencék esetén valósul meg. Ilyenkor a víztartó rétegek a szinklinális peremén

146. ábra: Tipikus rétegvíztartó szerkezet az ausztráliai Nagy-Artézi­ medence egyszerűsített példáján (Balázs D. - 1978 - után). 1 = vízzáró kőzetek, 2 = víztározó rétegek 235

a felszínre buknak, így ott lehetőség nyílik a felszíni utánpótlásra, és a hidrosztatikai nyomás is egyszerűen magyarázható. Ha a víztartó réteg nem éri el a felszínt, az utánpótlás is körülményesebb. Esetleg a rétegnyomás préseli át a vizet a nagy hézag­ térfogatú felső vagy alsó agyagból a közbezárt durvább szemcséjű (homokos) rétegek­ be. Ez a helyzet pl. Szentpétervárott a Néva síkja alatti mélyebb rétegekben. Az utánpótlás esetleg teljesen lehetetlen, ilyenkor fosszilis vizekről beszélünk. Fosszilis jellegűnek tartják a magyar Alföld mélyen fekvő alsó-pannóniai rétegeinek vizét. Az artézi vizek a megfelelő rétegek ismétlődésétől függően egymás alatt több szintben is helyet foglalhatnak. Alkalmas település esetén tekintélyes készletek halmozódnak fel. A vízellátásban játszott jelentős szerepüket a mennyiségen túl főleg annak köszönhe­ tik, hogy nagyobb mélységük és a felszínnel való laza kapcsolatuk következtében viszonylag jól védettek a felszíni szennyező hatásoktól. A terjedelmes artézi medencék olykor ország-, sőt földrésznyi területek legfontosabb vízellátói. Az artézi medencék klasszikus típusának is nevezhetjük a Párizsi-medencét, ahol a felszín zömmel vízzáró fedője alatt jó víztartó homokkő- és mészkőrétegek feksze­ nek, amelyek a medence középpontjától a peremek felé jelentősen emelkednek. A me­ dence centruma mindössze 26-30 m tengerszint feletti magasságú, a peremvidéken viszont 200-250 m magasan bukkannak elő a víztartó rétegek. Hasonló szerkezetű Ausztráliában a Nagy-Artézi-medence (146. ábra). A zömében Queensland állam területén fekvő medence kiterjedése mintegy 1,75 millió km2. Közepét vízzáró miocén agyag borítja, alatta szinklinális jellegű településben, egy­ mástól is elválasztva alsókréta és jura homokkőösszlet tartalmazza Ausztrália felbe­ csülhetetlen értékű vízkincsét. A medence fekükőzete gránit. A víztartó kőzetek a keleti peremen 800-2300 m, nyugaton 200-1200 m magasra emelkednek, középen viszont 2000 m mélyre süllyednek. A víz kitermelése a múlt század utolsó negyedében kezdődött, s már 1914-ben napi 1,5 mil­ lió m3 ömlött a felszínre. Jelenleg mintegy 18 ezerre tehető itt a pozitív kutak száma, a negatív kutaké jóval több. A kitermelt víz hasznosítása még mindig nem elég átgondolt. Balázs D. (1978) adatai szerint mintegy 90%-a ma is haszontalanul elfolyik, jóllehet a víz pazarlását a kormányzat is igyekszik akadályozni. Ausztráliában a Nagy-Artézi-medencén kívül számos kisebb artézi medence is van (147. ábra). Ezek összterülete megközelíti a Nagy-Artézi-medencéét, de kihasználtsá­ guk általában kisebb mértékű. Az artézi medencék másik típusánál csak az egyik szárnyon emelkednek fel - több­ nyire valamilyen hegységre támaszkodva - a víztartó rétegek. Itt a vízutánpótlás ebből az irányból származik. Ilyen terület Észak-Amerikában a Préri-tábla, ahol a Sziklás-hegységtől több száz km szélességben húzódik a Mississippi felé a vízzáró harmadidőszaki és jurarétegek közé fogott, a krétából származó víztartó ún. „dakota homokkő”. Észak-déli irányban 2000 km-t is elér e rétegvízben gazdag övezet kiterje­ dése. A kutak mellett a Mississippi felé tartó, mélyrevágódott völgyek is megcsapolják víztartalékát. Az Appalache-hegységtől keletre, a Parti-síkságnak is hasonló adottsá236

147. ábra: Ausztrália fontosabb artézi medencéi (Balázs D. után). 1 = artézi medence, 2 = szubartézi medence

gai vannak. Afrikában a Szahara északi részén van ilyen típusú artézi medence. Ez az Atlasz felől kapja vízutánpótlását. Nehezen lehetne túlbecsülni a Kárpát-medence, mindenekelőtt a magyar Alföld artézivíz-készletének jelentőségét. Jóllehet az első rétegvízkutat már 1830-ban megnyitották a dunántúli Ugodon, az artézi víz nagyarányú hasznosítása csak Zsigmondy Vilmos, majd unokaöccse, Zsigmondy Béla rétegvíz­ feltáró munkásságával kezdődött a múlt század 60-as éveiben. Zsigmondy Vilmos előbb a Margitszigeten (1866-73), majd a Városligetben (1868-78) végzett sikeres fúrásokat. Városlige­ ti kútja, amely 970 méteres mélységével akkor európai rangelső volt, napi 1,3 millió liter 74 °C hőmérsékletű, kitűnő minőségű tiszta vizét 13,5 m magasra lövellte. Nem sokkal később készítette el Zsigmondy Béla az Alföld első artézi kútjait a püspökladányi vasútállomáson és Hódmezővásárhelyen (1878). Az alföldi lakosság vízszükségletének fedezésében - elsősorban az egészséges ivóvíz ellátásban - ettől kezdve rohamosan nőtt az artézi kutak szerepe. Tizenöt év alatt több mint ezer kutat fúrtak. 1980-ban pedig már 58 000 mélyfúrású kutat tartott számon a statisztika, s ebből 43 000 az Alföldön volt. Közülük kereken 9000 a pozitív kutak száma. Az Alföld artézi vizei a medencét változatosan kitöltő fiatal laza üledékekben vannak. Főként a negyedidőszaki durvább szemcséjű folyóvízi rétegek és a felsőpannóniai tavi lerakódások a jó vízszolgáltatók. Az alsó-pannóniai tengeri, tavi márgák és kemény homokkövek, valamint a 300-400 m átlagos vastagságú pliocén 237

148. ábra: Vízzáró és vízáteresztő rétegek váltakozása az Alföld közepén egy Ny-K-i metszet­ ben (Rónai A. - 1985 - után egyszerűsítve). 1 = vízáteresztő, víztartó rétegek, 2 = vízzáró rétegek, 3 = miocén és mezozoos képződmények, 4 = plio-pleisztocén határ, 5 = felső-pannóniai-pliocén határ, 6 = hőmérsékleti izovonalak, 7 = fajlagos vízhozamok (Sorrendben: 1-5, 5-10, 10-20, 20-40, 40-60, 60-80, 80-100, 100-150, 150-200 l/p/m)

agyagok vízben szegényebbek. A maximálisan 1200 m-es vastagságot elérő folyóvízi összleten belül is nagy számban és meglehetősen szabálytalanul váltakoznak a vízzáró és vízvezető rétegek (148. ábra). A „szabálytalan”, a várakozásoktól olykor eltérő jellegű rétegváltakozás (finomabb vagy durvább szemcséjű összletek jelentkezése) jórészt annak a következménye, hogy az Alföld nem egységes, a peremektől a központ felé lejtő süllyedékként töltődött fel, hanem egymástól általában független fiókmeden­ cékként. A 148. ábra a hasznosítás szempontjából igen fontos fajlagos hozam nagysá­ gára is felhívja a figyelmet. (Fajlagos hozam alatt a percenként kitermelhető vízmenynyiséget értjük a nyugalmi szinthez viszonyított egyméteres leszívás esetén.) Az Alföld mélységi vízben leggazdagabb területei egyrészt a Duna völgye, a Bereg-Szatmárisíkság, a Bodrogköz, a Sajó-völgy alsó szakasza és részben már eltemetett hordalék­ kúpja. Itt a vastag kavicsösszlet helyenként 1000-2000 l/p/m hozamot is biztosít egy-egy kútnak. Távlatilag azonban ezeknél is fontosabb az Alsó-Tisza-vidék, mert ott a legvastagabbak és a legnagyobb számban ismétlődők a jó vízadó rétegek. Nyomásviszonyaik is kedvezőek (100 m-ről már felszökő víz nyerhető), és a vízminőség is kifogástalan, sőt többnyire a kémiai jelleg sem korlátozza a felhasználhatóságot. 238

Az alföldi rétegvizek döntő mértékben a hegységperemek, illetve a kiemelt homokterületek irányából kapják utánpótlásukat (dinamikus vízkészlet). A készlet egy része azonban mint láttuk - fosszilisnek tekinthető (statikus készlet). Az utánpótlás lassú szivárgással történik. A mélységi artézi vizek és a felszíni vizek kapcsolatát jól mutatja, hogy mintegy 1000 m mélységig az artézi vizek nyugalmi szintje a talajvízével megegyező irányú játékot mutat. Az őszi csökkenés és a tavaszi emelkedés természetesen nem közvetlenül a beszivárgás következmé­ nye, hiszen a szivárgás rendkívül lassú (nagyságrendileg talán km/ezer év). így a peremeken beszivárgó víz aligha juthat el ilyen rövid idő alatt a középső részekre. Itt sokkal inkább a szivárgás kiváltotta nyomáshullám hatásáról van szó. A nyomáshullám néhány nap alatt több tíz km távolságig terjed, és megnövelve a rétegnyomást, megemeli a kutak nyugalmi vízszintjét. Az Alföldön a jelenlegi rétegvíz-kitermelés mintegy napi 4 millió m3, ami évente kereken 1,5 km3-t jelent (a Balaton vízmennyisége 1,8 km3). Ez olyan nagy tömeg, hogy érthetően felvetődik a készletek csökkenésének kérdése. Erre vonatkozóan ugyan még nem állnak rendelkezésre kellő hosszúságú adatsorok, de az eddigi ered­ mények arra mutatnak, hogy a vízszint változása az éves ingadozáson túlmenően lefelé tartó. Jelentős egyértelmű csökkenést több régióban mértek (a legnagyobbat Debrecen és Visonta környékén - Rónai A. 1985). Mindez az artézi vízzel való takarékos gazdálkodás szükségességére hívja fel a figyelmet.

Résvíz A résvíz kifejezés összefoglalóan minden olyan vízre vonatkozik, amely a kőzetek repedéseiben, hasadékaiban, üregeiben foglal helyet, tekintet nélkül a rések keletkezé­ si körülményeire. Azok egy része a kőzet kialakulásával egyidős (pl. a kőzet megszi­ lárdulásakor a térfogatcsökkenés eredményeként jön létre), más esetekben viszont utólag keletkezik (pl. tektonikus mozgások hatására, vagy a víz oldó hatása következ­ tében). Mivel nagy térfogatú, jelentős mennyiségű víz befogadására alkalmas repedés-, járat- vagy üregrendszer a természetben elsősorban a kőzet oldódása révén alakul ki, ezért a résvizek zöme a karsztosodás által teremtett víztárolókban helyezkedik el, s így joggal viselheti a karsztvíz megjelölést. A karsztvíz tehát kőzetminőséghez kötött fogalom. A legelterjedtebb, viszonylag jól oldódó kőzettípus a mészkő, így a karsztvíz főként mészkőterületeken jellemző. Előfordul ezenkívül az ugyancsak gyakori, de kevésbé jól oldódó dolomitban, a jobban oldódó, de nagyobb összefüggő területekre ritkán kiterjedő kősó- és gipsztömegekben is. Bár a lösz mésztartalmának oldódása miatt a lösz karsztosodásáról is szoktak beszélni, a löszös összletek vizét a lösz szemcseösszetétele és struktúrája miatt a porózus kőzetek vizeihez soroljuk. A nem karsztosodó kőzetek résvízmennyisége általában kicsi, legfeljebb a felső néhány tíz­ méteres övben lehet jelentős az aprózódás és mállás miatt. (De ilyen esetekben már többnyire nem igazi résvízről van szó.) A szerkezeti vonalak mentén vagy az elenyésző térfogatú mikrorepedésekben tárolódó víz mennyisége nemcsak kevés, de rendszerint pótlódása is igen lassú, így kivételes esetektől eltekintve nincs érdemleges gazdasági jelentősége. A Tauern-alagút fúrása közben pl. 60 l/s hozamú vízeret vágtak át, de a 239

kezdeti nagy vízbőség később rohamosan csökkent. Ugyancsak kivételes példa lehet Wiesbaden esete: ott a város vízellátása részben a környékbeli kvarcitterület résvizein alapszik. Olykor erősen összehasadozott, vízzáró márga- vagy agyagrétegekkel át­ szőtt homokkővidékek is jelentős vízmennyiséget tartalékolnak. Az alábbiakban kifejezetten a karsztvízről lesz szó. A karsztvíz kapcsán e fejezet nem vizsgálja a karsztos üregek kialakulási módját, sem a mészkőoldás feltételeit és menetét. Ez a kérdés a geomorfológiai részben kerül megtárgyalásra. A karsztos víztároló rendszert lényegileg mint adottságot tekintjük.

A karsztvíz helyzete és típusai A felszínről a karszt belsejébe szivárgó (áramló) víz útja első szakaszán - ahol egyébként legerősebb az oldó hatása - nagyon esetlegesen tölti ki a járatrendszert. Ezért ennek az ún. leszállóövnek a vízmennyisége szélsőségesen ingadozó, ami jól tükröződik a belőle táplálkozó források vízhozamában, sőt a források erősen különböző magassági helyzetében. A leszállóövben általában nem alakulhat ki nagyobb összefüggő karsztvíz­ szint. Ahol helyileg ez mégis bekövetkezik - nagyobb mennyiségű lefelé mozgó víz a szűk járatokban viszonylag tartósan megmarad -, ott függő karsztvízövről beszélünk. A harmadik, az ún. támaszkodóöv vize a karsztos kőzettömeg alján fekvő vízzáró kőzeten halmozódik fel. A támaszkodóöv vizének felszíne - mindenekelőtt az ún. autogén karsztokban (Jakucs L. 1971) óraüvegszerűen feldomborodik, s benne az alacsonyabb peremi részek felé jobbára horizontális áramlások alakulnak ki. Ha a vízzáró alap mélyen, a környező erózióbá­ zisnál mélyebben fekszik, a támaszkodóöv vízszintes áramlásai egy lencse formájú zó­ 149. ábra: A támaszkodó karsztvízöv áram­ nában jellemzőek (149. ábra). Itt a víz lásai (Jakucs L. - 1971 - után). 1 = vízzáró oldó hatása - főként a keveredési korrózió alapkőzet, 2 = karsztosodó kőzet miatt - jelentős lehet, a támaszkodóöv al­ sóbb részein azonban már minimális, hi­ szen ott mozgása gyakorlatilag megszűnik. Tömege viszont nagy és kevéssé ingadozó. A karsztvíz helyzet szerinti osztályozásának másik módja, ha szintjét a környező területekhez (a közvetlen erózióbázishoz) mérjük. Ha annál magasabban fekszik, sekélykarsztról beszélünk, ha a víztömeg az alatt helyezkedik el, mélykarsztnak nevezzük. A sekélykarszt felszíni kapcsolatai közvetlenek, vízmennyisége erősen csa­ padékfüggő. A mélykarszt vize viszont csak jelentős késéssel követi a csapadékot. A karsztvízviszonyokat az is befolyásolja, hogy a karszt közvetlenül a felszínen van (a felszínig tart), tehát nyílt karszt, vagy vízzáró rétegek fedik, fedett karszt. Utóbbi esetben gyakori, hogy a karsztos zóna üregeit a víz teljesen kitölti, s a fekü- és a fedőkőzet szorításában nyomás alá kerül. Magyarországon jellegzetes nyílt karszt pl. 240

az Aggteleki-karszt vagy a Bükk és a Dunántúli-középhegység jelentős mészkőterüle­ tei. Fedett karszt általában a medencékben vagy küszöbhelyzetben gyakori (pl. Tata­ bányai-medence). A karsztkutatók (Cvijic, J., Grund, A., Katzer, F. és mások) között hosszas vita folyt arról, hogy a karsztterületek belsejében kijelölhető-e egységes karsztvízszint. Lehmann, O. 1932-ben úgy közelítette a két álláspontot, hogy kimutatta egy-egy régió karsztvizeinek szoros kapcsola­ tát, és ugyanakkor azt is, hogy a járatok keresztmetszetének változatossága miatt a vízszint magassága szomszédos területeken is jelentősen eltérhet. A karsztos járatok egészében véve sokkal gyorsabb vízmozgást tesznek lehetővé, mint a porózus kőzetek. A karsztok belsejében nem ritka a néhány száz m/óra sebességű áramlás (nem is szólva a búvópatakokról). Ezért a csapadék és a hóolvadékvíz sokkal gyorsabban hat a karsztvízszintre, mint pl. a talajvízre. Mivel föld alatti átfutási ideje lerövidül, már csak ezért is kisebb a lehetősége az öntisztulásra. A poró­ zus kőzetek szűrő hatása is elmarad. Mindezek miatt a karsztvíz igen érzékeny a felszíni szennyező hatásokra, s ezt hasznosítás esetén figyelembe kell venni (legcélsze­ rűbb természetesen a megelőzés, a szennyező források megszüntetése). A karsztvidékek üreg- és járatrendszerei rendszerint tekintélyes víztömeget tartalé­ kolnak, és az adott terület vízellátása szempontjából döntő jelentőségük lehet. Ezt a bővizű természetes karsztforrások révén már régóta ki is használják (Pécsen a Tettye, Miskolcon a Szinva forrásai, Pápán a tapolcafői forrás stb.). Újabban a mesterséges vízkiemelés vált általánossá. Ezt sokszor a bányászat követeli meg, mert bizonyos ásványkincsek csak a karsztvízszint süllyesztésével termelhetők ki. A Tatabánya környéki szénbányák vagy a bakonyi bauxitbányák pl. olyan jelentős karsztvízkieme­ lést végeztek, hogy a karsztvíz szintje már a Dunántúli-középhegység jelentős részén veszélyes mértékben megsüllyedt. A terület karsztos forrásainak vízhozama jelentősen csökkent (pl. a Hévízi-tó esetében), sőt a források sokszor teljesen elapadtak (tatai Fényes-források). Ez a konkrét gazdasági veszteségeken túl (pl. az idegenforgalom esetében) az ökológiai egyensúly tartós felbomlásának nehezen belátható következ­ ményeivel is fenyeget. Karsztvízkincsünk megóvása, illetve átgondolt hasznosítása a környezetvédelem egyik elsőrendű feladata. A Bakony nyugati részében a karsztvízkiemelés főleg a nyirádi bauxitbányászat felfutása miatt öltött aggasztó mértéket. 1986-ban a bányászati célú vízkiemelés már 283 m3/perc hozamú volt, ami 4,7 m3/s, ill. 400 000 m3/nap mennyiséget jelent. (Öszszehasonlításul: a Hernád Hidasnémetinél mintegy 5 m3/s vizet szállít kisvíz idején.) A vízkitermelésből Nyirád 240 m3-rel részesedett. Ezt a veszteséget a karsztvíz után­ pótlása nem ellensúlyozhatta, hiszen az ország pótlódó karsztvízmennyisége összesen mintegy napi 1,1 millió m3-re tehető (Vízkészlet-gazdálkodási Évkönyv 1985). A karsztvízszint csökkenése mind nagyobb területre terjedt, s hatása elérte a 30 km-re fekvő Hévízi-tó forrását is, amelynek hozama a 80-as évek végén tartósan 300 l/s alá esett, holott korábban esetenként a 800 1-t is megközelítette. Bár magának a forrásnak a hőmérséklete nem változott, de a csökkenő vízhozam miatt a tó érezhetően lehűlt. 241

Ez a tavi növényzet pusztulását okozta, és a gyógyfürdő létét is veszélyeztette. Ilyen előzmények után került sor a nyirádi vízkivételt és bányászatot korlátozó, ill. leállító kormánydöntésre (1990). Az első biztató jelek már egy év eltelte után érzékelhetőek voltak. A karsztvíztermelés természetesen nem szűnik meg teljesen, már csak azért sem, mert a vidék vízellátását biztosító regionális vízművek jórészt karsztvízbázison üzemelnek.

A felszín alatti vizek hőmérséklete A felszínt felépítő anyagok szigetelő hatása miatt a felszíni hőmérséklet-ingadozás a talajban a mélység felé haladva csökken. A napi hőingás - az anyagi minőségtől függően - legfeljebb egy, az évi esetleg 20 m-ig érezhető (150. ábra). A víz hőmérsék­ lete ezért az ún. neutrális zónában már lényegileg változatlan, és értéke az adott hely évi középhőmérsékletével egyezik meg. (Budapesten 19,6 m mélyen az évi ingadozás már csak 0,01 °C.) Kis mélységből származó vizek esetében tehát „normál” körülmények között az évi középhőmérséklettel megegyező vízhőfok várható. Ha a víz ennél melegebb, akkor valamilyen plusz energiához jutott, s tisztán vízföldrajzi értelemben konk­ rét hőmérsékletétől függetlenül hévíz­ nek tekinthető. Ilyen megközelítésben Magyarországon (az évi középhőmér­ séklet kereken 10 °C) már pl. a 15°-os víz is hévíz, ezzel szemben trópusi te­ rületeken a 20-25 °C hőmérsékletű sem tekinthető annak. Természetesen egész más a helyzet mondjuk balneológiai szempontból, amely szerint általá­ ban csak a 20 °C-nál melegebb víz mi­ nősül hévíznek. (A vizek hőmérséklet szerinti osztályozásánál tapasztalható sokféle határérték rendszerint az eltérő hasznosítási célokból adódik.) A mélyebben fekvő vizek magasabb hőmérséklete a geotermikus gradiens következménye. Ahol annak lépcsői az átlagnál (33 m/l °C) kisebbek, már kis mélységből is viszonylag meleg víz 150. ábra: A talajvíz hőmérsékletének ingadozása nyerhető. A Kárpát-medence, minde­ az év folyamán a mélység függvényében (Léczfalvy nekelőtt az Alföld, lemeztektonikai S. ábrája Juhász J. - 1976 - után egyszerűsítve) okokból - részletesebben lásd ott 242

ilyen terület, s ezért a feltárt rétegvizek jelentős hőenergiát hordoznak. A vizsgálatok szerint a medence területén mindössze a fúrások 2%-ánál haladja meg a gradiens a 30 m-t. A 151. ábra és a 18. táblázat szerint az ország jelentős részén a 18 m-t sem éri el. Ez főleg a rossz hővezető képességű laza üledékek következménye, és alacsony értéket okoznak a nagy mélységig hatoló szerkezeti vonalak is. Utóbbi esetben kis területen belül igen jelentős eltérések tapasztalhatók. A környezet emelkedő hőmér­ séklete emeli a víz hőfokát, de a víz is hat környezetére. Nagy tömegű, mélyről jövő víz pl. csökkenti a gradienst. Nagy sebességű, lefelé tartó vagy oldalirányú szivárgás, áramlás esetén viszont a víz nem tudja átvenni a kőzetek hőmérsékletét, és gyakran jelentős hűtő hatása van. Ez elsősorban karsztvizeknél gyakori. A nagy felszíni víztömegek is növelik a geotermikus lépcső magasságát.

18. táblázat A geotermikus lépcső értéke néhány magyarországi mélyfúrásban A fúrás helye Városliget (Bp.) Kiskőrös Dorog Mihályi II. Sikonda Hajdúszoboszló II. Gyula Karcag-Berekfürdő Sátoraljaújhely

Mélysége (m)

Átlagos geotermikus lépcső (m/°C)

1256 1450 620 2476 419 2000 2000 1187 474

18 15,75 33,29 29,45 14,5 16,24 20,97 17,88 57,73

243

A magas hőmérsékletű mélységi vizek, főleg ha jelentős ásványanyag-tartalmuk is van, gyakorta gyógyhatásúak. így felszínre jutásuk (ami gyakran csak mesterséges beavatkozással biztosítható) helyén világszerte híres gyógyfürdők alakultak ki. A jól ismert budai hévforrások és más magyarországi hévízfeltárások által táplált fürdők mellett csak kiragadott példaként utalunk Karlovy Vary (49,7-73,8 °C), Aachen (73 °C), a Bécs melletti Baden (29-35,7 °C) stb. fürdőkultúrájára. A különö­ sen magas hőmérsékletű vizek (sokszor gőzök) energetikai hasznosítása is jelentős. Ez fűtési célból Magyarországon is folyik, de - elsősorban fiatal vulkáni területek környezetében - erőművek is építhetők rájuk (Olaszország-Toscana, USA-Kalifornia stb.).

A felszín alatti vizek minősége A felszín alá kerülő víz eredeti tulajdonságaitól, valamint a különböző rétegekben megtett útja során végbemenő oldási és más vegyi folyamatoktól függően többékevésbé híg oldattá változik, s egyúttal savas vagy lúgos jelleget is kaphat. A termé­ szeti folyamatokban való részvétele jelentős mértékben ezen tulajdonságaitól függ, és kemizmusa a társadalmi hasznosíthatóságát is befolyásolja. Vízföldtani-vízföldrajzi szempontból az általános minőségi jellemzők közül főleg a felszín alatti vizek keménysége, szénsavtartalma (karbonátagresszivitása), illetve kémhatása (pH) fontos. Utóbbit a talajföldrajzi fejezet tárgyalja. A kristályos és vulkáni kőzetek, számos metamorfit (pl. csillámpala), egyes üledékes kőzetek (kvarcos kötőanyagú homokkő) vize általában lágy (legfeljebb 5 német keménységi fokú). A karsztvizek keménysége igen tág határok között mozoghat. Ha a víz fedetlen (talaj nélküli) mészkőfelszínen át szivárog a karszt belsejébe, nem jut elég szén-dioxid-tartalomhoz, s így mészoldó hatása is kicsi, ezért lágy marad. Ha viszont erősen szénsavas és sok karbonátot old, igen kemény lehet, esetenként a 100 német keménységi fokot is elérheti. Ha a karsztvíz a karbonátok oldatban tartásához^ szükséges szén-dioxidon kívül további szabad (ún. fölös) szén-dioxidot is tartalmaz, úgy a mészkővel, dolomittal szemben agresszív lesz. Mivel kemény vizek esetében ennek nem nagy a valószínűsége, ezért azok rendszerint nem agresszívek. A vizek használhatósága szempontjából lényeges körülmény azok sótartalma (a só mennyisége és a minősége is). Az oldott sómennyiséget többnyire mg/l-ben vagy ‰-ben (1000 mg/l = l‰-nyi töménység) adják meg. Ha azok mennyisége meghalad bizonyos - fajtánként eltérő határértéket, ásványvízről beszélünk. Az édesvizek össz-sómennyisége l‰ alatti, az l‰ körüli sókoncentráció átmenet a sósvizek felé (brakkvíz). Mindkét kategóriában további altípusok különíthetők el.

244

A minőségi elkülönítés az oldott kationok és anionok alapján történik. Az ásványvizek esetén a legismertebb a Hintz- és Grünhut-féle osztályozás, amely az 1000 mg/l szabad szén-dioxidot tartalmazó egyszerű savanyúvizek mellett további nyolc típust különböztet meg: - alkálikus vizek (K+-, Na+-ionok többnyire hidrokarbonátokkal) - földes-meszes vizek (Ca++-, Mg++- és HCO3-ionokkal) - konyhasós vizek (Na+- és Cl “-ionok) - keserű vizek (Mg++- és Na+-, valamint SO4 “-ionok) - vasas vizek - kénes vizek - jódos-brómos vizek - radioaktív vizek A magyarországi - főleg az alföldi - talajvizekben a Na+ a legnagyobb mennyiség­ ben előforduló kation, ami leggyakrabban hidrokarbonáttal „társul” (sziksós vizek). Ezenkívül a szulfát és a klorid is általánosan elterjedt anion. Az ivásra alkalmasabb kalcium-, illetve magnézium-hidrokarbonátos vizek az Alföld északkeleti részén ké­ peznek nagyobb összefüggő területet, de kisebb foltokban több homokos hordalék­ kúpon megjelennek. A talajvíz gyakorta 2-5‰ töménységű, így jelentős területeken sósnak tekinthető. (Emberi fogyasztásra, illetve korlátozás nélküli mezőgazdasági felhasználásra csak az l,6‰-nél kisebb koncentrációjú vizek alkalmasak. Az ideális ivóvíz koncentrációja 0,5‰ körüli, de minőségét a jelen lévő ionok megoszlása is befolyásolja.) Rétegvizeink sótartalma ugyan általában nem túl magas (19. táblázat), de ahol ez előfordul, ott gazdasági hasznosításuk körülményes. 19. táblázat Az alföldi földtani alapfúrások mélységi vízfigyelő kútjainak sókoncentrációja (Rónai, A. - 1985 - alapján) Sókoncentráció

Kutak száma

<0,5‰ 0,5-1 ‰

4 34

l-l,5‰

21

1,5—2‰ > 2‰

7 7

Szerencse, hogy a nagyobb sótartalmú mélységi vizek sómegoszlása gyakorta olyan, hogy azok gyógyvíznek minősülnek. Az ausztráliai artézi vizek felhasználásá­ nál alapvető gond a magas sókoncentráció. Többségük nemcsak ivásra, de még öntözésre is alkalmatlan. Állatok itatására a 4,8-9,4‰-est (juhok esetén még a 12.6‰-est) is használják (Balázs D. - 1978).

A felszín alatti vizek felszínre lépése A felszín alatti vizek egy része a nehézségi erő hatására vagy a nyomásviszonyoktól függően a domborzati adottságoknak megfelelően időről időre a felszínre bukkan, és bekapcsolódik a felszíni lefolyásba. A felszínre lépés történhet nagyobb felületre kiterjedően (areálisan) - pl. mocsár- és lápvidékeken, vizenyős völgytalpakon - és lényegileg pontszerűen (források). A vízvezető rétegek és a felszín kapcsolata néha olyan, hogy a források sorba rendeződnek, valóságos forrásvonalat alkotnak. A tár­ sadalom növekvő vízszükséglete miatt a föld alatti vizek mind nagyobb részét mester­ ségesen hozza felszínre (kutak).

Források A források a társadalom vízellátásában közvetve - a felszíni vizek és a felszíni lefolyás táplálása révén - vagy közvetlenül mindig fontos szerepet játszottak. Valódi természetükről mégis sokáig teljesen helytelen nézetek uralkodtak. (Hosszú időn át általános volt pl. az a felfogás, hogy a forrásokban a szárazföldek alá préselődött tengervíz kerül felszínre.) A tudományos forrásvizsgálatok kezdete óta (Mariotte XVII. sz.) azonban egyre több forrástípust írtak le, s azok rendszerezésére igen sok forrásosztályozás született. Az alábbiakban először a hidrogeológiai viszonyokból kiinduló osztályozást mu­ tatjuk be. A tipizálás alapja - Juhász J. (1976) gondolatmenetét követve - a forrás és táplálóterülete magassági helyzetének összehasonlítása. Az így adódó forrástípu­ sok igen közel állnak azokhoz, amelyeket Keilhack, K. 1935-ből származó, általáno­ san elterjedt, szinte klasszikusnak nevezhető osztályozásában különített el. 1. Leszálló forrásokról akkor beszélünk, ha a forrás vízgyűjtő területén a vízzáró feküréteg a víz felszínre lépési helyénél magasabban van. így a fekü felett összegyűlő víz elvileg teljes egészében a felszínre juthat. Ez leggyakrabban akkor következik be, ha a víztartó réteget a lejtős felszín elmetszi, és a víz annak kiékelődési helyén, réteghatáron bukkan elő (152. ábra). Az ábra A/a-b része ilyen ún. rétegforrásokat mutat. A c változat azt a gyakori esetet ábrázolja, amikor a víz a lejtőre boruló törmelék- vagy málladéktakarón átszivárogva éri el a felszínt (törmelékforrás). Ilyen jellegű források fakadnak a hegységekből kifutó folyók hordalékkúpjain, ahol azok fokozatosan finomodó anyaga vízzáró iszapos ártéri lerakódásokba megy át. A durva horda­ lékban szivárgó víz néha egy markánsan kirajzolódó keskeny sávban lép a felszínre. Ilyen forrásvonal tipikus esete alakult ki a Pó-síkság északi oldalán, az Alpok felől érkező folyók hordalékkúprendszerében. A „Fontanilli vonal” forrásai az itteni öntözőrendszerek fő táplálói. 2. Átbukó forrás keletkezik, ha a vízgyűjtő terület vízzáró feküje a víz felszínre lépési helyénél mélyebben fekszik, s csak a forrást tápláló víz felszíne van magasabban annál 246

152. ábra: Forrástípusok. A. Leszálló források: a b = rétegforrás, c = törmelékforrás; B. Átbu­ kó források: a = egyszerű átbukó forrás, b-c = szűkülő forrás; C. Felszálló források, a = fel­ szálló vetőforrás, b = réteggyűrődéses forrás, F = forrás

(152. ábra). Ilyenkor csak a forrás szintje felett elhelyezkedő víztömeg kiürülésére van mód. Az átbukóforrások klasszikus esete, amikor a vízzáró fekü üstszerűen helyezke­ dik el, s a benne (rajta) lévő víz mintegy túlcsordul (152. Bja ábra). Átbukónak tekinthetők a duzzasztott források is. A duzzasztást nemcsak vízzáró, hanem kevésbé vízáteresztő réteg közbeékelődése is előidézheti. Ebbe a kategóriába sorolhatók a víztartó összlet elkeskenyedése miatt kialakuló ún. szűkülőforrások (152. B/b-c ábra). 3. Felszállónak nevezzük azokat a forrásokat, ahol a forráshoz tartozó víz felfelé mozog, tehát a kilépési hely magasabban van a forrást tápláló víz szintjénél. A víz felemelkedését többnyire hidrosztatikai nyomás okozza, de ehhez gyakran a vízben oldott gázok felhajtóereje is hozzájárul. (A sok oldott gázt tartalmazó víz sűrűsége kisebb, ezért felfelé mozog.) A felszálló vizek pályáit rendszerint vető vonalak jelentik 152. C/a ábra). Az is előfordul azonban, hogy réteggyűrődés teszi lehetővé felszálló­ források kialakulását (152. ábra C/b). Összetört karsztterületeken különösen gyakoriak a felszálló vetőforrások, s vizük mélységi eredete miatt ezek többnyire langyosak vagy melegek. Ilyen pl. a Hévízi-tó forrása, de a Dunántúli-középhegyvidék peremén sok hasonló jellegű bővizű forrás van. A Bükk déli részén is valóságos füzért alkot ez a forrástípus, Egertől Bogácson, Kácson át Miskolcig.

247

A működés jellegéből kiinduló forrásosztályozások két alapvető kategóriája az állandó és az időszakos források típusa. Az időszakos források működése lehet periodikusan ismétlődő (intermittáló források) és szabálytalan időközökben - több­ nyire ritkán - kiújuló (epizodikus források). A talaj- vagy rétegvizekből táplálkozó állandó források vízhozama többnyire cse­ kély (néhány l/s) és kismértékben ingadozó. A karsztforrások viszont gyakran igen bővizűek, jóllehet a megbízhatósági indexük alacsony - azaz a maximális és minimális vízhozam aránya nagy. Mivel a karsztos területek forrásaiban sokszor kiterjedt, tágas föld alatti járat (barlang)-rendszerek vizei jutnak felszínre, vízhozamuk olykor a kisebb folyókéval vetekszik. A leghíresebb talán a Francia-Elő-Alpokban a Vaucluse-forrás, amelyből átlagosan 17 m3 víz folyik ki másodpercenként. Maximális hozama azonban a 120 m3-t is eléri. Az erősen ingadozó, bővizű karsztforrásokat a Vaucluse után a szakirodalom vaucluse-öknek nevezi. Nagyszerű vaucluse-ök fakadnak a Dinaridák peremén is (Ombla, Timavo, Buna stb.). A Dubrovnik melletti Ombla hozama még a Vauclus-ét is meghaladja, s a belőle induló folyó már a forrásnál is 140 m széles. Az ilyen források egy része a tenger alatt fakad, s nagy tömegű hideg vizük nyáron a környező tengervíz hőmérsékletét is érezhetően csökkenti. A víz alatti forrásokat Dalmáciában használatos nevük után gyakran vruljéknak hívják. Bővizű karsztforrások Magyarországon is szép számmal fordulnak elő, s ha hoza­ muk nem is vetekszik a már említettekével, jelentős részt vállalhatnak egy-egy telepü­ lés vízellátásában. Az aggteleki Baradla-barlang patakjának vizéből táplálkozó Jósva forrás pedig olykor komoly árvízveszélyt is jelent Jósvafő számára, hiszen vízbősége a 7,5 m3/s-ot is elérheti. Az intermittáló források működésének szakaszosságát számos körülmény szabá­ lyozhatja. A szakaszos működés lehet pl. évszakos olyan területeken, ahol a csapadék éven belüli megoszlása is ilyen. (Ez nem jelenti természetesen azt, hogy egy mediterrán vagy monszunvidék forrásai mind időszakosak, hiszen a felszín alatti víztartalék többnyire elég ahhoz, hogy „átsegítse” a forrásokat a csapadék nélküli hónapokon.) A szakaszosan működő források főleg karsztos területeken gyakoriak. Ezek általában a szifon jellegű üreg- és járatrendszerekben felhalmozódó karsztvíz periodikus kiürü­ lésekor működnek. Mechanizmusukat Darcy fejtette meg még a múlt században (153. ábra). Ennek az a lényege, hogy a tárolóüreg táplálónyílása (nyílásai) magasab­ ban fekszik ugyan a kivezető járat torkolatánál, de ez utóbbi további szakasza szivornya jellegű, s a kiürülés csak akkor indul meg, ha a tároló vízszintje a szivornya legmagasabb pontja fölé emelkedik. A működés gyakoriságát a víz utánpótlódási üteme határozza meg. Jó példa erre a Mecsekben az Orfű melletti Sárkánylik. Intermittáló források a gejzírek is (154. ábra). Működésüket „A magmatizmus és a vulkanizmus földrajzi jelenségei” című fejezet tárgyalja. Az epizodikus források működésére általában extrém körülmények között kerül sor. Hosszabb nedves időszak hatására pl. a talaj- vagy karsztvízszint annyira meg­ emelkedhet, hogy az egyébként száraz forrásnyílásokból is vízfolyás indulhat meg. 248

153. ábra: Intermittáló forrás szifonnal

154. ábra: Gejzír csatornarendszere g = gőz

Gyakran éhségforrásoknak nevezték ezeket, mert a működésüket megindító ves időjárás akár éhínség rémével is fenyegetett. Az időszakosan működő források szélsőséges példáit jelentik az ún. Ezek karsztos medencék (pl. poljék) fenekén, peremén előforduló olyan amelyek a karsztvízszint emelkedésével - pl. évszakosan - forrásként A Dinaridák vidékén gyakori jelenségek.

túl ned­ katavotrák. víznyelők, működnek.

Irodalom Almássy, E.: Hidrológia-hidrográfia. Budapest, 1977. p. 230. Balázs, D.: Ausztrália, Óceánia, Antarktisz. Budapest, 1978. p. 497. Baumgartner, A.-Reichel, E.: Die Weltwasserbilanz. München, 1975. Bogárdi, J.: Vízfolyások hordalékszállítása. Akadémiai Kiadó, Budapest, 1971. p. 837. Bulla, B. (szerk.): Általános természeti földrajz I. k. Bp., 1953. p. 554. Budó, Á.: Kísérleti fizika I. Budapest, 1968. p. 517. Czaya, E.: A Föld folyói. Gondolat Kiadó, Budapest, 1988. p. 212. Darwin, G. H.: Ebbe und Flut. Leipzig, 1902. p. 344. Ditrich, G.: Ozeanographie. Westermann, Braunschweig, 1976. p. 118. Felföldy, L.: A vizek környezettana. Budapest, 1981. p. 290. Gábris, Gy.: A vízhálózat geomorfológiai célú elemzése. Kand. értekezés. Budapest, 1987. p. 136. Gierloff-Emden, H. G.: Geographie des Meeres I—II. De Gruyter, 1980. p. 1310. Gregory, K. J.: Drainage networks and climate. In: Derbyshire, E. (ed) Geomorphology and climate Chichester. 289-315. 1976. Gresswell, K.-Huxley, A. (szerk.): Rivers and Lakes. New York, 1965. p. 384. Grimm, F.: Das Abflussverhalten in Európa. Typen und regionale Gliederung. In.: Wiss. Veröff. d. Deutschen Inst. f. Lánderkunde, N. F. 25/26. Leipzig, 1968. Grund, A.: Karstwasserhydrographie. Geogr. Abhandlungen VII. 1903. Hjulström, F.: Studies on the morphological activity of river Klarálven Bull. Geol. Inst, of Uppsala, 25, 221-527. 1935. 249

Horton, R. E.: Erosional development of streams and their drainage basins. Hydrophysical approach to quantitativ morphology. In: Bull. Geol. Am. America. Vol, 56, 275-370. 1945. Jakucs, L.: A karsztok morfogenetikája. Budapest, 1971. p. 310. Juhász, J.: Hidrogeológia. Budapest, 1976. p. 767. Katzer, F.: Karst und Karsthydrographie. Sarajevo, 1909. Keller, R.: Gewásser und Wasserhaushalt des Festlandes. Leipzig, 1962. p. 520. Kéz, A.: A víz természeti földrajza. In: Általános természeti földrajz. Szerk.: Bulla B. Buda­ pest, 354-531. 1953. King, C. A. M.: Oceanography for geographers. London, 1962. Kinghton, D.: Fluvial Forms and Processes. London, 1984. p. 218. Kuruc, A.: A tengerek földrajza. Műszaki Könyvkiadó. Budapest. 1982. p. 475. Laczay, I.: A folyószabályozás tervezésének morfológiai alapjai. Vízügyi Közlemények. 235-254. 1982. Lehmann, O.: Die Hydrographie des Karstes. Enzykl. der Erdkunde Wien-Leipzig, 1932. Lvovics, Μ. I.: Vodnüje reszurszü zemnovo sara i ih buduscseje. Izv. Akad. Nauk. SZSZSZR. Szer. Geogr. No. 6. 31-46. 1967. Marcinek, J.: Das Wasser des Festlandes. Gotha/Leipzig, 1975. p. 224. Mortensen, H.-Hövermann, J.: Filmaufnahmen der Schotterbewegungen im Wildbach. Petermanns Mitt. Erg. H. 262. 1957. Nace, R. L.: World water inventory and control. In: Water, Earth and Man. London, 31-42. 1969. Németh, E.: Hidrológia és hidrometria. Budapest, 1954. p. 662. Pardé, M.: Fleuves et riviéres. Paris, 1947. Petts, G.-Foster, I.: Rivers and landscape. London, 1985. p. 274. Puskás, T. (szerk.): Magyarország felszíni vizei. Budapest, 1967. p. 216. Rosenkranz, E.: Das Meer und seine Nutzung. Gotha/Leipzig, 1977. p. 128. Rónai, A.: A magyar medencék talajvize. Budapest, 1956. p. 245. Rónai, A.: Az Alföld negyedidőszaki földtana (Geologica Hungarica) Budapest, 1985. p. 446. Sebestyén, O.: Bevezetés a limnológiába. Budapest, 1963. p. 234. Schidlowski, M.: Die Entwicklung der Erdatmosphare. Promet, 5/2-3. Offenbach. 1975. Schmidt, Κ. H.: Der Fluss und sein Einzugsgebiet. Wiesbaden, 1984. p. 108. Schumm, S. A.: The Fluvial System. New York/London/Sydney/Toronto, 1977. p. 338. Seyhan, E.: Calculation of runoff from basin physio-geography. Utrechtse geografische studies 2. 1976. Shreve, R. L.: Statistical law of stream numbers. Journ. Geol. 74., 17-37. 1966. Szalay, Gy.: Ember és viz. Budapest, 1987. p. 286. Szilárd, J.: Külső-Somogy kialakulása és felszínalaktana. Budapest, 1967. p. 150. Thomas, D. M.-Benson, M. A.: Generalization of streamflow characteristics from drainagebasin characteristics. U. S., Geol. Surv. Water Supply Paper, 1970. p. 55. Újvári, J.: Folyók, tavak, tengerek. Bukarest, 1962. p. 371. Verstappen, H. Th.: Elements de photogéologie et géomorphologie. ITC. Publ. Delft, 1964. p. 44. Ward, R. C.: Principles of hydrology. London, 1975. p. 367. Wilhelm, F.: Hydrogeographie. Braunschweig, 1987. p. 227. Zeller, J.: Flussmorphologische Studie zum Máanderproblem. Geographica Helvetica, 57-95. 1967.

250

4. FEJEZETEK A KÜLSŐ ERŐK TERMÉSZETFÖLDRAJZÁBÓL Az aprózódás és a mállás Az aprózódás és mállás fogalma, természetföldrajzi jelentősége A földfelszín formálásában, a talajok kialakulásában nagy jelentősége van azoknak a folyamatoknak, amelyek hatására a kőzetek kisebb darabokra esnek szét, megbom­ lik eredeti szerkezetük, módosul ásványos, ill. kémiai összetételük. Az angol és a német szakirodalom ezeket a folyamatokat összefoglaló néven mállásnak jelöli. Asze­ rint, hogy a kőzetek megbontásában a fizikai vagy a kémiai folyamatoknak van-e meghatározó szerepük, fizikai, ill. kémiai mállásról írnak a szakkönyvek. A magyar nevezéktanban a túlnyomórészt fizikai (főleg mechanikai) folyamatok hatására bekö­ vetkező kőzetbontást aprózódásnak, a kémiai változásokkal jellemezhető kőzetbon­ tást mállásnak nevezzük. Az aprózódást és mállást úgy is definiálhatjuk, mint a kőzetek és ásványok stabilabb formába való átalakulását. A legtöbb kőzet és ásvány ugyanis a földfelszínen és közvetlenül a felszín alatt lényegesen más nedvességi, hőmérsékleti, biológiai és nyomásviszonyoknak van kitéve, mint keletkezésekor. Ez különösen érvényes a vulkáni és a metamorf kőzetekre, amelyek általában igen magas hőmérsékleten és nyomáson keletkeztek, ugyanakkor pl. biológiai hatások nem érték őket. Hangsúlyoznunk kell, hogy a természetben sem az aprózódás, sem a mállás nem létezik „tiszta” folyamatként. A sivatagi környezetben, ahol az aprózódás mechanikai folyamatai meghatározók, alárendelten ugyan, de léteznek kémiai átalakulások is, amelyek már a mállás folyamatába tartoznak. De ellenkező példát is hozhatunk. Az erősen nedves trópusi esőerdő-területeken, ahol a mállás folyamatai uralkodnak, azokkal egy időben az aprózódás is végbemegy, pl. a növényi gyökerek repesztő hatására, vagy a napsütéses időszakokban a besugárzás következtében. Az aprózódás és mállás hatására felaprózott, szerkezetükben is fellazult, oldhatósá­ gukban megváltozott kőzeteket a külső erők általában könnyebben elmozdíthatják eredeti helyükről. A felszín formálása ilyen módon felgyorsulhat, s a felszínpusztulás jellegét is meghatározhatják az említett folyamatok. Ha pl. egy felszínen olyan apróra estek szét a kőzetrészek, hogy azok túlnyomó része már a homokszemcsemérethez tartozik, akkor a szél mint új intenzív felszínformáló folyamat jelenhet meg az adott földrajzi helyen. Ha kémiai átalakulások következtében könnyen oldható ásványok képződtek, az oldásos erózió lesz meghatározó. Azt állíthatjuk tehát, hogy az aprózó251

dás és a mállás folyamatai általában előkészítik, megkönnyítik a felszín formálását oly módon, hogy a kőzetanyagokat szállításra alkalmassá teszik. Ritkább esetben a mállási folyamatoknak konzerváló szerepük is lehet: pl. a mállással keletkezett lateritkérgek megakadályozzák vagy legalábbis erősen lefékezik a felszín további pusztulá­ sát. Egészében véve tehát e két folyamat lényeges szerepet játszik a földfelszín forma­ kincsének kialakulásában. Végül, de nem utolsósorban szólnunk kell arról is, hogy az aprózódás és a mállás a talajok kialakulásának is előfeltétele. Talaj csak kőzetmálladékon jöhet létre. Minél teljesebb a nyers kőzetek feltárása (apróbbak a kőzetszemcsék, hozzáférhetőbbé válnak a tápanyagként hasznos kémiai elemek), annál kedvezőbbek a feltételek a termékeny talajok kialakulásához.

Az aprózódás típusai Az aprózódás folyamatának jellegét, sebességét számos tényező határozza meg. Ezek közül a legfontosabbak: a kőzet ásványos összetétele, szerkezete, az éghajlati adottságok, a növényzet. Az aprózódás típusait aszerint különböztetjük meg, hogy melyik az az uralkodó hatás vagy folyamat, amely a kőzetek szétesését okozza.

A hőingadozás okozta aprózódás A hőmérséklet emelkedésével a kőzetek kitágulnak, csökkenésével összehúzódnak. A hőmérséklet-változás mértékétől függően kisebb vagy nagyobb mértékű a térfogatváltozás. A különböző ásványi részekből felépülő kőzetekben nyírófeszültségek lép­ nek fel, mivel az eltérő anyagi minőségű ásványok hőtágulási együtthatója más és más. Ezek a feszültségek annál nagyobbak, minél nagyobb hőmérséklet-változás lép fel, s az minél gyorsabban játszódik le. A különböző ásványok határfelületeinél gyengeségi síkok alakulnak ki, amelyek mentén kisebb a kőzet mechanikai ellenálló képessége. A gyors és nagy hőmérséklet-változások hatására e felületek mentén kezdődik el a kőzet szétesése. Homogén ásványkristályok esetén is felléphetnek belső feszültségek, ha a kristály hossztengelyével párhuzamosan és arra merőlegesen lényegesen eltér a tágulási együttható (20. táblázat). A hőmérséklet-változásokkal kapcsolatos másik hatás a kőzetek rossz hővezető képességével függ össze. A kőzettömbök, sziklák felszíne erősen felhevülhet, miköz­ ben mélyebben a kőzet anyaga hűvös maradhat. Ennek eredményeként a kőzet felszínén lévő réteg nagyobb mértékben tágul, mint a mélyebb régióban. A felszín és a belső részek között feszültség lép fel, s a hőmérséklet-változás gyakori ismétlődése hatására a kőzet felületi rétege kisebb-nagyobb darabokban leválik. 252

20. táblázat

Néhány ásvány hossztengellyel párhuzamos és arra merőleges tágulási együtthatói (Stefanovits P. - 1981 - szerint) Ásvány

Hossztengelyre

Tágulási együttható 10-8 cm

Kvarc

párhuzamos merőleges

75 140

Ortoklász

párhuzamos merőleges

200 15

Kalcit

párhuzamos merőleges

260 54

A kőzet aprózódásához jelentős hőmérséklet-különbségekre van szükség. Ennek természetes viszonyok között a meleg-száraz és a félszáraz éghajlati területeken vannak meg a feltételei. Itt ugyanis az év nagyobb részében zavartalan a napsugárzás, amely a kőzeteket - azok nagy hőabszorpciója miatt - akár 70-80 °C-osra is felmele­ gítheti. (A felmelegedést erősen befolyásolja a kőzet színe és hővezető képessége is.) Az éjszakai, kora hajnali lehűlés - a felhőtlen ég miatt - igen erőteljes lehet, megköze­ lítheti, ritkábban elérheti a fagypontot is. (A fagyás azonban már más folyamatot eredményez. Lásd „A fagy okozta aprózódás” c. részt!) Nagyon gyors hőmérséklet­ változást okoznak a záporesők, amelyek a víz nagy fajhője miatt rendkívül hatéko­ nyan hűtik le a kőzetfelszínt. Ilyen okok miatt naponta a legalacsonyabb és a legmagasabb kőzethőmérséklet közötti különbség 50-70 °C is lehet. Ilyen hőmér­ séklet-változás csak azokon a területeken fordul elő, ahol a kőzetfelszínt napon­ ta rendszeresen éri a direkt napsugárzás. Ez legzavartalanabbul a trópusi sivata­ gok területén valósul meg. Az így létrejött kőzetaprózódást inszolációs aprózódásnak nevezzük. Még nagyobb hőmérséklet-változást okozhatnak a bozóttüzek, amelyek a szavan­ na- és sztyeppterületeken természetes okok miatt (villámcsapások) viszonylag gyak­ ran ismétlődnek. A hőingadozás okozta aprózódás eredményei a hagymahéjszerű kőzetleválások vagy a szemcsés kőzettörmelék. A kutatók egy része kétségbe vonja a hőingadozás kőzetaprózó szerepét, s a sivatagokban található aprózódási termékeket a lepusztulás okozta csökkenő nyo­ másnak, ill. a sók kristályosodásának tulajdonítja (in: Birkeland, P. W. 1984). Ezek­ kel a hatásokkal a „Sókristály-növekedéses aprózódás” és a „Nyomáscsökkenés okozta aprózódás” c. fejezetekben foglalkozunk. 253

Fagy okozta aprózódás A kőzetben különböző okok miatt (hőhatás, nyomásváltozás, oldódás stb.) kiala­ kult repedéseket, üregeket - elegendő csapadék esetén - részben vagy egészben víz töltheti ki. A hőmérséklet 0 °C alá süllyedésével ez a víz a kőzet külső felületétől befelé haladva fagy meg. Közismert, hogy térfogata fagyás közben mintegy 9%-kal megnő, s eközben igen nagy nyomást gyakorol a kőzetre. Ez a nyomás — 22 °C-nál a legna­ gyobb (22 000 N/cm2). A térfogat-növekedés a 0 °C-on képződött jég (kristályosodott víz) hőmérsékletének csökkenésével tovább tart, egészen — 25 °C-ig. A jég térfogat­ növekedése ebben a hőmérsékleti intervallumban azonban jóval kisebb mértékű, mint a víz megfagyásakor. - 25 °C alatt azonban a jég már zsugorodik, így ez alatt az érték alatt nincs további kőzetrepesztő hatása. Az előzőkből az következik, hogy a kőzetek aprózódását leginkább a hőmérséklet 0 °C körüli ingadozása okozza, mivel az ismétlődő 9%-os térfogat-növekedés a repe­ déseket egyre nagyobbra tágíthatja. Nem közömbös az sem, hogy mennyi ideig marad 0 °C alatt a hőmérséklet. Ha ugyanis a nap folyamán csak 1-2 óra ez az idő, a kőzet belsejében nem fagy meg a víz, csak a felszínen. Leghatékonyabb a kőzetrepesztés, ha egy nap kb. 12-14 óra hosszáig van fagypont alatt a hőmérséklet. Ez elég hosszú idő ahhoz, hogy először vastag jégréteg képződjön a repedések felszínhez közeli részeiben, így a kőzetben mélyebben lévő víz már zárt terekben fagy meg, repesztő hatása nagyobb lesz. A kőzetben lévő összes víz megfagyásához alacsony hőmérsék­ letre van szükség, mivel a belső kapillárisokban csak kb. - 10 °C-on fagy meg a víz. Miközben a víz megfagyásakor a térfogat-növekedéssel fellépő nyomás a kőzetek aprózódását okozza, a fagyás-olvadás folyamatát erősen befolyásolja a rétegnyomás (egyáltalán az adott zárt térben fellépő bármilyen eredetű nyomás). Növekvő nyomá­ son csökken az olvadáspont, és fordítva. Ez a magyarázata, hogy nagy nyomás hatására a jég megolvad, s az újrafagyás akkor megy végbe, amikor a nyomás csökken. Ezt a jelenséget regelációnak nevezzük. A regeláció során az olvadékvíz addig a helyig szivárog, ahol a nyomás kisebb, és ahol ismét megfagy. Ezen a helyen újra kifejti kőzetrepesztő hatását. A fagy okozta aprózódás olyan területeken jellemző, ahol gyakori a napi fagyválto­ zékonyság, azaz a magashegységekben, a poláris és szubpoláris éghajlati övben. Előfordul a mi szélességünkön is az átmeneti évszakokban, de nálunk nem tekinthető meghatározó aprózódási folyamatnak. Eredményeként durva, szögletes kavicsok, murva és homok jönnek létre. Mélysége a fagyváltozékonyság mélységétől függ. Permafroszt területeken az aktív réteg 0,2-2 m között változik, a fagy okozta aprózódás itt hatol legmélyebbre.

254

Sókristály-növekedéses aprózódás A kőzetekben a mállás kémiai folyamatai során több olyan só keletkezik, amely vízben oldható. A porózusabb kőzetek kapillárisaiban így vizes oldatok áramlanak. A felületről elpárolgó víz miatt a kőzet kapillárisaiban, hajszálrepedéseiben maradó oldat egyre töményebb lesz, mígnem telítetté válik, s elkezdődik a benne oldott sók kristályosodása. A kristályok képződése során általában mérsékelt nyomóerők hat­ nak a kőzetre. (1000 N/cm2-es nagyságrend.) A folyamat addig tart, míg a telített vagy túltelített oldat teljesen kristályosodik. Ha a képződött kristályok eltömik a kőzet pórusait, s ezáltal megakadályozzák a sóoldatok áramlását, a folyamat ugyan­ csak leállhat. Nagyon erős felszíni párolgás és túltelített szulfátos oldatok esetén anhidrites kristályok képződnek. Ezek későbbi újranedvesedés hatására (pl. esőzés) vizet építe­ nek be a kristályrácsba, miközben megduzzadnak, s ezáltal nyomóerőt fejtenek ki a kőzetre. Meg kell említenünk, hogy a sók kristályosodása nemcsak repesztő hatással lehet a kőzetekre, hanem növelheti azok szilárdságát. A mészkő vagy a kovasavak például a homokkő lepusztulással szembeni ellenálló képességét növelhetik. Az ilyen homok­ kő a későbbi letárolás során sajátos formákat alkothat, mivel az ellenállóbb mészkő vagy kovasav bordaszerűen kipreparálódik (háló és méhsejt alakú kőzetformák). A sókristály-növekedéses aprózódás a száraz és félszáraz éghajlaton tipikus, jellem­ ző továbbá a tengerpartokon, sós tavak közelében, ahol a szétfröccsenő hullámokból származó sókristályokat a szelek nagy területen szétterítik, így biztosítják az oldódásújrakristályosodás alapanyagait. Kevésbé jellemző, de előfordul félnedves klímaterü­ leteken is egy-egy szárazabb időszakban. Ma már a folyamat esetleges technogén eredetére is utalnunk kell. Nagyvárosok és iparterületek környékén a levegő és a csapadékvíz savtartalmának növekedésével, annak felszíni hatásaként a természetesnél erősebb sóképződés mutatható ki, amely a természetes kőzetbontást felerősíti.

Nyomáscsökkenés okozta aprózódás Minden kőzetre, amely a felszín alatt helyezkedik el, a fölötte lévő kőzetek nyomása hat. A mélységi magmás és a metamorf kőzetek rendkívül nagy nyomás alatt képződ­ nek, s szerkezetük ennek megfelelően alakul. A lerakódott üledékek kőzetté válása a kőzetrétegek vastagságától függően ugyan, de szintén jelentős nyomás hatására következik be. A földfelszín szüntelenül változó folyamatai a takaró kőzetrétegeket idővel letarolhatják, így a korábban mélyen fekvő kőzetek egyre közelebb kerülnek a felszínhez, s egyre kisebb nyomás hat rájuk. A nyomáscsökkenés eredményeképpen kitágulnak, s ez a tágulás a kőzetek töréséhez, repedések képződéséhez vezethet. 255

A törési síkok merőlegesek a nyomás irányára, így a felszínnel párhuzamosan réteg­ zettség alakul ki. A felszínre kerülve ezek a rétegek könnyen elválhatnak egymástól, a kőzetben kialakult repedések pedig további aprózódási folyamatok számára biztosí­ tanak kedvező feltételeket (pl. a repedésekbe szivárgó víz megfagyása). Sok kutató ezt az aprózódási folyamatot tekinti az egyik leghatékonyabbnak, de mennyiségi adatok híján a tényleges szerepe nem ítélhető meg. A nyomáscsökkenés okozta aprózódás nem függ közvetlenül az éghajlati hatások­ tól. Mindenütt előfordul, ahol a felszíni rétegek gyorsan pusztulnak, s ezt a klimatikus feltételeken kívül más tényezők is befolyásolják (vízgyűjtő terület mérete, domborzati adottságok stb.).

Mozgó közegek kőzetaprózó hatása Az aprózódás eddig ismertetett formái mintegy előkészítik a kőzeteket a szállításra, ugyanakkor a szállítás folyamata maga is nagymértékben hozzájárul a kőzet- és ásványszemcsék további felaprózásához. A jégár egészen durva kőzettörmeléket, a folyóvíz a hegységek felől a síkságok felé haladva egyre finomabb szemcséket (kavics, murva, homok, iszap), a szél pedig homok és por méretű szemcséket szállít. Eközben a kőzet- és ásványszemcsék egymáshoz vagy a felszíni kőzetekhez ütődve összetöre­ deznek, a nagyobb sziklákból kisebb darabok válnak le. Az ilyen típusú aprózódás intenzitása különösen szoros összefüggésben van a kőzetek, ásványok mechanikai ellenálló képességével. Megmérték, hogy egy hegyi patakban a 20 cm átmérőjű kőzet­ darabok 2 cm átmérőjű részekre való aprózódásához - az anyagi minőségtől függően - a következő szállítási távolságra volt szükség: gránit 11 km, gneisz és csillámpala 5-6 km, homokkő 1,5 km (Stefanovits P. 1981). Az ásványok közül az egyik legellenállóbb a kvarc. Ezzel magyarázható, hogy a hordalék szállítási távolságának növeke­ désével növekszik annak kvarctartalma. Az aprózódásnak ez a formája annyiban klímafüggő, amennyiben a szállítóköze­ gek is azok (gleccserek - hideg éghajlat, szél - félszáraz és száraz éghajlat).

Az élővilág kőzetaprózó szerepe Első helyen kell említenünk a fás szárú növények gyökereit, amelyek a meglévő repedésekbe hatolva 100-150 N/cm2 nyomással repesztik tovább a kőzeteket. Ez a nyomóerő tulajdonképpen a protoplazma ozmotikus nyomásából (turgornyomás) származik. A talajlakó állatok laza kőzetekben (pl. löszben) létesített járataikkal járulnak hozzá a szerkezet fellazulásához. A lazább kőzeteken járó magasabb rendű állatok (elsősorban nagy testű patások) 256

tiprása apró kőzetrészek leválásához, a kőzetek valószínűleg kisebb jelentőségűek a növények szerepéhez képest.

kopásához vezet. Ezek a gyökereinek aprózódásban

hatások játszott

A hidratáció okozta aprózódás Maga a hidratáció fizikokémiai folyamat, s mint ilyet, átmenetnek tekintjük a fizikai folyamatokat magában foglaló aprózódás és a kémiai változásokkal jellemez­ hető mállás között. A hidratáció során a kőzetalkotó ásványok határfelületi ionjaihoz vízmolekulák kapcsolódnak. Mivel a vízmolekulák dipólusok, a pozitív és negatív ionok egyaránt vonzzák őket, mégis gyakoribb, hogy az oxigén felőli végükkel a határfelületi kationokhoz kapcsolódnak. A folyamat eredményeként a kőzetszerkezet fellazul, esetleg teljesen szétesik. A hidratáció azáltal, hogy megkönnyíti a víz behatolását a kőzetbe vagy ásványba, olyan aprózódási és mállási folyamatokat is elősegít, mint a fagy okozta aprózódás, az oxidáció vagy a hidrolízis. A vízfelvétel gyakran térfogat-növekedéssel is együtt jár, igy a mechanikai hatás is hozzájárul a kőzet széteséséhez. A hidratáció kevésbé függ a klimatikus feltételektől. Mindenütt előfordul, ahol szabadon mozgó vízmolekulák vannak, valamint a kőzetben finom repedések találha­ tók. A folyamat mindenekelőtt szilikátos kőzetekben megy végbe.

Emberi tevékenység hatására lejátszódó aprózódás Az ember gazdasági tevékenységei a céltudatos kőzetaprózáson (bányászat, kőzetőrlés) kívül is hozzájárulnak a kőzetaprózódáshoz. Megemlíthetjük a közlekedéssel és ipari tevékenységekkel kapcsolatos tartós altalaj rezgéseket, a mezőgazdasági céllal végrehajtott altalajlazítást vagy az építkezések alkalmával végzett tereprendezéseket.

A mállás típusai A mállás típusait aszerint határozzuk meg, hogy a kőzet vagy ásvány átalakulásá­ ban milyen folyamat vagy folyamatok uralkodnak. Ezek alapján az alábbi mállási típusokat különböztetjük meg: 1. oldásos mállás, 2. szilikátok mállása, 3. oxidációs mállás, 4. biológiai mállás. 257

Oldásos mállás Több olyan kőzet van a természetben, amelyet közel 100%-ban egyetlen ásvány alkot. Ezek közül azok tekinthetők az oldásos mállásra alkalmasnak, amelyek uralko­ dó kőzetalkotó ásványa vízben vagy enyhén savas vízben oldódik. A tiszta vízben való oldódásnak csupán elméleti jelentősége van, mivel a természet­ ben a csapadékvíz is tartalmaz kevés szén-dioxidot, mely a levegőből kerül az oldatba, s ezenkívül más savas hatású szennyeződéseket is. Ez utóbbiak közül a legnagyobb koncentrációban a kén-dioxid fordul elő, amely vízzel kénessavat alkot. A tiszta vízben is jól oldódó kőzetek közé csak kevés tartozik. Közülük a legfonto­ sabbak a sókőzetek (kősó - NaCl; kálisó - KCl). Néhány szulfátos kőzet, melyek közül legismertebb a gipsz (CaS04 · 2H20), közepesen oldódik. A karbonátos kőzetek tiszta vízben meglehetősen gyengén oldódnak (21. táblázat), ugyanakkor a víz szén-dioxid-tartalmának növekedésével az oldó hatás lényegesen javul (22. táblázat). 21. táblázat Különböző sók 11 20 °C-os vízben oldható mennyiségei (Stefanovits P. 1981) MgCl2 · 6H20 NaCl CaS04·2H20 CaMg(CO3)2 CaCO3

560 g 360 g 2,6 g 0,3 g 0,1 g

22. táblázat A víz CaCO3-oldó képessége a vele egyensúlyban levő levegő CO2-tartalmától függően (Stefanovits P. 1981) Levegő CO2 (tf%) mg CaCO3/l víz az oldat pH-ja

0,03 52 8,3

0,33 117 7,6

1,6 201 7,1

4,3 287 6,9

10 390 6,7

Az oldás körülményei is befolyásolják annak intenzitását. Fontos, hogy milyen hőmérsékleten milyen szennyezettségű kőzetet old az enyhén savas víz, s mekkora az általa elérhető külső és belső kőzetfelszín. A tiszta mészkövek intenzívebben oldód­ nak, mint a sok szilikátos részt tartalmazó mészkövek. A földfelszín formáinak kialakulása szempontjából legfontosabb oldási folyamat­ nak a karbonátok oldódását tartjuk. A mészkő és dolomit hatalmas hegyvidékeket épít fel (pl. a Dél-Kínai-hegyvidéken 1 millió km2-t tesz ki a mészkő), de a formakincs szempontjából a löszben is a CaCO3 a legfontosabb alkotórész, s a lösz is nagyon 258

155. ábra: Szénsavas oldás (Bögli A. - 1960 - és Jakucs L. - 1977 - szerint)

elterjedt üledékes kőzet. Ilyen okok miatt a CaCO3 szénsavas oldódását részleteseb­ ben tárgyaljuk. Összességében egyensúlyi reakciók soráról van szó e folyamat esetében, amely különböző ionkoncentrációknál és hőmérsékleteknél különbözőképpen játszódik le 155. ábra). A reakciósor lényeges elemei a CO2-molekulák, amelyek a légkörben kisebb, a talajlevegőben nagyobb koncentrációban vannak jelen, és amelyeket a talajnedvesség az adott hőmérséklethez és nyomáshoz tartozó telítettségi határig tartalmazhat. A talajlevegő CO2-tartalma a talajban élő mikrobák élettevékenységétől és a maga­ sabb rendű növények gyökérlégzésétől függ, ezért nagy biológiai aktivitású talajban a talajlevegő sok CO2-t tartalmaz. Nedves trópusi területeken mérhető a legmagasabb CO2-tartalom. A 155. ábrán jelzett diffúziós folyamat (1) a levegő növekvő CO2-tartalmával nő, ugyanakkor a víz CO2-felvevő képessége a növekvő vízhőmérséklettel csökken, vagy­ is a hideg víz képes a legtöbb CO2-t felvenni. A 2-5 reakciók rövid idő alatt végbemennek, s a reakciósebesség a hőmérséklet emelkedésével nő. E folyamatok eredményeként a szénsavas oldódás a forró-nedves klímában, trópusi esőerdő-növényzet alatt megy végbe a leghatékonyabban, ami a talajlevegő nagy CO2-tartalmával és a humuszsavakból származó H+-ionok jelentős számával függ össze. A biológiai aktivitás és a hőmérséklet csökkenése miatt a mérsékelt öv nedves és félnedves éghajlatán csökken a mészkő oldódásának intenzitása, s a szubarktikus és arktikus éghajlaton a legcsekélyebb, de a hideg víz nagy CO2-felvevő képessége 259

miatt ezeken a területeken is fellép a szénsavas mállás. A formaképződés szempontjá­ ból a folyamat időtartama sem közömbös: hosszabb idő alatt gazdagabb formakincs alakulhat ki a mészkő oldódása következtében, ha az egyéb körülmények azonosak. A mészkő oldhatatlan kőzetalkotói (pl. szilikátok) visszamaradnak a felszínen, és újabb mállási folyamatok (hidrolízis, oxidáció) kiinduló anyagai lehetnek. A mészkőréteg- vagy a cseppkőképződés folyamatában a 155. ábra reakciósora visszafelé játszódik le.

Szilikátok mállása A szilikátok mállása a legfontosabb mállási folyamatnak tekinthető, mivel a föld­ kéreg felépítésében ezek az ásványok uralkodnak. Mállásuk során a legfontosabb kémiai folyamat a hidrolízis, de a hidratáció is szerepet játszik átalakulásukban. A hidrolízis folyamatát mintegy előkészítik az aprózódási folyamatok, amelyek ered­ ményeként a kőzetben repedések, homorú terek jönnek létre, ezáltal megkönnyítik a víznek a kőzetalkotó ásványokkal való kapcsolatát. A mállás folyamatát egy káliföldpát példáján (ortoklász, KAlSi3O8) mutatjuk be. Az első lépésben a földpát határfelületi ionjai vizet kötnek meg, hidratálódnak (1. „A hidratáció okozta aprózódás” c. fejezetben). Ezután kezdődik a hidrolízis, melynek során a legtöbb hidratált határfelületi kationt (Ca2 + , Mg2 + , Na+, K + , Fe2+ stb.) konkrét esetünkben a K + -iont- a FI+-ionok kiszorítják. A folyamat során keletkezett kálilúg a talajoldatba megy át:

E folyamat hatására elvész a kristályrács, amelyből kovasav-molekulák és alumíni­ umionok is kilépnek, majd a víz OFl-ionjaival összekapcsolódnak:

A keletkező alkáli- és földalkáli fémek hidroxidjai, valamint a szabad kovasavak a talajoldatba mennek. Ez utóbbiak amorf formában is kicsapódhatnak, és a nem mállott szilikátos ásványok körül héjakat képezhetnek, ezzel a további mállást meg­ akadályozhatják vagy korlátozhatják. E konkrét példán túl a szilikátok mállásának két fő irányát ismertetjük. A földpátok szétesése során Si4 + - és Al3+-ionok keletkeznek, amelyek sorsa meghatározó a folyamat további menete szempontjából. Ezek az ionok vagy beépülnek valamelyik újonnan képződött agyagásvány rácsába, vagy SiO2 és A12O3 hidroszolt képeznek. A mállás jellegét lényegesen befolyásolja a közeg pH-ja. Ebből a szempontból különösen fontos a SiO2 és az A12O3 oldhatósága (156. ábra). Az ábrán látható, hogy a Si02 a pH növekedésével egyre jobban oldódik, s a maximális oldhatóságot pH 10 260

fölött éri el. Az A12O3 pH 4, ill. pH 10 körül oldódik a legjobban, míg pH 6-8 között gyakorlatilag oldhatatlan. A pH-viszonyoktól függően lehetséges, hogy a szilikátok mállásával keletkező SiO2 és A12O3 elkülönüljön egymástól. így pl. pH 6-8 között a SiO2 oldódik, és a talajolda­ tok elszállíthatják, miközben az A12O3 szol kicsapódik, és helyben marad. A mállás­ nak ezt a típusát allitos mállásnak nevezzük. Terméke a laterit, amely alumíniumhidroxidokból, vas-oxihidroxidokból és kevés alumínium-hidroszilikátból áll. A late­ rit a nedvesebb trópusokon keletkezik leggyakrabban bázisos magmás kőzetek mállá­ sából. A mállás irányát a pH-viszonyok másféleképpen is meghatározhatják. Ha a közeg pH-értéke 4 körül van, az A12O3 jól oldódik, a SiO2 ezzel szemben gyengén, de kisebb arányban ez utóbbi is oldatba kerül. Ebben az esetben a Si és az A1 újra kapcsolódhat, és új alumínium-hidroszilikátok képződhetnek. A mállásnak ezt a formáját sziallitos mállásnak nevezzük. Erre jó példa a kaolinit keletkezése alacsony pH mellett:

Ha a közeg pH-ja 9 körüli, mind az A1203, mind pedig a Si02 nagy mennyiségben kerül oldatba, a folyamat eredménye montmorillonit vagy montmorillonit típusú szilikát lesz:

A sziallitos mállás végtermékei tehát az agyagásványok, amelyek a humusz mellett a talajok legfontosabb alkotórészei. Egy adott földrajzi helyen rendszerint nem egyetlen agyagásvány keletkezik, így a talajokban is különböző agyagásványok társu­ lásai fordulnak elő. A természetben előfor­ duló agyagokat aszerint jelöljük meg, hogy bennük melyik agyagásvány az uralkodó, így beszélhetünk illites, kaolinites, montmorillonitos stb. agyagról. A mállás során keletkezett agyagásványok nagyon stabi­ lak, további mállási folyamatokkal szem­ ben igen ellenállók.

156. ábra: A SiO2 és A12O3 oldhatósága a pH függvényében Graselly Gy. - 1974 - szerint 261

A szilikátok mállása alacsony pH-értékeknél és forró-nedves trópusi klímafeltéte­ lek mellett a legintenzívebb, a hideg és száraz éghajlati területek felé haladva egyre egyre csökken. Forró-nedves trópusokon a mállás mélysége 50-200 m-t is elérhet. Ehhez azonban az is hozzájárult, hogy itt az éghajlat alapvető adottságai a tercier óta 'nem változtak.

Oxidációs mállás A kőzetalkotó ásványok nagyobb része tartalmaz olyan alacsony vegyértékű ele­ met, amely kémiai reakciókban oxigénnel érintkezve magasabb vegyértékű formába megy át, azaz oxidálódik. A reakcióhoz szükséges oxigén a légköri és a talajlevegőben, valamint a csapadékban és felszín alatti vizekben oldott állapotban áll rendelkezésre. Az oxidációt legtöbbször megelőzik más mállási folyamatok (oldódás, hidrolízis), sőt az aprózódásnak is szerepe van előkészítésében oly módon, hogy a repedések gyara­ podásával megnő a kőzet fajlagos felülete, ezáltal az oxigén nagyobb felületen érint­ kezhet a reakcióban részt vevő ásványokkal, illetve ezek mállástermékeivel. Az említett alacsony vegyértékű elemek közül a legfontosabb a kétértékű vas oxidációja. Ezután - fontosságukat tekintve - a mangán és a vas-szulfid oxidációs folyamatai következnek. A szilikátokban előforduló ferrovas (Fe2+) háromértékű ferrivassá (Fe3+) oxidáló­ dik. A végtermék lehet vörösvasérc (Fe203) vagy barnavasérc (Fe2O3 · H2O). A fo­ lyamat pl. az alábbiakban is végbemehet: 2CaFe[Si2O6] + 302 + 2CO2 + 5H2O = Fe2O3 · H2O + 2CaCO3 + 4H2SiO3 (augit/hedenbergit) A keletkező vas-oxid vagy -hidroxid oldhatatlan formában kiválik, így a folyamat egyensúlya a szilikát bomlásának irányába tolódik el, ezzel a szilikát mállását gyorsít­ ja. Ilyen vasoxidáció játszódik le a szubtrópusi és trópusi váltakozva nedves éghajlati körülmények között, s a folyamat eredményeként képződő vörösvasérc kiválása meghatározza a vörösföldek színét. Ugyanilyen módon játszódik le a mangán oxidációja is. Az eddigiektől azonban eltér a vas-szulfid (FeS2 = pirít) oxidációja. E folyamat során nemcsak a vas oxidáló­ dik, hanem a hozzákapcsolódó kén is, s így a vas-oxid mellett kénsav is képződik A kénsav a talaj oldat savasságát fokozza, valamint további mállási folyamatokban vesz részt: szulfátok képződését eredményezi. A vas-szulfid oxidációjáról is megálla­ píthatjuk, hogy a mállás folyamatát felgyorsítja. Az oxidációs mállás is hozzájárul ahhoz, hogy az eredeti kőzetalkotó ásványok szétesnek, átalakulnak, a kőzet szilárdságát veszti, ezáltal a külső erők felszínpusztító munkája felgyorsul.

262

Biológiai mállás A kőzetek megbontásában az élővilág nemcsak fizikai hatásaival vesz részt, hanem anyagcseretermékei környezetbe juttatásával kémiai változásokat is okoz. Ezek a változások azonban olyan szoros összefüggésben vannak a növények és állatok élettevékenységeivel, hogy azokat nem tekinthetjük egyszerű kémiai mállási folyama­ toknak, így külön mállási típusként tartjuk őket számon. A biológiai mállás alapvető­ en abban különbözik a kémiai mállástól, hogy a különböző anyagok (elsősorban elemek) oldódását, kiválását, felhalmozódását, a kőzet- és ásványszerkezet megbon­ tását a talajon és a talajban élő növények és állatok igényei, életritmusuk, fiziológiai folyamataik határozzák meg. A legfontosabb anyagcseretermékek, amelyek szerepet játszanak a biológiai mállási folyamatban, a következők: szerves savak, CO2, komplexképző szerves vegyületek, humuszanyagok. Ezek sokszor nagyon bonyolult hatásmechanizmussal vesznek részt a mállási folyamatban, így mi csak erősen leegyszerűsített formában utalunk a fonto­ sabb átalakulási folyamatokra. Mind a magasabb rendű, mind pedig az alacsonyabb rendű növények savas anya­ gokat választanak ki azért, hogy a szervetlen tápanyagaikat felvehessék a talajból. Ezek a savak nagymértékben hozzájárulnak a kőzetek kémiai bontásához. Különösen az ún. pionírnövények képesek agresszív savakat juttatni környezetükbe, ezáltal a nyers sziklák ásványainak mállását idézik elő, s eközben a felszabaduló elemek egy részét tápanyagként hasznosítják. A komplexképző anyagok a kémiai málláskor keletkezett vas- és alumínium-oxidokat vihetik oldatba, ezzel módosítva a kémiai mállás további irányát. Az oldhatósági viszonyok megváltoztatásával a növények számára hasznos elemek felszaporodnak a mállás helyén, majd innen a növényekbe kerülnek. Az élőlények légzése folyamán keletkező nagy mennyiségű CO2 alapvetően megha­ tározza a talajnedvesség oldóképességét. A keletkező szénsavas víz koncentrációja különösen a karsztosodás intenzitásában játszik meghatározó szerepet. Az élőlények által termelt CO2 nagy jelentőségének kifejezésére egyre több kutató fogalmaz úgy, hogy a karsztformák biológiai produktumnak tekinthetők.

Az aprózódás és a mállás intenzitása a Földön Számos kutató foglalkozott és foglalkozik napjainkban is az aprózódás és a mállás különböző formáinak mennyiségi meghatározásával. Sokféle módszerrel kísérelték meg a két folyamat intenzitásának mérését, s ezek közül a legmegbízhatóbbaknak a terepi és laboratóriumi kísérletek, mérések bizonyultak. Az eddig kapott sok adat még mindig kevés ahhoz, hogy ilyen részletes, analizáló módszerekre alapozva meg­ bízható szintetizáló számításokat végezzenek az egész földfelszínre vonatkoztat­ va. Ennek az az oka, hogy a kőzetek, ásványok nagyon sokfélék, az aprózódás és 263

mállás során lejátszódó folyamatok igen változatosak; és több részfolyamat (emberi léptékkel mérve) rendkívül lassan megy végbe. Ezért ma még közvetett módszerhez kell folyamodnunk az aprózódás és a mállás mennyiségi becslésekor. A kutatók ma a folyók hordalék- és oldottanyag-szállítását tekintik a legmegbízhatóbb becslési alapnak. Utalunk azonban azokra a körülmé­ nyekre, amelyek az ilyen típusú számítások pontosságát rontják. Az aprózódás tényleges intenzitásának megítéléséhez tudnunk kellene, hogy mennyi a helyben maradó aprózódott termék. Ez nedves klímafeltételek között és változatosabb dom­ borzat esetén kevesebb, száraz éghajlaton jóval több - nem beszélve az állandó vízhálózat nélküli sivatagi területekről. Ugyanakkor az aprózódás éppen ezeken a száraz területeken rendkívül intenzív. Természetesen a kutatók a számításoknál ezeket a tényezőket igyekeznek figyelembe venni - a valóságtól való eltérés azonban nem lehet csekély. A mállás mennyiségi megítélése a vízrendszerek oldottanyag-szállítása alapján pontosabbnak tűnik, mivel a nedves klímaterületeken, ahol általában erősebb a mállás, nagyon kevés a lefolyástalan terület. így a mállás során keletkezett ionok bekerülhetnek a lefolyó vizekbe (157. ábra). A talajoldatba jutó ionok nagy része az ásványok mállásából származik, másik része az élővilág szerves anyagainak bomlásá­ ból. A bioszféra ugyanakkor fel is használ ionokat, vagyis az élőlények számára fontos anyagok körforgást végeznek. A bioszféra és környezete közötti kétirányú anyagáramlás természetes viszonyok között gyakorlatilag egyensúlyban van (157. ábra), ezért a vízrendszerek anyagveszteségeinél ez nem játszik meghatározó szerepet. Meg kell azonban említenünk, hogy a természetes élővilág elpusztításával (főleg a dús trópusi növényzet kiirtásával) ez a viszonylagos egyensúly megbomlik, és a mállott anyagok elszállításában alapvető változás következik be: az rendkívüli mértékben megnövekedhet. Valamennyi ionbevétel a csapadékvízből is származik, amelyet azonban meg lehet határozni, s a folyóvizek által szállított iontartalomból ki lehet vonni. A számítások­ hoz a talajon keresztül szivárgó víz sorsának ismerete a legfontosabb, mivel az a legnagyobb ionmennyiséget szállítja (157. ábra). Az ábrán látható, hogy a talajvíz nagyobb része előbb-utóbb felszíni víz formájában szállítja tovább az oldott ionokat, míg kisebb része a felszín alatti vizek iontartalmát növeli. Összességében megállapítható, hogy a felszíni víz oldott ionjainak összege arányos a mállás mértékével, ha azt nem is fedi pontosan. Korrekciós számításokkal aránylag megbízhatóan becsülhető a vízgyűjtő területek mállási intenzitása, s ezek összegzésé­ vel kontinensekre vonatkozó adatok is számíthatók. Ilyen számítások eredményeit közli munkájában Strakhov, N. M. (1967). Néhány tanulságos adatát a 23. és 24. táblázatban mutatjuk be. Különböző éghajlati területeken, eltérő domborzati és kőzettani viszonyok között a folyók vízgyűjtő területein lényegesen eltér a mechanikai és a kémiai denudáció ennek megfelelően az aprózódás és a mállás intenzitása is (23. táblázat). Legintenzí­ vebb a kőzetpusztulás a nedves szubtrópusi és a meleg-mérsékelt éghajlat hegységi 264

23. táblázat

A Föld néhány vízgyűjtő területének mechanikai és kémiai denudációja (Strakhov, N. M. 1967) Folyó

Mechanikai denudáció (t/km2)

Kémiai denudáció (t/km2)

I. Mérsékelt és hideg éghajlat É i folyói Hegységi folyók Kolima Jana Pecsora Amur Yukon Síksági folyók Jenyiszej Onyega Ob É-i Dvina

7 10 20 28 103 4,0 4,0 6,0 16,5

5,5 3,9 17,0 10,1 22,0 11,4 20,0 12,2 48,0

Folyó

Mechanikai denudáció (t/km2)

Kémiai denudáció (t/km2)

II. Meleg-mérsékelt, szubtrópusi és trópusi éghajlat folyói Hegységi folyók Kura Tyerek Rioni Szulak Síksági folyók Dnyeper Don Volga Dnyeszter Hegyvidéken eredő folyók Amazonas Parana Mississippi Kubany

213 587 2000 2000

4,0 18,3 18,6 31,5

60 75 118 180

23,4 125,0 209 290

17,0 22,0 32,5 3,5

13,0 18,0 28,4 35,0

157. ábra: A mállásból felszabaduló ionok fel­ tételezett áramlása a felszínközeli környezet­ ben. A nyilak vastagsága közelítőleg arányos azzal az iontartalommal, amely a reakcióban vagy a szállításban részt vesz (Birkeland, P. W. - 1984 - nyomán módosítva) folyóinak vízgyűjtő területén: Rioni, Szulak, Tyerek. A mechanikai denudáció itt többszöröse a kémiai denudációnak. A kontinentálisabb síksági területeken több folyónál tapasztalható, hogy a kémiai folyamatok erősebben hatnak, mint a mechanikaiak (Dnyeper, Don, Volga). Érdekes, hogy a trópusi folyók vízgyűjtő területén (Amazonas, Parana) a fajlagos kémiai denudáció nem éri el a mérsékelt övi folyók vízgyűjtőinek hasonló típusú 265

lepusztulási értékeit. Ez ellentmondani látszik annak az 'elméletileg bizonyítható ténynek, hogy a trópusokon (ezen belül a nedves és váltakozva nedves éghajlaton) a mállási folyamatok a legintenzívebbek. Hozzá kell azonban tennünk: „egyébként azonos feltételek mellett”. Ha ugyanis a kőzettani felépítésben lényegesek a különbsé­ gek, az éghajlati adottságokból származó eltéréseket kiegyenlíthetik. így pl. a Keleteurópai-síkság folyóinak vízgyűjtőjén fontos szerepe van a lösznek, amelyben az oldódás mértéke nagyságrendekkel nagyobb lehet, mint a Brazil-hegyvidék prekambriumi kőzetein. A hideg és a mérsékelt éghajlat északi folyói síksági területeken kis mechanikai, közepes kémiai denudációval jellemezhetők, a hegységekben viszont - a várakozás­ nak megfelelően - megnő a mechanikai lepusztulás. A 24. táblázatban a kontinensek sorrendjét figyelhetjük meg. Kiemelkedő Ázsia felszínének nagy mechanikai denudációja. Az elszállítást előkészítő aprózódási folya­ matok közül ki kell emelnünk a fagy okozta aprózódást, amely a kontinens igen nagy területein hatékony (Észak-Ázsia, Közép-Ázsia magashegységei, fennsíkjai) és az inszolációs aprózódást, amely a nagy kiterjedésű sivatagi, félsivatagi tájakon jellemző. Észak-Amerikában hasonló okokra vezethető vissza a kontinensek sorában második legnagyobb mechanikai denudáció. Itt a Kordillerák belső medencéire, Alaszka és a Kanadai-pajzs területeire jellemző nagy inszolációs, ill. fagy okozta aprózódás. Ázsiá­ hoz képest azonban ezek a területek kisebb kiterjedésűek, ami a mechanikai denudá­ ció sokkal alacsonyabb értékében tükröződik. A kémiai lepusztulás gyakorlatilag azonos intenzitású a két kontinensen, ami megfelel hasonló földrajzi helyzetüknek (hasonló éghajlati zónák, területek). 24. táblázat A kontinensek éves mechanikai és kémiai denudációja (Strakhov, N. M. 1967) Kontinens

Észak-Amerika Dél-Amerika Ázsia Afrika Európa Ausztrália

Mechanikai denudáció (t/km2)

Kémiai denudáció (t/km2)

Mechanikai és kémiai denudáció aránya

86 56 310 17 27 27

33 28 32 24 42 2

2,6 2,0 9,7 0,7 0,65 10,0

Dél-Amerikában az Andok, Patagónia és a Brazil-hegyvidék szárazabb területei­ nek erősebb aprózódási folyamatai járulhatnak hozzá a viszonylag nagy mechanikai denudációhoz. Európában, az eddig tárgyalt kontinensekkel szemben, a mállási folyamatok sok­ kal hatékonyabbak, mint az aprózódási folyamatok, sőt a kémiai denudáció fajlagos 266

158. ábra: A mállás és talajképződés néhány tényezője a Sarkoktól az Egyenlítőig (Strakhov, N. M. - 1967 - nyomán módosítva) 1. mállatlan kőzet, 2. gyengén mállott zóna, 3. hidrocsillám, montmorillonit, beidelit zóna, 4. kaolinit zóna, 5. vas-hidroxid, A12O3:6. vasalumínium mállási kéreg, 7. növényi produkció

értéke valamennyi kontinens közül itt a legnagyobb. Ezzel szemben szélsőségesen alacsony a kémiai denudáció Ausztráliában: még az afrikai kontinensre számított érték egytizedét sem éri el. Ugyanakkor Európában és Ausztráliában a mechanikai denudáció fajlagos értéke pontosan egyforma. Az adatok közül nehezen értelmezhető az afrikai kontinens nagyon alacsony mechanikai denudációja. Valószínűleg a sivatagi területeken végbemenő aprózódási folyamatok intenzitásának alábecsléséről van szó. Végül nézzük meg, hogyan változik a málladéktakaró vastagsága és jellege a nagy földrajzi zónákban az éghajlati és a növényzeti tényezők függvényében (158. ábra). A hideg övön belül csak a tundrán alakul ki egy vékony, gyengén mállott felszíni réteg. A mérsékelt övi tajgazónában már erősebbek a mállási folyamatok, s az Egyenlítő irányába haladva a nedves viszonyok és a hőmérséklet emelkedése is hozzájárul a málladéktakaró vastagodásához. Egyre nagyobb arányban fordulnak elő benne az agyagásványok, melyek közül a leggyakoribbak a montmorillonit, a hidrocsillám (illit) és a beidellit. A málladéktakarón talajképződés megy végbe, melynek eredmé­ nyeként valódi, háromszintű talajok jönnek létre. 267

A mérsékelt övi sztyepp felé haladva fokozódik a párolgás, és csökken a csapadék, a málladéktakaró egyre vékonyabb lesz, és a mérsékelt övi sivatagok-félsivatagok területén csak egy gyengén mállott vékony, felszíni réteg bizonyítja a kőzetek kémiai bontásának gyenge intenzitását. Ugyanilyen viszonyokat találunk a trópusi sivata­ gok-félsivatagok területén. A trópusi szavannaövben növekszik az évi csapadékösszeg és az átlaghőmérséklet is, ami a mállás kémiai folyamatainak kedvez: a málladéktakaró egyre vastagabb lesz. A hidrocsillám-montmorillonit-beidellit zóna mélyebbre hatol, és a felszínközeiben a kaolinit a meghatározó agyagásvány. A trópusi esőerdőövben az igen nagy csapadékhoz magas hőmérséklet társul, s az itteni erdők a Földön a legnagyobb mennyiségű szerves anyagot termelik. Az intenzív kémiai és biológiai mállás hatására a málladéktakaró itt a legvastagabb. A felszínen és felszínközeiben a vas és az alumínium oxidjai és hidroxidjai jellemzők. Ez alatt vastag kaolinites zóna következik, majd a mállatlan alapkőzethez közeledve a mérsé­ kelt övben meghatározó agyagásványok fordulnak elő legnagyobb arányban (158. ábra). Ez az egyszerűsített ábra természetesen csak a fontosabb összefüggések, tendenciák bemutatására alkalmas. A valóság ennél sokkal bonyolultabb: a mállás helyi körül­ ményei számos eltérést eredményezhetnek az általános sémához képest. Ezek azonban már a regionális tantárgyak témaköréhez tartozó ismeretek.

Irodalom Birkeland, P. W.: Soils and Geomorphology. Oxford, Univ. Press, 1984. p. 372. Bögli, A.: Kalklösung und Karrenbildung. Zeitschr. f. Geomorphologie, Supplementband 2. Berlin, 4-21. 1960. Graselly, Gy.: Ásványi nyersanyagok. Budapest, 1974. p. 235. Jakucs, L.: Morphogenetics of Karst Regions. Budapest, 2. 1977. p. 310. Kugler, H.-Schwab, M.-Billwitz, Κ.: Allgemeine Geologie, Geomorphologie und Bodengeographie. VEB Hermann Haack Geographisch-Kartographische Anstalt. Gotha/ Leipzig, 1980. p. 216. Oilier, C.: Weathering. Oliver and Boyd, Edinburgh, 1969. p. 304. Stefanovits, P.: Talajtan. Budapest, 1981. p. 380. Strakhov, N. M.: Principles of lithogenesis. Oliver and Boyd, London, 1967. p. 245.

268

T ömegmozgások A tömegmozgás fogalma Tömegmozgások (mass movements - angol, ill. Massenbewegungen - német) meg­ nevezés alatt azon felszínformáló folyamatokat foglaljuk össze, amelyek a nehézségi erő közvetlen hatására, szállítóközeg nélkül működnek. Ezek a víz, a jég és a szél (levegő) segítségével megvalósuló tömegáthelyeződések mellett a külső erők önálló, összetett csoportját képezik. A különböző típusú tömegmozgások domborzatletaroló és anyagmozgató folyamatait Pécsi Márton (1964) összefoglalóan deráziónak nevezte. Mivel a jég vagy a víz jelenléte a tömegmozgásos folyamatok egy részének szükségsze­ rű előfeltétele, ezért bizonyos esetekben nehéz elválasztani az egyes folyamatcsoporto­ kat egymástól. (Előfordulhat pl., hogy a lejtőn lefolyó víz olyan tömegű hordalékkal telítődik, hogy már alig lehet eldönteni, a víz sodorja-e el a lejtő anyagát, vagy maga a sár folyik.) A tömegmozgások egyik fő csoportja a felszíni lejtőkön (falakon) lép fel, és azokat formálja (lejtős tömegmozgások), a másik pedig a felszín süllyedésében (süppedésében, roskadásában) nyilvánul meg.

Tömegmozgások a lejtőn A tömegmozgások általános feltételei A lejtőkön tömegáthelyeződésekre akkor kerül sor, ha a lejtő vagy annak valamely részlete elveszti egyensúlyát. A lejtő egyensúlya ellen elsősorban a nehézségi erő által keltett nyíróerők hatnak, amelyek a lejtő meredekségével, magasságával és a lejtőt alkotó anyagok sűrűségével (tehát a lejtő súlyával) nőnek. Nyíróerőt okoz még - főleg a felszínközeli rétegekben - a fagyás és olvadás ismétlődése, a kiszáradással, illetve vízfelvétellel, valamint a hőmérséklet-ingadozással kapcsolatos zsugorodás és tágulás is. A lejtőnek a nyíróerőkkel szembeni ellenállása elsősorban az anyagi minőségtől függ. Homogén anyagú (rétegzetlen, repedezetlen) lejtőkön az ellenállást az anyag belső súrlódási szöge (φ) és a részecskék közti kohézió (c) határozza meg. A nyírási szilárdságot pontosabban Coulomb összefüggése írja le: T = N tg φ + c, ahol a már ismert jelek mellett T = a nyíróerő, N = a normálerő (a súlynak a nyírási felszínre merőleges összetevője). Rétegzett anyag esetén a lejtő nyírószilárdságát a legkisebb ellenállású réteg hatá­ rozza meg. Repedezett, töredezett anyagban viszont többnyire az elválási felszíneken fellépő csúszósúrlódás értéke a mérvadó. 269

Ha a nyíróerők elérnek egy kritikus értéket, a lejtő anyagában szakadás és a lejtő irányába viszonylag gyors elmozdulás következik be (omlás, csuszamlás). Megfelelő anyag esetén azonban már a kritikus érték elérése előtt is lassú visszafordíthatatlan deformációk kezdődnek (lejtőkúszás - creep). Mozgások azonban nemcsak a nyíróerő növekedése, hanem természetszerűleg a lejtőanyag ellenállásának csökkenése miatt is megindulhatnak. Mivel a nyíróerő­ változás döntően a lejtő méret- és alakváltozásának következménye, ezért ezt a mozgások megindulásának domborzati feltételeként is minősíthetjük, szemben az anyag minőségében, illetve annak megváltozásában megnyilvánuló litológiai feltétel­ lel. Domborzati feltételek. Adott minőségű anyagban (ha annak belső súrlódási szöge és kohéziója stabil) a lejtő állékonyságának domborzati feltételeiről (lejtőszög és magasság) jó áttekintést ad Myslivec, M. ábrája (159. ábra), amelyről leolvasható a különböző lejtőszögekhez tartozó még stabil lejtő magassága. A lejtőszög kérdése azonban rendszerint nem intézhető el egyetlen adat megadásával. A természetben kialakuló alapvető lejtőtípusok (160. ábra) közül csak az egyenes lejtők jellemezhe­ tők egyetlen szögértékkel. Ez a viszonylag ritka természetes lejtőforma főleg rétegla­ pokon alakul ki - ilyenkor fazettának hívják s csak kemény kőzeteken marad meg huzamosabb ideig. Ha a lejtő aljában erőteljes bevágódás (pl. völgymélyülés) megy végbe, a lejtő mindinkább domború formát vesz fel, ha viszont a lejtőlábnál anyagfel­ halmozás a jellegzetes, úgy homorú lejtő alakul ki. A felül pusztuló, alul akkumuláló­ dó, ezért domborúból homorúba átmenő normál lejtő már tulajdonképpen összetett, jóllehet közönséges előfordulása miatt általában az egyszerű lejtők közé sorolják. Ugyancsak összetett a több egyenes lejtőszakaszból álló tört lejtő is. Bizonyos geoló­ giai adottságok (lásd a 160. ábra) vagy felszínformáló folyamatok esetén többszörö­ sen összetett lejtők jönnek létre. A lejtőszögek a domború és homorú lejtőkön ellentétes irányban változnak (domború lejtőn lefelé, homorún felfelé nőnek), a normál lejtők pedig a két lejtőrészt elválasztó inflexiós vonalon (vagy sávban) a legmeredekebbek. Litológiai feltételek. A tömegmozgások litológiai feltételeinek jobb megértéséhez röviden át kell tekinteni az anyagok konzisztenciaviszonyait. A legstabilabb lejtők merev és rugalmas kőzetekből épülnek fel, de tömegmozgások ezeken is kialakulhat­ nak. Ezt megkönnyíthetik a kedvező települési és anyagszerkezeti viszonyok. A merev és rugalmas anyagok tömegmozgásai mind a mechanizmus, mind a formák tekinteté­ ben sajátos csoportot alkotnak. A plasztikus anyagú lejtők különösen hajlamosak tömegmozgásokra, és igen sok mozgástípusban részt vesznek. A pépes (brei-szerű) folyásanyagok rövid ideig sem képeznek stabil lejtőt, s jelentőségüket főként az adja meg, hogy a már eddig említett fő tömegmozgástípusok (omlás, csuszamlás, kúszás) mellett folyásos jellegű tömegmozgások kialakulására is lehetőséget biztosítanak, s azok aktivitását igen alacsony lejtőszögértékeknél is lehetővé teszik.

270

159. ábra: Különböző lejtőszögű (β) agya­ gos földtömegek állékonysága. Kohézió (c) = 0,12 kg/cm2, belső súrlódási szög (φ)= 15°, h = a még állékony lejtő magassá­ ga (Myslivec, A. szerint, Kettner, R. 1960 - alapján)

160. ábra: Lejtő típusok (Cholnoky J. alap­ ján). A. Egyszerű lejtők: a = normális lejtő, b = homorú lejtő, c = domború lejtő, d = egyenes lejtő (szaggatva az inflexiós vonal látszik); B. Összetett lejtők: a= tört lejtő, 1 = fazetta, 2 = törmeléklejtő, b = domború (3) és homorú (4) szakaszokból összetett lejtő, c = szerkezeti teraszos lejtő, (5) = tera­ szok, d = réteglapokból (ld) és rétegfejekből (6) összetett lejtő A tömegmozgások szempontjából különösen fontos körülmény, hogy az anyagok viszonylag széles körének konzisztenciaviszonyai igen tág határok között ingadozhat­ nak. A konzisztenciaváltozás legfőbb előidézője a víz. Egyes merev anyagok kohézió­ ja és belső súrlódási szöge víz felvételével lényegesen csökken, és plasztikussá, sőt folyóssá is válhatnak. Ezek különösen hajlamosak a tömegmozgásokra. Elsősorban 271

az agyag jelentősége kiemelkedő e tekintetben, már csak széles körű elterjedtsége miatt is. A homok viselkedése is sajátos, száraz állapotban kohéziója nulla, belső súrlódási szöge 30-33°, ezért legfeljebb ilyen meredekségű lejtője lehet egyensúlyban. Vízfelvétellel eleinte nő a kohéziója (a nedves homok közismerten állékonyabb, mint a száraz), de azután hirtelen folyóssá válik (ez a bányászok rettegett „folyóshomok­ ja”). A kőtörmelék és kavics is pépszerű tömeggé válik, ha köbtartalmával azonos mennyiségű víz itatja át. Az anyagszerkezet és az állékonyság közötti szoros kapcso­ latra jó példa a lösz, amely több méter magas függőleges falakban képes tartósan megállni. A löszfalak peremén függőleges síkú elválások jönnek létre, s ezek a vízát­ eresztő peremi oszlopok erős vízfelvétel esetén a talpuknál áznak „el”, vesztik el kohéziójukat, és függőleges síkok mentén omlanak vagy törnek le. Az eruptív kőzetek közvetlen vízfelvétele általában jelentéktelen, és esetükben ilyen konzisztenciaváltozá­ sok sem következnek be. Idővel azonban a mállás vagy a hegységképző mozgások csökkentik állékonyságukat. A kristályos palák állékonysága rendszerint kisebb, mint az eruptív kőzeteké. Mivel a „friss” vagy kevéssé mállott „kemény” kőzetek (az eruptív kőzeteken kívül számos üledék - mészkő, dolomit stb. - és sok metamorf kőzet) konzisztenciája rövid időn belül lényegesen nem változik, ezért az ilyen lejtőkön a tömegmozgások az egyensúlyi viszonyok most tárgyalt megbomlása következtében ritkán indulhatnak meg. A nyíróerők kritikus értékének eléréséhez ugyanis a lejtő magasságának és meredekségének olyan nagymértékben kellene megnőnie, ami természetes körülmé­ nyek között csak elvétve következik be (egy mészkőfal pl. több száz méteres magasság esetén is stabil maradhat). A nyíróerők itt általában akkor hatásosak, ha a kőzet szerkezete gyenge (pl. repedezett, hasadozott) vagy települése olyan, hogy kevésbé állékony rétegek is közbeiktatódnak. E kőzettípusok tömegmozgásainak előidézésé­ ben a víz szerepe általában kisebb, és többnyire áttételes (pl. a fagy révén), ezért e mozgásokat gyakran száraz mozgásokként is jelölik. A kiváltó okok között véletlenszerű események (pl. földrengések) mellett különösen a hőingadozás hatása (beleértve a fagyás-olvadás váltakozását is) fontos. A lejtőállékonysági kérdések ilyen futó áttekintése alapján is nyilvánvaló, hogy a természetben a lejtős tömegmozgások igen sok - gyakran egymástól nehezen elvá­ lasztható - típusa vesz részt a felszín formálásában. Jól áttekinthető, egységes rend­ szerezésük mindmáig hiányzik. Ennek egyik legfőbb oka, hogy osztályozásuk igen sok eltérő szempont (mechanizmus, feltételek, formák stb.) szerint végezhető, s az egyes rendszerezésekben a különböző szempontok gyakran keverednek. Az alábbi áttekintés a főbb típusokat a folyamat mechanizmusa alapján különíti négy nagy csoportra: omlások, csuszamlások, kúszások és folyások csoportjára. A csoportok elkülönítése nem lehet merev. Nemcsak azért, mert olykor egy folyamat mechanizmu­ sa is nehezen ragadható meg, hanem azért sem, mert a különböző folyamatok gyakran együttesen, egymással összefonódva alakítják a felszínt.

272

i

Omlások Az omlás gyűjtőfogalom. Omlás alatt azokat a hirtelen kioldódó, nagy sebességű tömegáthelyeződéseket értjük, amelyek során a lefelé mozgó anyag útjának kisebbnagyobb részét szabadeséssel teszi meg, és zuhanása végén gördülve, pattogva - még mindig jelentékeny sebességgel - rendszerint tovább mozog. A lejtő (esetleg kőzetfal) helyben maradó részétől elválva leomló anyag mozgása közben - főleg az esés végén és felszíni útja során - szétroncsolódik, s végül rendszerint törmelékhalmazt képez. Omlások azonban nemcsak szálban álló sziklafalakat rongálhatnak. Gyakran előfor­ dulnak laza anyagú, meredek lejtőkön (agyagos-homokos partfalakon) vagy törme­ lékkel borított oldalakon is. A nagy lejtőszög viszont elég alapvető feltételként jelölhető meg, s így nem véletlen, hogy az omlások számos tömegmozgás-osztályozás­ ban mint a meredek lejtők jellegzetes folyamatai szerepelnek. Az omlásoknak a méret nem lényegi ismérve. A katasztrofális következményű hegyomlások éppúgy közéjük tartoznak, mint a labilis helyzetbe kerülő kőzetdarabok vagy talajrögök hullása, a finom törmelék- vagy talajszemcsék pergése. Különlegesen nagy tömegű (100 000 m3 fölötti) omlások esetén azonban a mozgás mechanizmusá­ ban fontos változások lépnek fel. Ilyenkor a folyamat már nem írható le csupán a gravitáció és a súrlódás figyelembevételével. Számolni kell a keletkező nagy hőmenynyiség miatti anyagolvadással, ill. a tömeg mozgása során fellépő légpárnajelenséggel (Scheidegger, A. 1975). Ennek jeleit lehetett észlelni 1970-ben a perui Huascaran túlhajtó pereméről leszakadó jégtömb felolvadása nyomán keletkező törmeléklavina esetében (részletesen lásd a földrengésekről szóló fejezetben). Az omlással kialakuló törmelékhalmaz gyakran nem marad nyugalomban, hanem más tömegmozgásos folyamatok (pl. törmelék- vagy talajkúszás, esetleg folyás) útján lassan tovább halad a lejtőn. Ilyen mozgásoknak maga az omladék is kiindulópontja lehet. Sőt az is gyakran előfordul, hogy ha egy omlásos törmelékhalmaz utólagos ráhullás következtében eléri a maximális (36°-os) lejtőszögét, maga is leomlik. A sziklafalak tövében felhalmozódó omlásos törmelékhalmaz lejtőszöge a szabad­ esés úthosszától, a törmelékdarabok méretétől és alakjától, valamint a felhalmozó­ dott tömeg vastagságától függ (Butzer, K. W. 1986), és rendszerint 26-36° közötti. A lejtőszög lefelé haladva csökken. Az omlás révén felhalmozódott törmelék gyakran hosszabb szakaszon is kíséri az omladozó lejtő lábát (törmeléktakaró), máskor viszont legyező formában szétterülő szabályos törmelékkúpot képez. A törmeléktaka­ ró szomszédos törmelékkúpok összenövése révén is kialakulhat. Az ilyen törmelékkú­ pok anyaga osztályozott: az omló-hulló törmelékdarabok végiggördülnek a kialakuló kúp lejtőjén, s tehetetlenségük miatt a legnagyobbak kerülnek legmesszebbre. így a törmelékméret a kúp fejétől a peremek felé növekvő. Gyakori omlások helyén a sziklafal pereme lecsorbul, gyorsan hátrál, karéjosan bemélyed, és jellegzetes, lefelé szűkülő garatot képez. A törmelékkúp feje a garat alatt kezdődik (161. ábra). Az omlások révén kialakuló törmelékhalmazt összefoglalóan kolluviumnak nevezzük. A leomló törmelék esetenként a terep által kínált mélyvonalakban hosszan húzódó 273

lineáris formát vesz fel. Azonos helyen gyakran ismétlődő omlások maguk is ki­ alakítanak ilyen elnyúló és bemélyedő pá­ lyákat (lásd kőlavinák). A kőzetomlások viszonylag rövid idő alatt lejátszódó, de egyes helyeken kisebbnagyobb időközökben megismétlődő fo­ lyamatok. Kiújulásuk gyakorisága első­ sorban a kiváltó ok vagy okok jellegétől és a kőzettani viszonyoktól függ. Ezért, ha a gyakoriságot választjuk alapul a főbb om­ lástípusok áttekintéséhez, akkor az osztá­ lyozásban a genetikai és - elsősorban a kőzetminőség révén - a formai jellemzők is tükröződnek.

161. ábra: Törmelékgaratok a spitzbergai szik­ lafalakon (Cholnoky J. rajza - 1911 - után)

Szabálytalan periódusú omlások - A partomlások feltételeit a partok alámosása teremti meg. Ez történhet állóvizek abráziója vagy folyóvizek oldalozó eróziója révén. A túlhajlóvá formált partfal kisebb-nagyobb részletei többnyire a saját súlyuk alatt szakadnak le, de laza anyagban rendszerint már a túlhajlást megelőzően megtörténik az omlás az alsó rétegek átázása és állékonyságcsökkenése miatt. Az alámosás nem­ csak omlásokat idézhet elő, hanem csuszamlásokat is kiválthat. A két folyamat gyakran együtt jelentkezik. A gyakoriságot a kiváltó tényező aktivitása mellett a part anyagának jellege is befolyásolja. A laza anyagú meredek partokon nemcsak az alámosás gyorsabb, hanem a leomló tömeg által biztosított partvédelem is rövidebb életű. A partomlás feltételeiből következik, hogy az omladék viszonylag gyorsan változó és pusztuló akkumulációs forma. Az omlás karéjos sebhelye valamivel hosszabb ideig megmarad. - Többnyire szabálytalan periódusú omlások színhelyei az aprózódási és mállási folyamatok hatására időről időre meglazuló sziklafalak peremi részei (sziklaomlá­ sok) és a falak előtt felhalmozódó omladéktömegek (törmelékomlások). A fal anya­ gának megbontásában igen sok tényező részt vehet. Ezek számára a kőzet már eleve meglévő repedezettsége adja a legjobb támadáspontot. A repedésekbe, résekbe beha­ toló víz oldó, mállasztó hatása, a fagyás-olvadás, illetve a jégkristály-növekedés vagy 274

J

a gyökerek feszítő, lazító tevékenysége (162. ábra) stb. nyomán az elvált részek előbb-utóbb labilis egyensúlyi helyzetbe kerülnek és leomlanak. Az ismétlődésre való hajlam nyilvánvaló, de bekövetkezésük konkrét ideje bizonytalan. A fal omlása a törmeléklejtő mozgására is hat, hiszen a törmelékomlás megindulásának egyik leggyakoribb kiváltója a felülről érkező újabb anyagtömegek „plusz” súlya. Ebben természetesen más, így a sziklafal megbontásában tevékeny tényezők is hatnak. Fontos szerepe lehet a hirtelen bekövetkező túlnedvesedésnek is. - A kőlavinák ennek az omlástípusnak sajátos esetei. Többnyire korábban eljegese­ dett magashegységek alhavasi övezetében alakulnak ki. A hajdani kárfülkék vagy gleccservölgyek oldalának morénamaradványai, kárpiramisok meredek lejtői és a tövükben felhalmozott fagy aprózta törmelék jelentenek különösen alkalmas kiindu­ lási helyet, illetve anyagot. A hosszan elnyúlt lavinapályák felső részei olykor egymás­ sal párhuzamos lavinacsatornákkal szabdalják a lejtők magasabb részeit. Az erdőövbe és a völgyekbe is behatoló alsó szakaszaik pedig többnyire szétterülő kúpszerű formában végződnek. A pusztító kőlavinák megindulásában sokszor a felhalmozódó hó súlya is jelentős szerepet játszik. Mivel a lavinák egy része havat is bőségesen tartalmaz, ez átmenetet jelent a hólavinák felé. E „szennyes hó”-lavinák hótartalmának elolvadása után kőzetanyaguk helyenként a lejtővel párhuzamos gerincek (nivációs gerincek) formájában marad vissza. Erre akkor kerül sor, ha a lavinamozgás idején a lejtő alján vastag hófelhalmozódás volt, és a lavina anyaga annak a tetején átlendülve került nyugalomba (163. ábra).

162. ábra: Gyökerek növekedésének kőzetrepesztő hatása (Jackson, G. és Sheldon, J. alapján Klimaszevski után)

163. ábra: Nivációs gerincek kiala­ kulása. Az A, B, C gerincek az a, b, c szintű hó-, fim- vagy jégfelhalmozó­ dásokhoz tartoznak. (Sharpe, C. F. alapján, Kettner, R. - 1960 - után)

- Szabálytalan periódusú omlások laza kőzetü (löszös, agyagos) falak esetén is előfordulnak. Itt a mozgás megindulásában a már említett hatásokon túl a kiszára­ dással kapcsolatos zsugorodás és hasadékképződés szerepe is fontos.

Szabályos periódusú omlások Az omlások egy részének kifejezett évszakos (szezonális) vagy napszakos ritmusa van, s ha más időpontokban nem is teljesen kizárt a mozgás, az anyagáttelepítés zöme szabályosan visszatérő időközönként történik. Jórészt ilyen szabályos (szezonális) periódusa van a kő- és talajpergésnek. A magashegységek és periglaciális tájak fagyaprózódásra hajlamos kőzetein (dolomit, durva homokkő stb.), valamint a trópusi egyperiódusú esők meztelen sziklafalain különösen jól megfigyelhető az évszakosság. Az előbbi esetben a fagyváltozékony időszak, utóbbinál az esős évszakot követő száraz periódus eleje a pergés-omlás legintenzívebb időszaka. Jellegzetesen napszakos periódusa van viszont a trópusi sivatagok inszolációs kőzetpattogzásának („szfinxek zenéje”).

Epizodikus omlások E ritka és rendszertelen mozgások általában speciális okok (földrendgés, villámcsa­ pás, átgondolatlan emberi beavatkozások stb.) következtében oldódnak ki. Legjelleg­ zetesebb képviselőik a legnagyobb pusztítást okozó hegyomlások. Különösen kedvező előfeltételeket kínálnak számukra a pleisztocén idején eljegesedett hegységekben a jég által igen meredekre gyalult lejtők (pl. gelccservölgyek oldalai), amelyek a jég elolva­ dása után elvesztették támaszukat. Fokozza az omlásveszélyt a tektonikus összetöredezettség.

164. ábra: Hegy omlás a svájci Glarus kantonban a Senf-patak völgyében Elm község fölött (Heim, A. rajza 1882-ből) 276

Nagyszámú pusztító hegy omlást írtak le az Alpokból. Köztük a legnagyobb az Elő-Rajna völgyében Flimsnél még a prehisztorikus időkben történt. A lezúdult anyag mintegy 12 km3-t tett ki, és a völgyet 15 km hosszan feltöltötte. A mai folyó azóta 600 m (!) mélyre vágódott az omladékba. (Az eddig megismert legnagyobb hegyomlás - Szaidmarreh, Zagrosz-hg. - alkal­ mával 20 km3 anyag mozgott.) Igen jól dokumentált (Heim, A. 1882 -164. ábra) az Elm-völgyben (Glarus kanton) 1881-ben lezajlott hegyomlás, amelynek egyik különlegessége, hogy ellenesésű flis rétegeken történt. Bár a 2 perc alatt bekövetkezett tragédia során „csak” 10 millió m3 kőzet (a Cheops piramis négyszerese!) omlott a völgybe, de nagy energiája következtében a szemben levő lejtőre mintegy 100 m magasságig felszaladt. Megindulását a lejtőaljban folyta­ tott kőbányászat és többnapos heves eső okozta.

Csuszamlások A lejtők anyagának egy markánsan kirajzolódó felszín (csúszópálya) mentén a nyíróerők hatására bekövetkező gyors elmozdulását csuszamlásnak nevezzük. A csú­ szás akkor indul meg, ha a lejtőt felépítő anyag belsejében, annak jellegétől függő mélységben képlékeny állapot jön létre. Az állékonyság ott megszűnik, és az anyag súlya által keltett nyíróerő a lejtő nyírószilárdságát legyőzve sík vagy görbült csúszó­ pályán elmozdulást okoz. A csuszamlások meghatározásából logikusan következik, hogy a folyamatok meg­ indulásához a már tárgyalt általános domborzati és litológiai feltételek szükséges, de nem feltétlenül elégséges adottságok. A lejtőt felépítő anyagok állékonyságát leghatá­ sosabban csökkentő víz - felszín alatti vagy csapadékvíz - kellő mennyiségű jelenléte, illetve megnövekedése nélkül csak elvétve alakulnak ki. Ebből következik, hogy a csuszamlások elsősorban a humidus (vagy fokozatosan nedvesebbé váló) tájak laza, vízfelvételre képes anyagokból álló lejtőinek jellegzetes folyamatai. Az nem szükségszerű, hogy a lejtő egész tömege ilyen jellegű kőzetből épüljön fel. Tömör kőzetek közé megfelelő módon települt (pl. a lejtő irányába dőlő), konzisztenciaváltozásra hajlamos rétegek is kedvező lehetőséget nyújtanak a csuszamlások kioldódásához. A belsőtrópusi területek vastag málladéktakaróba burkolt lejtőin főleg az Egyenlítő környéki kétperiódusú esők övében keletkeznek gyakran katasztrofális méretű csu­ szamlások (pl. Új-Guinea). Ezek az esőerdőben is nagy pusztítást okoznak, de az erdő irtása még inkább fokozza valószínűségüket. Hideg telű vidékeken a felszínközeli rétegek víztartalma fagyos időszakban lényegesen megnövekedhet, ezért ezek is alkal­ masak a csuszamlások számára. Periglaciális területek fagyott altalaja pedig csúszó­ pályaként is szerepelhet. A talaj víztartalmának téli növekedését nemcsak a téli csapadék, az olvadékvizek beszivárgá­ sa és a kismértékű párolgás okozza. Ehhez az is hozzájárul, hogy a kőzetszemcsék és a jégkristályok közti pórusokban lévő víz a kapillárisokban fölfelé emelkedik, és megfagy. Ezzel a talajt lazítja, és új pórusok keletkeznek, ami további vízemelkedést tesz lehetővé. A folyamat tartóssága esetén a talaj vízben lényegesen gazdagodik, s ha tavasszal a fagy felenged, a nagy víztartalom csökkenti állékonyságát, növeli csuszamlásra való hajlamát. 277

Csuszamlásos formák azonban nemcsak humidus vidékeken fordulnak elő. Még belső sivatagi területekről is hatalmas méretű reliktumformákat írtak le, így pl. Grunert, J. (1983) a Központi-Szaharából, a Murzuk-medence réteglépcsőinek pereméről. A reliktum- és fosszilis formák egy korábbi nedvesebb klíma maradványai, és így az éghajlatváltozás bizonyítékai. Nagy valószínűséggel ilyen jellegűek a Mars szakadékvögyeinek oldalán megfigyelt hatalmas méretű csuszamlások is.

A csuszamlások tipizálása A csuszamlások rendszerezése már jó fél évszázados múltra tekint vissza. Sharpe, C. F. S. (1938) és Varnes, D. J. (1958) klasszikusnak tekinthető osztályozása óta igen sok különböző beosztás jelent meg, s mivel ezek többnyire eltérő szempontok szerint készültek, ma a formailag egyébként is rendkívül változatos csuszamlástípusok vilá­ gos áttekintése elég nehéz. Az alábbi osztályozás a tisztánlátás megkönnyítésére a magyar földrajzi irodalomban már korábban felvetett azon gondolat (Pécsi M. 1971) rendszeres továbbvitelén alapszik, hogy a csuszamlásosztályozás kiindulópontja a folyamat meghatározásának legfontosabb tartalmi jegye, a csúszópálya legyen (Sza­ bó J. 1982). A főbb csuszamlástípusok a csúszópálya legfontosabb ismérvei (kialakulás körülmé­ nyei, viszonylagos magassága, a lejtőhöz viszonyított hajlásszöge és anyagi jellege) alapján különülnek el. A csuszamlás formai jellemzőit mindezeken túl a csúszó anyag tulajdonságai (elsősorban konzisztenciája) is lényegesen befolyásolják, ezért az utolsó osztályozási szempont ezt vizsgálja (165. ábra).

165. ábra: A csuszamlások főbb típusai­ nak áttekintése. I. Preformált csuszamlá­ sok: A = lejtőcsuszamlás, = rétegcsuszamlás, A2 = köpenycsuszamlások, A3 = omlás jellegű mozgás, B = szeletes csu­ szamlás; II. Szingenetikus csuszamlások (suvadások): A = talppont feletti, B = talpponti, C = talppont alatti; m = a csú­ szópálya magassága a talpponthoz viszo­ nyítva, a = a csúszópálya dőlésszöge, β = lejtőszög 278

1. A csúszópálya két, alapvetően eltérő módon alakulhat ki. a) Homogén anyagú (pl. agyagos) lejtőkön a nyírószilárdságot meghaladó nyíróerő esetén a csúszópálya csak a mozgás megindulásának pillanatában, a pillanatnyi erőviszonyoktól függően jön létre. Ezek a szingenetikus csúszópályák görbült, több­ nyire parabolid felszínek. A mozgás mechanizmusát az elmozdulással ellentétes irá­ nyú forgás jellemzi, s a csuszamlás általában a felszín alatt viszonylag mélyen pattan ki. Ezért e szingenetikus csuszamlások a nemzetközi irodalomban gyakran említett rotációs, ill. mélyfészkű típusok (slumpok) fő csoportját képezik. Legtalálóbb magyar elnevezésük a suvadás, mert Cholnoky J. az Erdélyi-medencében végzett század eleji kutatásai során ezt a típust ismerte fel (166. ábra), és az ott használt népi nevet vezette be a szakirodalomba. Hangsúlyozni kell, hogy a Mezőség miocén - törtön, szarmata - üledékei nem teljesen homogének. Bennük agyagosabb és iszaposabb (vízzáró-vízáteresztő) rétegek váltakoznak. Gyakran nagyméretű, szabálytalan alakú - esetenként gombóc formájú - homokkő konkréciók is közbetelepülnek, sőt a homokkő olykor vastag padokat is alkot. A lecsúszott tömegek jellegzetes formáinak (koporsók) összetartásában e padoknak kétségtelenül szerepük van. Ahol ezek a koporsós suvadások kialakultak, a rétegek a falban hátrafelé dőlnek (obszekvensek), s a csúszópálya nem a rétegfelszíneken, hanem a rétegfejeken alakult ki. Tehát a csúszópálya formája a rétegektől tulajdonképpen független, s a lejtő rétegzettsége a csúszópálya kialakulá­ sában nem játszik szerepet. A csúszás szempontjából a lejtő „homogén” jellegű. b) Rétegzett, repedezett inhomogén kőzet- vagy talajösszletben rendszerint a kü­ lönböző kohéziójú vagy belső súrlódási szögű rétegeket elválasztó felületek válnak csúszópályává, mintegy előre jelezve a csúszás helyét (preformáció). A preformált csúszópályák általában sík vagy közel sík felszínek. 2. A meginduló csuszamlás pályájának magassága (m) a lejtőlábhoz képest lehet talpponti (m = 0), talppont feletti (m > 0) és - a szingenetikus típusoknál - esetenként

166. ábra: A suvadás elméleti rajza Cholnoky Jenőtől (1922) M = mezőségi agyag, Sz = szarma­ ta (esetleg pannóniai) mészkő, H = a suvadás hupái 279

167. ábra: Szeletes csuszamlás a Duna mentén (Pécsi M. 1975) 1 = szálban álló löszösszlet, ^ = frissen megcsúszott lösz, 12 = korábbi csuszamlás halmaza, hl = halvány rózsaszínű homo­ kos lösz, o = omladék, z = a Duna medréből kitüremlett földhalmaz és pannóniai agyag, ft = fosszilis talajok, ta = sötétszürke agyagos vályogtalaj, pa = pannóniai agyag, va = vörösagyag, cs = csúszólap

talppont alatti (m < 0). Ez utóbbi jellegzetes következménye a lejtőláb előtti felszín, pl. a völgytalp felpúposodása. A preformált csúszásokat magas csúszópálya esetén célszerű lejtőcsuszamlásnak nevezni, a talpponti típust viszont Pécsi M. után szeletes csuszamlásnak hívjuk. A név arra utal, hogy ilyenkor a lecsúszó anyagot a lefelé görbülő szakadásfelszínek nagy szeletekre tagolják (167. ábra). E szakadások mentén is történik elmozdulás, és emiatt a rotáció ebben a típusban is jelentős szerepet játszik. 3. A preformált csuszamlások elsősorban akkor alakulnak ki, ha a csúszópálya a lejtő irányába dől. A folyamat eredménye szempontjából igen lényeges, hogy a csúszópálya hajlásszöge (a) hogyan viszonylik a lejtő meredekségéhez (β). „Ideális” a β > a eset, mert ilyenkor a lejtő elmetszi a felszínre kifutó réteget, s annak nincs alátámasztása, a csuszamlás könnyen kioldódik (rétegcsuszamlás). Ha α~β, akkor a kőzetet tagoló rétegek a lejtővel párhuzamosak, mintegy önmagukat tartják. Csú­ szások mégis kialakulhatnak, ha a lejtő felszínén vízfelvételre alkalmas anyagok vannak. Ezek átázásával az állékonyság csökken (a súly a vizfelvétel miatt viszont nő!), és valahol - jobbára a lejtő alsóbb részein - bekövetkezik az összeroppanás, s az átázott fedőréteg leszánkózik a lejtőn. A csúszó anyag lehet a lejtő szálban álló kőzete, de még gyakrabban az arra boruló málladék- vagy törmelék-, esetleg talajta­ karó (168. ábra). A tömeg ezért többnyire viszonylag vékony köpenyként mozog (köpeny csuszamlások), s főleg ezek tartoznak a nemzetközi irodalomban gyakran említett sík (transzlációs) csuszamlások közé. Ha a réteg meredekebben dől, mint maga a lejtő (α > β), a rétegfejek csak a lejtő felső részén léphetnek felszínre. Az ilyen lejtők szerkezetükből adódóan nem csúszás280

168. ábra: Köpenycsuszamlás (Zaruba Mencl - 1969 - alap­ ján). a = az alapkőzetig kiürült csuszamlásfészek, b = a lecsú­ szott anyag halmaza, c = a csuszamláshalmaz egy részén a pa­ tak hordalékkúpot formált

veszélyesek, rajtuk sokkal inkább a mozgással megegyező irányú forgással kísért omlásos jelenségek következnek be. Anyaguk jellegétől függően azonban meg is csúszhatnak, de ezek az obszekvens, réteghelyzettől független csuszamlások már a szingenetikus mozgáscsoportba tartoznak. 4. A csúszópálya anyagának vizsgálata is csak a preformált csúszások esetén indo­ kolt, hiszen a szingenetikus típusoknál az értelemszerűen azonos a lejtő egészének anyagával. A tömegmozgások általános feltételei között már szó volt arról, hogy a rétegfelszínek főleg akkor válhatnak csúszópályává, ha az érintkező rétegek közt laza, konzisztenciaváltozásra hajlamos töltelékanyag van. Ennek hiányában merev anya­ gok repedési, hasadási síkjain ritkábban indul meg mozgás, mert a közöttük fellépő csúszósúrlódás jelentős visszatartó erő. 5. A csuszamlások formai jellege és a csuszamlásos forma későbbi fejlődése (pusz­ tulása) mindenekelőtt a lecsúszott anyag minőségétől függ. Merev és rugalmas anyagok a csúszás során egy tömbben maradhatnak, vagy kisebb-nagyobb darabokra szakadhatnak. Előbbiek nagyméretű esetei a hegycsuszamlások, utóbbiak a blokkcsuszamlások. Mindkettő gyakran jelentkezik vulkanikus hegységekben, ahol a lecsúszó lávakőzetek vagy agglomerátumok rendszerint tufafel­ színeken mozdulnak el. A csúszás során széttagolódó plasztikus anyagok (laza üledékek) adják a legklasszi­ kusabb hepehupás csuszamlásfelszíneket (halmazos csuszamlások). Ha egy darabban maradnak - ez főleg a köpenycsuszamlásoknál jellemző -, szőnyegszerű formát öltenek. * A plasztikus anyagok a mozgás során gyakran pépszerűvé válnak, és ilyenkor a csuszamlást folyásos jelenségek is kisérik. Az átázás utólag is bekövetkezhet, ezért a halmazos és szőnyegcsuszamlások utólag is kiegészülhetnek folyásos formákkal. Ez elsősorban a csuszamlásnyelvek peremi részein jellemző (földfolyásos csuszamlások). 281

A csuszamlások formai elemzése Csuszamlások alkalmával a lejtő anyaga egy többnyire karéjos formájú fal mentén szakad meg (169. ábra), s a fal előtti sebhelyen anyaghiány lép fel, ahol gyakran a csúszópálya kisebb-nagyobb része is felszínre kerül (csúszási tükör). A szakadásfal a lejtők helyi hajlásszög-növekedését jelenti, és így újabb csúszások elősegítője lehet (hátraharapódzó szukcessziós csuszamlások). Az elmozdult anyag mögött keletkező anyaghiányos mélyedés, ill. - ha a csúszó tömeg maga is szétszakadozik - mélyedések többnyire lefolyástalanok. A vízzáró csúszópályán mozgó és a szakadásfal tövében felszínre bukkanó talajvíz, esetleg csapadékvíz a mélyedésben tavat táplálhat (hepetó). A csuszamlás fő fala rendszerint a lejtő inflexiós vonala fölött alakul ki, ezért a mozgó anyag egy része a legmeredekebb lejtőszakaszon is áthalad. Ha ott megáll, a húzófeszültségek miatt keresztrepedések keletkeznek benne. A lejtő alacsonyabb része­ ire rácsúszó plasztikus tömeg többé-kevésbé szétterülve, kiszélesedő nyelvformát képez. A nyelvet hosszanti, illetve sugárirányú repedések tagolják. Az ép lejtőrészre rácsúszó anyag a súrlódás miatt alul erősen fékeződik, ezért rendszerint domború peremmel áll meg. A földpárna jellegű lebenyek kialakulásához a csúszást kísérő vagy követő kúszási és folyási jelenségek is hozzájárulnak. Ha a lecsúszott tömeg a lejtő lábára telepszik, akkor a későbbiekben a lejtőt támasztó,, csuszamlást gátló ellensúlyként szerepel. Ha azonban megáll a lejtő oldalában - az elmozdulás kicsi azt megterhelve újabb mozgások kiváltója lehet.

169. ábra: Csuszamlások formai elemei (Varnes, D. J. - 1958 - és Pécsi M. - 1975 - alapján módosításokkal) 282

A csuszamlások anyagáttelepítő tevékenységük révén egészében a lejtőt lankásító folyamatok, tehát ismétlődésükkel fokozatosan csökkentik az abban lévő nyírófe­ szültségeket, s hosszabb távon a lejtő egyensúlyának helyreállása irányába hatnak. A mozgások megszűntével a csuszamlás formái az anyagi minőségtől függő ütemben pusztulnak. Leggyorsabban a szakadásfal rézsüvé alakulása következik be, amit a hepék feltöltődése vagy lecsapolódcísa követ. Végül a csuszamlásra már csak a lejtő szabálytalan hullámossága utal. A csuszamlások tipizálásához, további fejlődésük előrejelzéséhez számos morfometriai in­ dexszámot használnak. Közülük leggyakrabban a Skempton-féle klasszifikációs indexet hatá­ rozzák meg. Ez a csuszamlás valódi mélységének (D) és hosszának (L) a hányadosa, a tipizálás fontos segédeszköze. A megnyúlást (tenuity) index: ahol Lm = az elmozdult anyag hossza, Le = az ún. konkáv rész (ahol a csuszamlás felszíne alacsonyabb a környező ép felszínnél, tehát ahol anyaghiány van) hossza. Értéke az anyag deformálódásának mértékét mutatja. Elmozdulási (displacement) index: ahol Lr a konkáv részen előtűnő csúszási felszín hossza. Ebből az indexből a mozgás kiújulásának valószínűségére lehet következtetni. Mivel társadalmi szempontból a csuszamlások valamennyi típusa káros, esetenként katasztrófát okozó folyamat, mind előrejelzésük, mind megelőzésük gazdaságilag is fontos. Az előbbi kérdés reálisan csak a valószínűség fokán oldható meg a csuszamlásveszélyes területek kijelölésével. Ma még a megelőzés lehetőségei is korlátozottak, de azzal sem élnek mindenütt. A védekezés alapelve a lejtő biztonságának növelése. Ezt vagy a lejtőforma átalakításával és súlyeloszlásának megváltoztatásával (felül súlycsökkentés, alul megtámasztás) lehet elérni, vagy megakadályozzuk a lejtőanyag állékonyságának csökkenését. Ezt elsősorban vízelvezetéssel (források gondozásával, alagcsövezéssel, vízvezető árkokkal stb.) lehet biztosítani. Sekély fészkű csuszamlásokra hajlamos lejtőkön az erdősítés is segíthet.

Kúszások A lejtőt borító málladék vagy törmelék igen lassú (cm/év sebességű) mozgásait, amelyek során az anyagot alkotó szemcsék (vagy nagyobb darabok) egymáshoz viszo­ nyított helyzete változik meg, kúszás (angol creep) néven foglaljuk össze. A kúszások a lejtők felszínközeli, jobbára 1 m-nél nem mélyebb zónáját jellemzik, és intenzitásuk 283

a mélység felé általában csökken. A lejtők szemmel észrevehetetlen kúszásos deformá­ ciója többféle mechanizmus változatos arányú részvételével következik be. A kúszá­ sok néhány jellegzetes, feltűnő hatásáról és a fontosabb részmechanizmusokról igen jó áttekintést adnak Sharpe ábrái (170. ábra). A felszíni kőzetdarabok hőmérséklet-ingadozás miatt bekövetkező térfogatváltozá­ sainak lejtőirányú komponense van. Ugyanez mondható el a nedvességváltozással járó kitágulásról, illetve összehúzódásról is. A tágulás a lejtő irányában mindig nagyobb, és így a törmelékdarabok lefelé mozognak. A fagyemelés (amely esetenként cm nagyságrendű is lehet) a lejtőre merőleges, olvadáskor viszont függőleges irányba (tehát a lejtőn lefelé) mozdulnak a szemcsék. A kőzetdarabok szétesésekor, ami fizikai vagy kémiai hatásra egyaránt bekövetkezhet, a törmelék zöme ugyancsak alacso­ nyabbra kerül. A fentieken kívül még más folyamatok is hozzájárulhatnak kúszások fenntartásához (gyökerek növekedésének, esőcseppek becsapódásának hatása stb.). A kúszások a lejtőt borító laza üledékben hatnak, aminek az anyaga elsősorban a lejtő magasabb részeiről származik, de belekeverednek a szálban álló lejtőalapból kiszakított kőzetdarabok is. E folyamatok gyakran megfigyelt kísérőjelensége, hogy a szálban álló rétegek a súrlódás következtében a lejtés irányába kampósan elvonszo­ lódnak (171. ábra).

170. ábra: Néhány kúszó mozgást kiváltó mechanizmus (Sharpe, C. F. alapján Kettner, R. - 1960 - után) 284

171. ábra: Kőzetrétegek elvonszolódása (Kettner, R. 1960)

A kúszások sajátos közbeeső helyet foglalnak el a lejtők megszakadásával járó csuszamlások és az anyag pépszerűvé válásával bekövetkező, ugyancsak gyorsabb folyásos mozgások között. A körülmények változásával azokba gyakran át is men­ nek. A nyíróerő növekedése a csuszamlás megindulása előtt gyakran vált ki felgyorsu­ ló kúszást (progresszív kúszás - Hutchinson). Skempton (1964) említett ilyen példát London környékéről, ahol a csuszamlást megelőző évben 20 cm-es kúszást lehetett mérni. A vízzel való telítődés viszont a száraz folyásnak is nevezhető kúszást az anyag lassú nedves folyásává (szoliflukció) alakíthatja. A kúszások - részfolyamataik feltételei alapján - elsősorban a kemény telű, nagy nedvességingadozású területeken gyakoriak, de a nedves trópusokon és száraz éghaj­ laton is megfigyelhetők.

Kúszástípusok 1. A törmelékkúszás elsősorban a meredek oldalú sziklaszirtek lábánál felhalmozó­ dó törmelék, illetve omladék felszíni részeinek lassú mozgását, tipikus száraz folyását jelenti. A mozgás mechanizmusát elsősorban az éghajlati viszonyok és a törmeléket alkotó kőzetdarabok mérete által is befolyásolt lejtőmeredekség határozza meg (a durvább kőzettörmelék belső súrlódási szöge nagyobb, maximális meredeksége 35°-t is elérhet). Mindenekelőtt a hőingadozásból adódó térfogatváltozás,~ a jégkristály­ növekedés, a szezonális fagyaprózás billentheti ki a törmelékdarabokat vagy tömbö­ ket egyensúlyi helyzetükből, s okozza lassú lejtőirányú mozgásukat. A nagyobb lejtőfelszíneket borító kőtengerek, illetve a hosszan elnyúló kőfolyók kúszó mozgása nem több évi néhányszor 10 cm-nél. Főleg magashegységek meredek száraz völgyei285

ben és sziklás lejtőin jellegzetesek. A pleisztocénban a periglaciális zónához tartozó középhegységekben is kialakultak, de az éghajlat változásával jórészt stabilizálódtak. A magyarországi vulkanikus hegységek magasabb részein (700 m felett) megfelelő expozíciós viszonyok között helyenként ma is aktívak (Pinczés Z. 1979, Székely A. 1973). Ha a sziklafal irányából érkező utánpótlás révén a törmelékmezők meredeksé­ ge túllépi a maximális határértéket, a kődarabok egy része hirtelen legurul. Nagy hóterhelés is kiválthat rajtuk omlásos jelenségeket (kőlavinák). Tartós esőzések után viszont a kőzettörmelék folyammá alakulhat. 2. Talajkúszás alatt a finomabb szemcséjű málladék- vagy talajtakaró (regolit) kúszó mozgását értjük. Különösen a mérsékelt övi hegységi-dombsági lejtőkön jelleg­ zetes. A lassú deformálódás (max 2,5 cm/év - Butzer) a gyeptakaró felszakadása nélkül megy végbe. A lejtőszög és a talaj kolloidtartalmának növekedése élénkíti, s agyagosabb lejtőkön az elmozdulás elsősorban a nedvesedés-kiszáradás okozta térfo­ gatváltozás következménye. E mozgást különösen jól felismerhetővé teszi a lejtőbe süllyedt izolált blokkok lassú helyváltoztatása, ami sokszor 5° alatti lejtőkön is megfigyelhető. A talajkúszás lankásabb lejtőkön is végbemegy, mint a törmelékkú­ szás. Sokszor éppen a kőtengerek alatti finomabb anyagú lankás lejtőkön jelentkezik.

Folyások Képlékennyé vált anyagok lamináris vagy turbulens folyással mozognak a lejtő irányába. Képlékenységük vízfelvétel, vízzel való átitatódás következménye. Viszko­ zitásuk a szilárd részek és a víz arányától függ, ami viszont a lejtő meredeksége mellett a folyástípus és a sebesség fő meghatározója. Folyási jelenségek nemcsak a vízzel telített pépszerű, finomszemcséjű talajokban vagy málladékban figyelhetők meg, hanem durvább anyagú, nagyméretű görgetegeket, blokkokat tartalmazó törmelék­ ben is bekövetkezhetnek, ha elegendő víz áll rendelkezésre. Ma már tágabb értelem­ ben mindezen anyagok folyásos mozgására a szoliflukció kifejezést alkalmazzák, amit 1906-ban Anderson, J. G. a fagyott alapzaton felolvadó, vízzel átitatott talaj mozgá­ sára vezetett be. A fagyott talajú területek jobb megismerésével mindinkább nyilván­ valóvá vált, hogy ott a tömegmozgásoknak ez a típusa különösen elterjedt, és igen sok sajátos forma kialakítója. E folyamatok összefoglaló megjelölésére a fagyhatás döntő szerepét hangsúlyozandó, a geliszoliflukció kifejezést használjuk.

Szoliflukciós folyamatok Típusaikat elsősorban a mozgásban részt vevő anyagok jellege - mindenekelőtt a szilárd részecskék mérete - szerint szokták elkülöníteni. a) Iszap (sár)-folyások döntően finomszemcséjű, laza, agyagos jellegű üledékes kőzetek vagy málladéktakarók lejtőin alakulnak ki. Sebességük igen tág határok között mozog, de még a lassú típusok (kis lejtőszög, nagy viszkozitás) is nagyságren­ dekkel gyorsabbak a kúszásoknál, és a felszíntől lefelé haladva sebességük általában 286

nem csökken. Lamináris változataik lassabban, a turbulensek gyorsabban mozognak. Előbbiek inkább cm/s, utóbbiak néhány m/s (2-4) nagyságrendűek. Szemiarid terüle­ tektől az alpesi tájakig igen különböző viszonyok közt jelennek meg. Ideális körül­ mény kialakulásukra, ha az alapanyag-„termelő” és a vizet szolgáltató időszakok szezonálisan váltakoznak. Sharpe (1938) pl. dél-angliai meredek agyagos partok sárfolyásai kapcsán mutatta ki, hogy a magaspartok (kliffek) felső részén a nyári szárazság hatására keletkező és leomló kemény agyagtörmelék adja a téli sárfolyások anyagának jelentős részét. Az iszapfolyások kiindulási fészkei többnyire homorú sebhelyként jelennek meg a lejtőn, a lefolyó anyag pedig rendszerint nyelv formájában terül szét a lejtő alján. Alapformáik így sokban hasonlítanak a csuszamlásokéhoz, ami azért sem véletlen, mert a két folyamat gyakran együtt vagy egymásba átmenőén hat. - A sárfolyások altípusai közt megemlítjük a mérsékelt övi és trópusi nedves tájak művelés alatt álló területein a genetikai talajszinteket felölelő talajfolyásokat. - Sajátos folyástípus a lápkitörés. Leggyakrabban esős hegyvidékek dagadólápjain fordul elő, és a dómszerűen felpúposodó, szilárd keretbe foglalt szemifluid tőzeg szétáramlását (esetleg csúszását) jelentik. Ilyen volt pl. az írországi knocknageeha-i láp kitörése. - Laharnak nevezik a vulkáni por- és hamufelhalmozódások vízzel való átitatódá­ sából eredő iszapfolyásokat. Keletkezésük a két alapvető komponens (hamu és víz) keveredési módjától függ. Egyik lehetőség, ha a finomszemű vulkáni anyaggal fedett lejtő hirtelen nagy vízbevételhez jut. A víz a folyékony csapadék mellett hóolvadásból vagy krátertavak kiömléséből is származhat. Az is gyakori eset, hogy a forró hamu hófelszínre vagy jégmezőre (esetleg tóba) hull, és azt megolvasztva jut a folyás megindulásához elegendő vízhez. A laharok igen mozgékonyak (egy 4 km széles jávai lahar 1929-ben 3/4 óra alatt 38 km-t tett meg). Mobilitásukat az anyagba foglalt gázok is növelik. Lahar jellegű sárfolyás temette be i. sz. 79-ben a Vezúv melletti Herculaneumot is. b) Törmelékfolyások. A magashegységek meredek lejtőre támaszkodó durva tör­ meléktakarói, törmelékkúpjai nagy esőzések idején annyira telítődhetnek vízzel, hogy hirtelen iszapos-sáros zagyáradatként zúdulhatnak a völgyekbe, sőt az azokban folyó vizekkel gazdagodva a völgyekben is tovább rohanhatnak akár 20-40 km-es óránkén­ ti sebességgel. Az Alpokban mure-nak nevezik az ilyen törmelékfolyamokat, de talán még pusztítóbbak közép-ázsiai társaik, a szeli-k. Közép-Ázsia hegyvidékein különö­ sen sok törmelékfelhalmozás van, amelyek a völgyekbe zúdulva a vízfolyásokat elzárhatják, majd a felduzzadó tó vizétől elázva újra mozgásba jönnek, s gyakran csak a völgyek kijáratában szétterülve szűnnek meg. Az ilyen törmelékfolyásokkal feltöl­ tött medencéket Észak-Amerika és Ausztrália szemiarid területein bolsone-nak hívják.

Geliszoliflukció (geliflukció) Magas szélességek és magas hegységek állandóan fagyott altalajú (permafrost) lejtős területeinek jellegzetes tömegmozgásai. Ez az övezet lényegében mind horizon­ tálisan, mind vertikálisan az erdőhatár és a hóhatár (illetve belföldi jég) közé eső periglaciális, ill. szubnivális területeket jelenti. A geliszoliflukciós mozgásokat itt nem akadályozza a mélyre nyúló gyökerek hálózata. Általában a folyások lassú típusába tartoznak, de már igen kis lejtőszög (1,7-2° - a legkisebb a tömegmozgásos folyama­ tok közt) is elegendő megindulásukhoz. A nedvesebb periglaciális területeken általá­ nosan elterjedtek, és szezonális aktivitásuk (évszakos vagy napszakos) idején szinte az egész lejtő folyamatos mozgásban van. Ebben lényegesen különböznek az inkább esetlegesen és területileg koncentráltabban működő szoliflukciótól. Mivel kis lejtőszög mellett is működnek, döntő szerepük van a lankás lejtők tereplépcsőkkel, teraszokkal való tagolásában. A domborzategyengetésnek ezt a módját összefoglalóan krioplanációnak nevezzük. A geliszoliflukció alapja az, hogy a fagyott talaj fölött évszakosan (trópusi magashegységekben napszakosán) felolvadó réteg vízzel annyira telítődik, hogy egészében folyós masszává válik. Ez olyan mértékű lehet, hogy benne konvekciós áramlások is kialakulhatnak (a 4°-os víz lefelé, a 0°-os felfelé mozog a talaj részecskékkel együtt). A vízzel való telítődést megkönnyíti, hogy ezek a fagy hatására kialakult laza rétegek jelentős homok- és iszapfrakciót tartalmaznak. Az agyagfrakcióban kevés az agyagás­ vány, így kevéssé kötöttek, sőt gyakori jellemzőjük a tixotrópia is (megrázkódtatás esetén átmeneti elfolyósodás). A talajfolyást a fagyemelés, illetve a jégnyomás is segíti, elsősorban a talajrétegek lazítása útján. E területek felszínalakulásában a jég szerepe olyan nagy, hogy a folyamatok egy része szinte átmenetet jelent a tömegmozgások és a jég munkája között. A geliszoliflukciós folyamatok csoportosítását a Büdel, J. (1953) által javasolt alapelv szerint, a szabad és a kötött geliflukció megkülönböztetésével végezzük. Az előbbiek a teljesen növényzetmentes, fagy aprózta törmelékkel fedett periglaciális vidékeken, illetve a magashegységek sziklahavasi övezetében hatnak, az utóbbiak a növénytakaróval már kissé védett tundrák, illetve a havasi rétek zónájának jellemzői. a) A szabad geliszoliflukció hatása a kevert szemcseösszetételű, de blokkméretnél (néhány dm-nél) finomabb laza üledéktakaróval borított lejtőkön elsősorban a lejtő irányába futó, egymással párhuzamos kőhantsávok kialakításában mutatkozik. Ezek a durvább kő- és a köztük futó finomabb szemcséjű földsávok a Meinardus, W. (1910) által szerkezeti talajoknak nevezett képződmények lejtőn kialakult változatai. A szer­ kezeti talajok számos együtt ható folyamat eredményei. A fagyemelés és a horizontálisirányú jégnyomás e folyamatok fő motorja. A fagyás és az olvadás eltérő sebességgel hatol be a száraz és a nedves laza rétegekbe, illetve a köves anyagokba, és eltérő hatást vált ki bennük. Az is fontos, hogy az olvadt zóna mélyebb rétegeinek átfagyása már kettős szorításban - a felső és alsó fagyott szint szorításában - történik. Mindezek miatt a felszín alatti nyomásviszonyok helyről helyre változnak, s hatásukra a nagy 288

nedvességtartalmú finomszemcsés rész fokozatosan elkülönül a durvább kődarabok­ tól, amelyek oldalra és felfelé mozdulnak. A jobbára élükre állított kődarabok sík felszínen jellegzetes poligon formájú hálózatot alkotnak. Újabb kutatások a kiszára­ dó rétegek felszíni repedéseinek szerepét és főleg a regeláció (újrafagyás) anyagátmozgató hatását is hangsúlyozzák. A kőgyűrűszerű poligonok már l,7-2°-os lejtőn defor­ málódnak, oválissá válnak, 3-26° közti értékeknél pedig a lejtők irányába rendeződő sávokká alakulnak (172. ábra). Különösen gyakoriak a 7-16°-os lejtőkön (Louis, H. 1979). A sávok távolsága a poligonok átmérőjével egyező, és néhány cm-től néhány méterig ingadozhat. Mivel egymástól nem távoli területeken mikro- és makroformák is előfordulnak, ezért a méret kialakításánál - Troll, C. korábbi (1944) nézetétől eltérően - nem a fagy változékonyság gyakorisága és a fagybehatolás mélysége, hanem inkább a laza üledékanyag vastagsága játszhat szerepet. A szabad geliszoliflukció szerepe fedezhető fel helyenként a hegységek sziklahavasi övének durva törmeléktömegeiben is. Különböző meredekségű lejtőkön vagy széle­ sebb völgyek fenekén a lejtésre merőlegesen ívelt futású törmelékhátak és barázdák figyelhetők meg. Az Alpokban végzett vizsgálatok szerint nincs közvetlen kapcsola­ tuk a gleccserekkel, és végmorénáknak sem tekinthetők. Törmelékdarabjaik évi né­ hány méteres elmozdulása jórészt folyásos mozgások következménye. Louis, H. a blokk (pszeudo) gleccser elnevezést ajánlja megjelölésükre.

172. ábra: Kőhantsávok kialakulása poligonok deformálódása révén (Sharpe, C. F. alapján Kettner, R. - 1960 - után) b) A kötött geliszoliflukció legjellegzetesebb formái a girlandos gyepteraszok. Gyeppel vagy tőzegmohával fedett nedves lejtők vályogos-kőzettörmelékes szezonális talajaiban alakulnak ki. Az egymás fölött lépcsőszerüen sorakozó teraszok ívelten futó domború peremeikkel, egymásra rakott párnákra emlékeztetnek. Helyenként hosszú nyelvek formájában előrenyúlnak, és a mérsékelt övi földfolyásos csuszamlásokhoz hasonlóak (173. ábra). 289

173. ábra: Girlandos gyepteraszok (Pécsi M. könyvéből - 1975 - Boch, S. alapján)

A teraszokká formálódó kezdeti kidudorodások onnan származnak, hogy a gyepes-tőzeges talajtakaró a lejtőn különböző vastagságú, és olvadáskor egyenetlen mélységig enged fel. Ha újrafagy, az eltérő nedvességtartalom miatt egyenlőtlen mértékben kidudorodik, és lassan a mélyebb lejtőrészlet felé folyik. Domború homlo­ kán a gyep felszakadhat, és a törmelékdarabokkal kevert belső földtömeg szétterjedve az előtte lévő felszínre folyik. Az egyes gyepteraszok általában 30-60 m hosszúak és 10-20 m szélesek, de Szibé­ riában igen enyhe lejtőkön sokkal nagyobbakat is megfigyeltek.

Tömegmozgások talajsüllyedéssel Az eddig tárgyalt lejtős tömegmozgások közös jellemzője, hogy e mozgásokban kevés kivétellel - a horizontális komponensnek van döntő szerepe. A talajsüllyedés (roskadás) következtében kioldódó tömegmozgások vízszintes felszínen is kialakul­ hatnak, és bennük a vertikális összetevő a fontosabb - olykor szinte kizárólagos. Természetes és antropogén tényezők egyaránt szerepelhetnek kiváltó okként, de a süllyedések végül mindig valamilyen felszín alatti térfogatcsökkenésre vezethetők vissza. A térfogatcsökkenés bekövetkezhet hirtelen, üregek beszakadásával vagy fokozatosan, az anyag szerkezetében bekövetkező változásokkal. Az üregbeszakadá­ sok sem jelentenek mindig azonnali felszínváltozást, hatásuk sokszor csak késleltetve és fokozatosan - esetleg egy beszakadás-sorozat nyomán - jelentkezik. 290

Mivel a talajsüllyedést előidéző folyamatok a geomorfológia egyes fejezeteiben részletes bemutatásra kerülnek, itt csupán áttekintésükre szorítkozunk. A talajsüllye­ dés eredményeként kialakuló lejtős felszínek tömegmozgásait pedig a lejtős tömeg­ mozgások között tárgyaltuk. Természetes üregbeszakadásokra leggyakrabban abráziós kimosások, kőzetoldás (pl. karsztos járatos, barlangok), lávabarlangok beomlása révén kerül sor. Az antropogén eredetű beszakadásokért elsősorban a bányászat a felelős. Felhagyott mélyszinti bányászkodás után még tömedékelés esetén is sor kerülhet felszínsüllyedésre. Az üregek összeroppanásának felszíni hatásai döntően a beomlás mélységétől és a felette fekvő kőzetanyag minőségétől függnek, de általános szabály szerint mindig nagyobb területet érintenek, mint amekkora az üreg kiterjedése volt. A létrejövő süllyedők formája is szorosan összefügg a beszakadó üregek, járatok jellegével. A felszín alatti tömeghiány fokozatos kialakulása esetén a süllyedék formálódása is elhúzódó, gyakran igen lassú folyamat. Az előidéző okok közül kiemelhető a fokozatos kőzetoldás (pl. mészkő vagy só oldódása révén berogyó dolinák), a felszín alatti jégtömegek olvadása (termokarsztos formák, sollok keletkezése), felszín alatti erózió (szuífózió), kémiai anyagátalakulás (oxidáció - széntelepek égése stb.), kőolaj, földgáz vagy víz kitermelése. Mélységbeli térfogatcsökkenés nemcsak anyaghiány következménye lehet. A fel­ szín alatti üledékek konszolidációja, tömörödése általános jelenség, és ez is a felszín süllyedését eredményezi. A súlynövekedés is ilyen irányba hat, amit az üledékfelhal­ mozás mellett más körülmények is előidézhetnek. A talajvízszint csökkenése pl. megnöveli azon rétegösszlet tényleges súlyát, amely a vízszint fölé kerül. A pórusvíz (vagy más folyadék - pl. kőolaj) nyomáscsökkenése is süllyedést okoz, így az alagcsövezésnek és az erős vízszivattyúzásnak is van ilyen hatása. Végül megemlíthető még a szemcseszerkezet összeomlása, amely bizonyos, nagy porozitású üledékeknél az anyag saját súlya miatt is bekövetkezhet.

Irodalom Abele, G : Trockene Massenbewegungen, Schlammströme und rasche Abflüsse. Mainzer Geogr. Studien. Mainz. 1981. p. 102. Anderson, J. G.: Solifluction a component of subaerial denudation. The Journ. of Geol. 14. 1906. Brunsden, D.: Mass movement. (In: Embleton C., Thornes J. szerk: Process in Geomorpho­ logy). London. 130-186. 1979. Butzer, K. W.: A földfelszín formakincse. Gondolat. Bp., 1986. p. 520. Büdel, J.: Die „periglazial” morphologischen Wirkungen des Eiszeitklimas auf der ganzen Erde. Erdkunde 7, 249-2. 1953.

291

Cholnoky J.: A Spitzbergák. Földr. Közi. 301-345. 1911. Cholnoky J.: Néhány vonás az Erdélyi-medence földrajzi képéhez. Földr. Közi. 107-122. 1922. Cholnoky J.: A földfelszín formáinak ismerete (Morfológia). Budapest, p. 295. 1926. Fairbridge, R. V. (szerk.): The Encyclopedia of Geomorphology. New York/Amsterdam/ London, 1968. p. 1295. Grunert, J.: Geomorphologie der Schichtstufen am Westrand des Murzuk-Beckens (Zentrale Sahara). Berlin/Stuttgart, 1983. p. 271. Heim, A.: Über Bergstürze. Neujahrsblatt Naturf. Ges. Zürich. 1882. Kettner, R.: Allgemeine Geologie IV. Berlin, 1960. p. 361. Kézdi Á.: Talajmechanika I—II. Bp., p. 499. p. 515. 1977. Louis, H.-Fischer, Κ.: Allgemeine Geomorphologie. Berlin/New York, 1979. p. 814. Meinardus, W.: Beobachtungen über Detritussortierung und Strukturböden auf Spitzbergen. Z. Ges. Erdkunde, Berlin, 1910. Pécsi M.: Geomorfológia. Nemzetközi Mérnökgeológiai Továbbképző Tanfolyam. Budapest, 1975. p. 252. Pinczés Z.: Középhegységeink magas övezetének periglaciális képződményei és üledékei. In: Nemzetközi Földrajzi Tudományos Ülésszak Előadásai. Pécs, 69-85. 1979. Scheidegger, A.: Physical Aspects of Natural Catastrophes. Amsterdam, 1975. p. 289. Sharpe, C. F. S.: Landslides and Related Phenomena. New York, Columbia University Press, 1938. p. 136. Szabó J.: Gondolatok a csuszamlásos folyamatok általános jellemzéséhez különös tekintettel az osztályozás kérdéseire. Acta Geographica Debr., 83-114. 1982. Székely A.: A Magyar-középhegyvidék negyedidőszaki formái és korrelatív üledékei. Földr. Közi. 185-203. 1973. Troll, C.: Strukturböden. Solifluktion und Frostklimate der Erde. Geol. Rundschau, 545-694. 1944. Varnes, D. J.: Landslide types and processes. In: E. B. Eckel (ed.), Landslides and Engineering Practice (Highway Research Board, Washington) Special Report, 29. NAS-NRC Publ. 544, 1958. p. 232. Zaruba, Q.-Mencl, V.: Landslides and their control. Prague, 1969. p. 205. K. S. Saduni: Opolznyi-Potoki Moszkva, 1983. p. 120. N. F. Petrov: Opolznyebüe szisztémái (szlozsnüe opolznyi) Kisinyov, 1988. p. 255.

A szárazföldi jég A Földet a világűrből szemlélve jeges bolygóként is jellemezhetnénk, mert amikor az északi félgömbön tél van, januárban az ottani szárazföldeknek több mint 50%-át hó boríthatja. A tengereken pedig márciusra mintegy 16,5 millió km2-en képződik jég. A szárazföldek összterületének jelenleg mintegy 10%-át fedi jég. A negyedidőszaki eljegesedések folyamán viszont ennél háromszor nagyobb területet foglaltak el a jégtakarók és jégárak. A szárazföldi jég tanulmányozásával több tudomány is foglalkozik. A természet­ földrajz művelőit ez a témakör főképpen az alábbi szempontok miatt érdekli: 292

1. A földfelszíni formák jelentős részének csak úgy tudjuk magyarázni a kialakulá­ sát, ha ismerjük a jégárak, jégtakarók tulajdonságait és felszínalakító munkáját. 2. A jég mozgása során - hatalmas súlya miatt - nagy hatással van arra a területre, amelyen végighalad, és hosszabb idő alatt jelentősen átalakítja a felszínt. Ez történt pl. Európában és Észak-Amerikában, ahol a negyedidőszaki eljegesedések során mintegy 25 millió km2 kiterjedésű területen számottevően megváltozott a tájak koráb­ bi arculata. A jég nemcsak pusztított, hanem nagyon sok üledéket is lerakott. Ezek a képződmények Észak-Amerikában és Európában hatalmas területeket borítanak. Nagyon jelentős volt a jégtakaró olvadékvizeinek eróziós és akkumulációs tevékeny­ sége is. Ennek ismerete nélkül nem tudnánk magyarázni a sokfelé előforduló árokta­ vakat, olvadékvízsíkságokat és ősfolyamvölgyeket. Ezek pedig helyenként meghatá­ rozó formaelemei a tájnak. 3. Az eljegesedések idején képződött jégtakarók nagyságuknak megfelelően hatás­ sal voltak a Föld éghajlatára, továbbá az éghajlati és növényföldrajzi övék helyze­ tére is. 4. A szárazföldi jég kiterjedése mindig jelentősen befolyásolta a folyókba, illetve a tengerekbe, óceánokba jutó víz mennyiségét. Az olyan folyóknál, mint a Duna, Rajna, Rhône, Pó, a vízjárás jelentősen függ az Alpokban felhalmozódott hó, firn, jég olvadásának mértékétől. 5. A szárazföldi jég nagyobb méretű területi változásai a tengerszint emelkedését vagy süllyedését idézték elő. Ennek már önmagában véve is jelentős következményei lehettek. 6. Manapság, amikor a tiszta ivóvíz iránt egyre nagyobb az igény, azt is szem előtt kell tartanunk, hogy a Föld édesvízkészletének 75%-át a jégtakarók és jégárak zárják magukba. 7. A jégtakarókon mélyített matológiai információk nyerhetők.

magfúrások

anyagának

vizsgálatából

értékes

paleokli-

Az elmondottak igazolják, hogy bár távol vagyunk a jégárak, jégtakarók világától, mégis alaposan meg kell ismerkednünk velük. A természetbúvárok - elsősorban az Alpokban - már a XVIII. században is sok megfigyelést végeztek a gleccserjég formálta területeken. Korán felismerték, hogy a völgyekben előforduló moréna a jégárak csiszoló, sziklaágyat szaggató munkájának eredménye. 1846-ban Collomb, E. már pontos magyarázatot adott a fenékmoréna keletkezésére. Tyndall, J. (1860) minden nagy alpi völgyet glaciális eróziós eredetűnek vallott. Ramsay, A. C. (1860) mérsékeltebb álláspontot képviselt. Szerinte az Alpok nagy völgyei folyóvízi eredetűek, és ezeket a jég csak átalakította. Az Alpok eljegese­ dését tanulmányozva később Penck, A. (1882) és Brückner (Penck, A.-Brückner, E., 1909) szerzett elévülhetetlen érdemeket. Penck már a múlt század második felében felismerte, hogy a jég felszínformáló tevékenysége hatékonyabb, mint a folyóvízé. 293

Heim, A. (1885) a jég felszínformáló munkáját ugyan nem tartotta olyan jelentősnek, mint Penck, az Alpokban végzett glaciológiai kutatásait így is jelentősnek mondhat­ juk. Említést érdemel, hogy Richter, E. (1896) a norvégiai fjordokatmár egyértelműen a jég munkájával magyarázta. A föld különböző eljegesedett területem ebben a században is lendületesen folyt a kutatómunka. A gleccserjég keletkezéséről, a jég fizikai tulajdonságairól, a jég által kialakított formákról, különösen az elmúlt három évtizedben olyan nagyszámú tanul­ mány, könyv látott napvilágot, hogy egyre nehezebb azok áttekintése. Az új generáció kitűnő kutatási eredményei azonban aligha születhettek volna meg Klebelsberg, R. (1948), Woldstedt, P. (1954, 1960, 1974), Flint, R. F. (1947, 1957, 1971) és mások munkássága nélkül.

A gleccserek és jégtakarók földrajzi elterjedése A Földön a gleccserek és jégtakarók együttes területe jelenleg 14,9 millió km\. Ebből 12,5 millió km2 az Antarktiszt fedi. 1.73 millió km2 pedig GrönlandotTA többi kontinensen és a sarki szigetvilágban előforduló jég összterülete csak 700 000 km2. Ez a két előbb említett jégtakarónak mindössze 4%-a. Az Antarktiszt fedő jég legnagyobb vastagsága 4,25 km, átlagosan 2,2 km (Flint - 1972 - számítása szerint a jégtakaró térfogata 21.5 millió km3 víznek felel meg). Ha ez„a jégtömeg elolvadna, a világtenger szintje közel 60 m-t emelkedne. Az^Antarktiszon már a harmadidőszakban megindult a jégtakaró képződése. Bár a területre átlagban csak 120 mm csapadék hull, a jég tömege nem csökken. Az 1,73 millió km2 kiterjedésű grönlandi jég 83 %-a 1400 m tszf.-i magasság felett helyezkedik el. A jég legnagyobb vastagsága 3.4 km. átlagosan 1,6 km. A grönlandi jég felszínére átlagosan 310 mm csapadék hull, és ez biztosítja a jégtakaró tömegegyensúlyát. (A grönlandi jégtakaró térfogata vízre átszámítva 2,38 millió km3.) Az említett két nagy jégtakarón kívül a legtöbb jég a magasabb szélességeken fordul elő, ahol az évi csapadék nagyobb része hó alakjában hull le. A Föld legtöbb nagy hegyrendszerének területén előfordulnak jégárak vagy jégsapkák. Hatalmas jégárak nyúlnak le Észak-Amerikában az Alaszkai- és a Parti-hegységből (főképpen annak északnyugati területeiről), Chile déli részében az Andok láncaiból, a Himalája magasabb régióiból, a Karakorumból, Pamírból. Sok gleccser ismert Skandináviából, az Alpokból, Kaukázusból, Tien-sanból, Altájból stb. Jégsapkák főleg a kanadai szigetvilágban (az Ellesmere-, Axel Heiberg-, Baffinszigeteken), Izlandon, a Spitzbergákon, a Ferenc József-földön, Novaja-Zemlján fordulnak elő.

294

'Ό L/l

A negyedidőszaki eljegesedés és az eljegesedések története A jelenkori eljegesedett területek kutatása során mindenütt azt állapították meg, hogy a közeli geológiai múltban a mainál lényegesen nagyobb kiterjedésű felszíneket borítottak a gleccserek és jégtakarók (174. ábra). Azt, hogy az Alpok milyen nagy­ mértékben el volt jegesedve, meggyőzően bizonyítják az északi és déli szegélyén húzódó morénavonulatok (175. ábra). A Bodeni-tótól északra, még túl a Dunán is előfordulnak morénák. Ott láthatók Münchentől délre, és innen az Alpok peremén tovább követhetők kelet felé. Ma Skandináviában csak a legmagasabb részeken vannak jéggel borított területek. Ezek nagyon szerény maradványai annak a hatalmas jégtakarónak, amely a negyed­ időszak legerősebb eljegesedése folyamán mintegy 2000 km-t nyomult előre dél felé, és Európa jelentős részét elfedte (176. ábra). Egy keskeny déli sáv kivételével még a Brit-szigeteket is beborította a jég. Abban az időben a jégtakaró legnagyobb vastagsá­ ga a 2500 m-t is elérte.

175. ábra: Az Alpok eljegesedése a pleisztocénban. l = würm, 2 = riss, 3 = mindéi eljegesedés határa (Glückert, G. szerint) 296

297

Európában az eljegesedésnek három központja volt: /. a Brit-szigeteken, 2. Skandináviában és 3. az Alpokban. Kiterjedt jégtakarók keletkeztek Nyugat- és Kelet-Szibériában, továbbá KözépÁzsiában (174. ábra). Észak-Amerikában a laurenciumi jégtakaró volt a legnagyobb. Ehhez nyugaton a Kordillera-központ jégtakarója, északon pedig a Baffm-földön és az Ellesmere-szigeten kialakult jégmező csatlakozott. Alaszkában az eljegesedett Brooks-hegység sziget­ szerűen emelkedett ki környezetéből (177. ábra). Észak-Amerikában a 3000-3500 m vastagságot is elért jégtakaró mélyen benyomult a kontinens belsejébe, helyenként a 40° szélességi körön túl is (178. ábra). New Yorknál a Long-Island magja morénaanyagból áll. Észak-Amerikában az Ohio torko­ latvidékén jutott legdélebbre a jég (37° 30'). Ez megfelel a szicíliai Catania szélességé-

177. ábra: Észak-Amerika pleisztocénkori jégtakarói. 1 =a Kordillerák jégtakarója; 2 = Laurenciai jégtakaró; 3 = a Baffin- és Ellesmere-sziget; 4 = a Brooks-hegység; 5 = Grönland; 6 = Iz­ land jégtakarója (Clayton, Κ. M. szerint) 298

nek. Dél-Amerikában a magas Andokat zárt jégtakaró fedte, amely Patagónián keresztül a Tűzföld jégvilágába vezetett át. Az elmondott tények nem olyan régen ismertek. Agassiz, L. (1840) és Charpentier, J. (1841) csak 150 évvel ezelőtt mutatták ki a gleccserkarcolatok és az erratikus blokkok (vándorsziklák) alapján, hogy az Alpok gleccserei egészen a hegység előteré­ ig lenyomultak. Korábban nem tudták elképzelni azt, hogy a Brit-szigeteket vagy Észak-Németországot is elborította a Skandináviából előrenyomuló jégtakaró. Az erratikus blokkok és más tájidegen üledékek eredetét még az olyan neves geológusok mint Buch, L. vagy Lyell, C. is tévesen értelmezték. Buch szerint az alpi előtér vitatott üledékeit (a nagy kőtömbökkel együtt) egy hatalmas áradás sodorta ki a hegység belsejéből (ez az ún. iszapárelmélet). A Német-Lengyel-síkság távolról származó üledékeit Lyell (Hutton, J. - 1726-1797 - elképzelése alapján) a drift elmélettel magyarázta. Úgy vélte, hogy a síkságot a diluviumban (diluvium = vízözön, vízára­ dat, lat. a pleisztocén régi megnevezése) tenger borította, és a sok idegen eredetű üledék a vízen észak-déli irányban úszó jéghegyekből olvadt ki. Torellnek a Berlin közelében végzett megfigyelései alapján csak 1875-ben sikerült bebizonyítania azt, hogy a jégtakaró Észak-Németországot is elborította. 299

Abban az időben a kutatók csak egy eljegesedést tételeztek fel. Aigner, P. D., az Alpok kutatója még 1910-ben és 1913-an is ezt az álláspontot képviselte, holott Venetz, J. az Evian melletti morénák alatt és felett feltárt lignitrétegekből már a múlt század húszas éveiben az eljegesedés megismétlődésére gondolt. Penck, A. 1882-ben pedig már meggyőző érvekkel igazolta, hogy az Alpokban több eljegesedés is volt. Perieknek számos bizonyítéka volt arra, hogy az Alpokat négy alkalommal érte eljegese­ dés. Az egyes eljegesedés! időszakokat a morfológiai, geológiai bizonyítékok alapján megfelelő biztonsággal el lehetett egymástól választani. Penck, A. a négy eljegesedést külön névvel is megjelölte, és időrendi sorrendben günz, mindéi, riss és würm jégkorsza­ koknak nevezte el. (A Günz, Mindéi, Riss és Würm az Alpok északi lábánál eredő vízfolyások.) Az eljegesedéseket melegebb, ún. interglaciális időszakok választották el egymástól. A negyedidőszak Penck-féle beosztását a kutatók évtizedekig elfogadták, s csak később derült ki, hogy az Alpokban már a günz jégkorszakot megelőzően is volt két kisebb eljegesedés. A Német-Lengyel-síkságon az elster, saale és Visztula eljegesedés morénáit lehet biztosan kimutatni. A jég az elster (mindéi) jégkorszak folyamán nyomult a legdélebb­ re. A saale (riss) eljegesedés idején csak Ukrajna területén lépte át a jég az elster eljegesedés vonalát. A Visztula (würm) eljegesedés morénái a legfiatalabbak. A würm folyamán képződött idősebb és fiatalabb morénákat már korábban is el tudták választani egymástól. A radiometrikus adatok pedig lehetővé tették a morénavonulatok korának pontos megállapítását is (179. ábra). Az újabb kutatások az elster jégkorszak előtti időből még három eljegesedés nyomait mutatták ki Közép-Európa északi részén (holland kutatók szerint a cromer és bavel interglaciálisokban is voltak glaciális szakaszok. 25. táblázat). Észak-Amerikában 4 eljegesedés (nebraska, kansas, illinois és Wisconsin) morénái ismertek (178. ábra). A különböző eljegesedések idején lerakódott morénák elkülöní­ tését megkönnyítik az interglaciális időszakok vastag málladéktakarói. Ma már kellő számú radiometrikus koradattal rendelkezünk ahhoz, hogy az euró­ pai eljegesedéseket az amerikaival szinkronizálni lehessen. Erről a 25. táblázat nyújt tájékoztatást. Az észak-amerikai eljegesedés egyik sajátos vonása, hogy az egyes jégkorszakok végmorénái meglehetősen közel fekszenek egymáshoz. Ez egyes területeken nehezítet­ te a végmorénák hovatartozásának megállapítását. A jégkorszakok közül legtöbbet a würmről tudunk. Milankovic, M. a würm jégkor­ szakot már évtizedekkel ezelőtt (1930) három stadiális és két interstadiális szakaszra osztotta. A korszerű rétegtani, talajtani, palinológiai vizsgálatok és a radiometrikus kormeghatározások alapján 70 000-10 200 év (B.P.) között 3-5 interstadiálist is ki tudtak mutatni (180. ábra). A würm folyamán tehát jóval változatosabb volt az éghajlat, mint azt gondolták. Bizonyos, hogy a korábbi jégkorszakokban is voltak éghajlat-ingadozások, de az eljegesedett területek vizsgálata során teljes biztonsággal eddig csak a riss jégkorszakon belül sikerült egy idősebb és fiatalabb eljegesedést 300

25. táblázat

A pleisztocén tagolódása

301

igazolni. [A keletnémet területeken az újabb magfúrások ján egyes geológusok és palinológusok a riss (saale) és belül három hideg fázisról tesznek említést.] Milankovic mindéi és riss jégkorszakok kettős osztatúak voltak, és a éghajlatú interstadiális szakasz választotta el egymástól.

anyagának vizsgálata alap­ mindéi (elster) jégkorszakon számításai szerint a günz, két stadiálist egy enyhébb

179. ábra: A késő-visztula eljegesedés jégtakarójának határa, a jégtakaró fokozatos visszahúzó­ dása (az ábrán levő számok Β. P. éveket jelölnek). 1 = a jégtakaró biztosan megállapítható pereme; 2 = a jégtakaró valószínű határa; 3 = a jégtakaró mozgásának iránya; 4=jégválasztó. Br = brandenburgi; Fr = frankfurti; Po = pomerániai fázis jégtakarójának határa (Andersen, B. G. szerint) 302

180. ábra: Az éghajlat ingadozása az elmúlt 135 000 évben (a tengerfenék üledékeiben levő fosszíliák oxigénizotópos vizsgálata alapján. Calder, N. ábrája)

181. ábra: A pleisztocén folyamán a Földön az erős lehűlés csak mintegy 800 000 évvel ezelőtt kezdődött meg (Calder, N. ábrája)

Európában az első negyedidőszaki eljegesedés 2,4 millió évvel ezelőtt indult meg (brüggen-biber jégkorszak), amelyet később az eburon-düna, majd a menap-günz glaciális követett (25. táblázat). Az oxigénizotópos vizsgálatok szerint a Földön az igazán erős lehűlés azonban csak mintegy 800 000 évvel ezelőtt kezdődött el (181. ábra). (Az oxigénizotópos módszerrel az éghajlat jellegét az üledékekbe zárt ősmarad­ ványok oxigénizotópjainak viszonyszáma alapján határozzák meg. A foraminifera vagy mollusca héj CaCo3-anyagába beépülő O18- és 016-izotópok aránya ui. a hőmérséklettől függ.) A pleisztocént a glaciálisok, interglaciálisok és interstadiálisok gyakori változása jellemezte (25. táblázat). Ezek egyre pontosabb megismerésében az elmúlt három évtizedben nagy előrelépés történt. A negyedidőszakban, a jégtakarók legnagyobb előrenyomulása idején a Földön 47 millió km2 területet borított a jég. Amikor a nagy jégtakarók kialakultak, a Föld 303

átlaghőmérséklete kb. 5 °C-kal lehetett alacsonyabb a mainál. A jégkorszakok között viszont - legalábbis Észak-Amerikában és Európában - melegebb volt az éghajlat, mint napjainkban. Ezt jól bizonyítják az egyes interglaciálisok során képződött fosszilis talajok. A jégtakarók kialakulása miatt főleg Észak-Amerikában és Európában jelentősen eltolódtak az éghajlati övék. Ez a körülmény az érintett területeken a felszínfejlődés korábbi menetének megváltozását vonta maga után. A legnagyobb átalakulás a jéggel borított területeken következett be. Ugyanakkor igen jelentős volt az akkori periglaci­ ális övezetek átformálódása is. A Föld különböző területeinek részletes geológiai, geomorfológiai vizsgálata során szépszámú adat gyűlt össze a korábbi geológiai időszakokban lezajlott eljegesedések­ ről. Ezekből az állapítható meg, hogy a földtörténet során legalább hatszor következett be eljegesedés a Földön. Az óidőszakban két jégkorszak volt: a permokarbon (290 millió éve) és a késő ordoviciumi (440 millió éve). A prekambriumi rétegek kutatása három jégkorszakra derített fényt: az új-proterozóikumi 670 millió, a középső-proterozóikumi 950 millió, a korai-proterozóikumi 2300 millió évvel ezelőtt következett be. A régebbi jégkorszakok közül legtöbbet a permokarbonban bekövetkezett nagy eljegesedésről tudunk. Az azonban, hogy pontosan milyen időtartamú volt, még ma sem tisztázott.

A jégkorszakok kialakulásának okai A kutatókat régóta foglalkoztatja az a kérdés, hogy a földtörténet során bekövetke­ zett nagy eljegesedéseket milyen okok idézhették elő. A negyedidőszaki eljegesedése­ ket, illetve éghajlati változásokat sok kutató Milankovic, M. (1930, 1938, 1941) elméletével magyarázta. Nálunk különösen kedvelt volt ez a felfogás, főleg azután, hogy a 40-es évektől kezdve Bacsák György (1940, 1955) továbbfejlesztette. (A Milankovic-Bacsák-elméletet részletesen ismerteti a „Csillagászati földrajz” c. egyete­ mi tankönyv.) A Milankovic-Bacsák-elmélet a negyedidőszak éghajlatváltozásait csillagászati okokkal, a földpályaelemek hosszú periódusú változásaival magyarázta. A keringési pálya jellemzői ugyanis nem állandóak, hanem bizonyos értékek között szabályosan változnak. (Herz, N. már 1909-ben írt arról, hogy a pályaelemek változá­ sai milyen szerepet játszhattak a jégkorszakok kialakulásában.) A Milankovic által szerkesztett besugárzási görbével a negyedidőszak kutatói egy olyan „naptárhoz” jutottak, amelybe a kezdeti időszakban elég jól be tudták helyezni kvartergeológiai és geomorfológiai megfigyeléseik eredményeit. A Milankovic-Bacsák-elmélet egyik fontos megállapítása, hogy az eljegesedéseket nem a hideg telek, hanem a hűvös nyarak és enyhe telek sorozatos bekövetkezése idézi elő. Ilyen eseben a magasabb földrajzi szélességeken egyre több hó halmozódik fel, és megnövekednek a magas hegységek gleccserei. 304

182. ábra: Milankovic (Wundt által módosított) sugárzási görbéje az elmúlt 600 000 évre (A besugárzás változásait a hóhatár magasságában jelentkező eltérések fejezik ki az 55° szélességi körre)

Bár a Milankovic-elméletet Woerkom, A. J. (1953) és Wundt, W. (1958/59) is tökéletesítette (182. ábra), különösen az 50-es évek második felétől kezdve egyre többen kezdték bírálni, mert a sugárzási görbét nehezen lehetett összeegyeztetni a tapasztalati tényekkel. Bebizonyosodott, hogy az utolsó jégkorszakban mind az északi, mind a déli félgömbön egyszerre következett be az eljegesedés. Ezt az egyidejű­ séget pedig a Milankovic-féle számítások kizárják. Az is kiderült, hogy az eljegesedé­ sek nem pontosan abban az időben voltak, ahogyan azt a pályaelem-számítások megadják. A negyvenes évek végétől fokozatosan előtérbe kerültek azok az elméletek, amelyek az eljegesedések okait részben vagy egészében földi tényezőkben látják. Flint, R. F., aki a Milankovic-elmélettel kapcsolatos ellenvetéseket meggyőzően összegezte, azt hangsúlyozta (1949), hogy a hegységképződések földi hatásai és a csillagászati okok együttesen felelősek a jégkorszakok bekövetkezéséért. Ezt a felfogást vallotta Klebelsberg, R. is (1948). Stokes, W. L. (1955) szerint a negyedidőszaki eljegesedés megindulásához a nagy­ arányú hegységképződések adták meg az alapot. A pleisztocén folyamán bekövetke­ zett éghajlat-ingadozásokat viszont a világtenger hőmérsékletében beállott változá­ sok idézték elő. Ewening, M. és Donn, W. L. (1956) szerint a negyedidőszaki éghajlatváltozásokat az Északi-Jeges-tenger jégpáncélja szabályozta. Szerintük, amíg a sarkvidéki tenger jégmentes, a légáramlások bőséges csapadékot szállítanak a szomszédos kontinensekre, és az ott felgyülem­ lett hóból lassan kialakulnak a szárazföldi jégtakarók. A fokozódó eljegesedés hatására a sarkvidék éghajlata egyre hidegebb lesz. Még súlyosbítja a helyzetet, hogy a szárazföldi jégkép­ ződés miatt a tengerek szintje alászáll, s így az Észak-atlanti-áramlás ereje gyengül. Egyre kevésbé tud behatolni a sarki medencébe és ez azt vonja maga után, hogy az egész Jeges-tenger befagy. Ha ez bekövetkezett, a szomszédos szárazföldek kevesebb csapadékhoz jutnak, így a rajtuk kialakult jégtakaró fokozatosan vékonyabbá válik, illetve visszahúzódik. Megkezdődik az enyhülés, és ennek hatására a sarki tenger jege is felemésztődik. Ezzel a folyamat ismét elölről kezdődik. A szellemes elmélettel szemben súlyos érv, hogy az északi sarkvidék tengerei az elmúlt 1 millió évben nem voltak jégmentesek, tehát nem szabályozhatták az eljegesedések ritmusát sem. A most említett elmélethez nagyon hasonlít Wilsoné (1964), aki az Antarktisz jégtakarójában keresi az eljegesedések okait. Úgy gondolja, hogy amikor az ottani jégtakaró nagyon vastaggá 305

válik, és rányomul a szomszédos tengerekre is, akkor világméretű lehűlés következik be. Ez viszont azzal jár, hogy a nagy területekre kiterjedő jég utánpótlása fokozatosan csökken, S a jégpáncél visszahúzódik az Antarktisz területére. Bármennyire tetszetős ez az elmélet, nem nyújthat megnyugtató magyarázatot a negyedidő­ szak nagyon bonyolult éghajlatváltozásainak, illetve eljegesedéseinek az okaira. Az elmondottakon kívül még számos elméletet lehetne felsorakoztatni a jégkorsza­ kok magyarázatára. Ezekben mindegyikben van reális mag, a tökéletes választ azon­ ban egyik sem tudja megadni. Azok az elképzelések sem, amelyek a Napon, illetve a Nap belsejében végbemenő fizikai változásokat teszik felelőssé a jégkorszakok bekövetkezéséért. A vita napjainkban is tovább folytatódik. Egyre bizonyosabbnak látszik az, hogy a földtörténet különböző korszakaiban bekövetkezett nagy eljegese­ déseket egyetlen okkal nem lehet magyarázni. Valószínű, hogy a szárazföldeknek a földgömbön elfoglalt helyzete, a szárazföldi felszínek magassági viszonyainak meg­ változása, a napsugárzás rövid periódusú, továbbá a sugárzás mennyiségének és minőségének hosszú periódusú ingadozásai mind hozzájárultak az éghajlati viszo­ nyok átalakulásához. Ha a Napban lejátszódó fizikai folyamatokat és a napsugárzás változásainak természetét jobban megismerik, bizonyos, hogy közelebb kerülünk majd az igazsághoz.

A gleccser képződése A gleccser tulajdonképpen nem más, mint hóból képződött, sajátos szerkezetű, plasztikus jégtömeg, amely a nehézségi erő hatására mozog lefelé a lejtőkön. Nyilván­ való, hogy a gleccserek csak ott keletkezhetnek, ahol a hó felhalmozódásának mértéke hosszú időn keresztül meghaladja az olvadásét és párolgásét. Ehhez megfelelő dom­ borzati és éghajlati viszonyok szükségesek. Az utóbbiak kedvező egymásra hatása esetén a valódi, tartós (reális) hóhatár felett a völgyfőkben vagy a platóhelyzetben levő felületeken megindul a hó felhalmozódása.

A hóhatár A továbbiak szempontjából fontosnak látszik a hóhatár fogalmának pontosabb meghatározása. Az irodalomban ugyanis többféle hóhatárról történik említés. 1. Időszakos hóhatár. Ez egy nagyobb részt hóval borított terület látható határa a túlnyomóan hómentes felület mentén. Az időszakos hóhatár a különböző évszakok­ ban nagyon eltérő magasságban húzódhat. 2. Tartós (reális) hóhatár. Futását az időszakos hóhatár helyi legmagasabb évi futásvonalának sokévi átlaga jelöli ki. Ezt rövid időn belül nem lehet közvetlenül megfigyelni. Helyzetét egyszerű vizsgálattal, az általa előidézett jelenségek alapján 306

megközelítőleg lehet meghatározni. A tartós hóhatárnak ahhoz a vonalhoz kell közelítenie, amely egy terület állandóan és csak évszakonként hóval fedett részei között húzható. 3. Regionális (éghajlati, összehasonlító) hóhatár. A tartós hóhatár magassági hely­ zete különösen a magas hegységekben helyről helyre változik. Ezért Richter, E. éghajlati hóhatárnak már 1887-ben egy összehasonlító hóhatárt javasolt. Ez a helyi éghajlati sajátosságok figyelmen kívül hagyásával egy nagyobb régió makroklimatikus adottságainak felel meg. Helyzetét nem sematikusan állapítják meg, hanem úgy, hogy egy nagyobb terület (régió) összes tartós hóhatárértékének a terepformák és a lejtőkitettség szerint súlyozott középértékét veszik számításba. A hóhatár kialakulását jelentősen befolyásolja a csapadék, légnedvesség, párolgás, a sugárzási mérleg, a szél és a domborzat. Azt azonban hangsúlyozni kell, hogy a hóhatárnak az előbbiekben említett, meghatározásai általában nem felelnek meg egyetlen mérhető éghajlati elem határának sem. A hóhatár minden felfogásban sokkal inkább egy sajátos éghajlati mutató, és mindenkor a különböző éghajlati elemek, felszínformák kölcsönös egymásra hatásának függvénye. A hóhatár az éghajlat meghatározó volta miatt a földrajzi szélességgel változik. Az északi félgömbön a sarokhoz közelebb (É. sz. 83°), a délin viszont jóval távolabb (D. sz. 65°-66°) éri el a tenger szintjét (183. ábra, 26. táblázat). A pólus felől az északi féltekén lassabban, a délin viszont gyorsabban emelkedik a térítőkörökig, ahol száraz az éghajlat, és így szükségképpen magasan húzódik a hóhatár (Észak-Chilében 6500 m felett). A térítőktől az Egyenlítőig - a csapadékmennyiség növekedésével - a hóhatár lassan süllyed, és 4500-5000 m tszf.-i magasságban húzódik. A hóhatár kialakulásában a földrajzi helyzetnek egyéb vonatkozásban is fontos szerepe van. Észak-Amerikában a Parti-hegységben, különösen az óceán közelében fekvő csapadékosabb nyugati vonulataiban, jóval alacsonyabban húzódik a hóhatár, mint a Sziklás-hegységben, amely már kevesebb csapadékot kap. Ilyen viszonyokat lehet megfigyelni Dél-Amerikában az Andok nyugati és keleti vonulatainál, valamint a Himalája erősen csapadékos déli lejtői és az Indus völgyére néző szárazabb északi lejtők között. Hasonló különbségek jelentkeznek a kontinentalitás növekedésével is. Az eurázsiai kontinensen nyugatról kelet felé mind magasabbra emelkedik a hóhatár (27. táblázat.).

307

26. táblázat

A tartós hóhatár a Föld néhány hegységében, ill. területén Hegycsúcs, hegység, terület Ferenc József-föld Svalbard (Spitzbergák, dél) Karujak fjord Scoresbysound Izland (észak) Izland (kelet) Izland (dél) Jotunheimen Mount St. Elias Kamcsatka-fsz. Altaj Vancouver-sziget Mt. Rainier (Cascade-hg.) Magas-Tauern (észak) Mont Blanc (Alpok) Elbrusz (Kaukázus, déli lejtő) Nyugati-Pireneusok Tien-san (déli lejtők) Kunlun Karakorum Himalája Közép-Amerika Popocatepetl Ruwenzori (nyugati lejtő) Andok Déli-Georgia Graham-föld, Antarktisz

Ország Oroszország Svalbard Grönland Grönland Izland Izland Izland Norvégia USA (Alaszka) Oroszország Oroszország Kanada USA Ausztria F ranciaország-Olaszország Oroszország Spanyolország Kína Kína India-Kína-Pakisztán Nepál Mexikó Mexikó Zaire Chile Falkland-szk. (Malvinas) -

Földrazi szélesség 82° 78° 70° 70° 66° 65° 64° 62° 60° 55° 50° 50° 47° 47° 46° 43° 43° 41° 36° 35° 28° 19° 18° 0°30' 27° 54° 66°

Hóhatár m-ben 50 300-600 700-800 900 900 1000-1100 600 1900 600 1600 2200 1700 2000 2650 2900 3550 2800 4800 5300-6000 5300-5600 3600 4900 4350 4500 6300 40-700 0

27. táblázat Hegység

Földrajzi szélesség

Tartós hóhatár m-ben, tsz. f.

Alpok Kaukázus Tien-san déli lejtők

47°-46° 44°-49° 41°

2500-3200 2700-3900 4800

309

Hó, firn, jég A hóhatár felett a lehulló hó rétegről rétegre rakódik. A változatos alakú hókristá­ lyok annál kisebbek, minél hidegebb és szárazabb a levegő. A friss hó sűrűsége mindössze 0,1-0,2 g/cm3. A friss havat úgy is lehet tekinteni, mint egy rétegzett eolikus üledéket. A hóba főképpen a nyári időszakban sok szennyező anyag kerülhet (por, kisebbnagyobb átmérőjű kőtörmelék, pollenszemcsék, levelek stb.). A hógyűjtő medencék­ ben a hó tömegét jelentősen növelhetik a porhó- és nedves lavinák. Ezek lezúdulásuk alkalmával nagyon sok kisebb-nagyobb kődarabot ragadnak magukkal a sziklafalak­ ról. Havazás után megkezdődik a hóréteg átalakulása. Napsugarak még télen is érik a havat. A magas hegységek tiszta levegőjén keresztül erős a besugárzás, és ez olvasztja a hóréteget. A fagyás és olvadás ismétlődése megváltoztatja a hókristályok alakját, szerkezetét, helyzetét (184. ábra). Néhány nap vagy néhány hónap alatt szemcsés hó képződik, amelynek sűrűsége már eléri a 0,3 g/cm3-t. Az olvadás és a további újrafagyás ismétlődésével a szemcsék mind nagyobbak lesznek, a levegő egyre jobban kiszorul közülük, és az egész tömeg szemcsés szerkezetű csonthóvá (firn) alakul. Ennek sűrűsége megközelíti a 0,5 g/cm3-t. Mennél többször ismétlődik az olvadás és a fagyás, a firnszemek annál nagyobbakra nőnek. Nyáron gyorsabb a firnszemek növekedése, mint télen. Az így kialakult firnre újabb havazások takarója borul. Az egykor felszínen levő réteg mind mélyebbre kerül. így most már nyomásnak is ki van téve, ami az olvadáspont kisebb mértékű süllyedésével, további olvadással, újrafagyással és a nagyobb firnszemcsék növekedésével jár együtt. A szemcsék közé szorult levegő mindjobban kipréselődik, a firn fokozatosan firnjéggé alakul, amelynek tejfe­ hér a színe. A firn szemcséi ekkorára már borsó nagyságúra nőttek. Amikor a még megmaradt pórusok is eltűnnek, az anyag vízátnemeresztővé válik, és ha sűrűsége eléri a 0,85 g/cm3-t, már gleccserjégről beszélünk. A gleccserjég sűrűsé­ ge még tovább növekedhet 0,89, illetve 0,9 g/cm3-re. így a levegő szinte teljesen kiszorul belőle és színe zöldeskék lesz. A kialakult gleccserjég 2-3 mm-től ökölnagysá­ gig terjedő jégszemekből áll, amelyeket szabad szemmel nem látható, leheletvékonyságú repedések választanak el egymástól. Az olvadó gleccserjégnél azonban ezeket a réseket jól meg lehet figyelni. A jégszemcsék teljesen szabálytalanok, és a szomszédos szem­ csék egymáshoz kapcsolódnak (185. ábra). Ez a szerkezeti sajátosság teszi lehetővé, hogy 0° körüli hőmérsékleten a gleccserjég bizonyos mértékig hajlítható. A hónak a gleccserjéggé történő átalakulása helyről helyre változik, mert a folya­ mat nagyon érzékeny a hőmérsékletre és a hó felhalmozódásának mértékére. Az olvadékvíz jelenléte felgyorsítja a folyamatot, így az átalakulás sokkal gyorsabban megy végbe nedves, mint száraz hónál. Az átalakulás időtartamának különbségét az alábbi két példa jól igazolja. A Yukon tartományban lévő Felső-Seward-gleccseren a firn 13 m mélységben alakul át jéggé, a grönlandi jégtakarón viszont csak 80 m mélységben (186. ábra). 310

184. ábra: A hókristály átalakulása az olvadás-fagyás hatására 57 nap alatt (Flint, R. F. és Skinner, B. J. nyomán)

185. ábra: A gleccserjég szerkezete (Lliboutry, L. szerint), a. felülnézetben; b. a jégfelszínre merőleges metszet hideg gleccsernél; c. mérsékelt övi gleccsernél

186. ábra: A firn átalakulása gleccserjéggé (Pater son, W. S. B. szerint)

A Seward-gleccseren a firnből 3,5 év alatt képződik a jég, a grönlandi megfigyelőállo­ máson pedig mintegy 100 év szükséges hozzá. Egy méter vastag gleccserjég kialakulá­ sához legalább 8 m hóréteg szükséges. Izlandon, ahol a hó felhalmozódása erőteljes, a Vatnajökull jégsapka déli szélén létesített 6 m mélységű feltárás alján 2,5 évesnek határozták meg a szemcsés hó korát. Az Antarktiszon, ahol a csapadék jóval keve­ sebb, a 6 méteres feltárások alján 20-25 év volt a szemcsés hó kora. Az eredeti hótömeget - mint láttuk - eolikus üledéknek foghatjuk fel. Ez a diagenezis során „üledékes kőzetté” alakul át. Ha pedig a gleccserjég megkezdi mozgását, akkor már „metamorf kőzetté” válik. 311

A gleccserjég szerkezete A gleccserjégben a szemcsézettség mellett réteges és leveles szerkezet is megfigyelhe­ tő. A rétegzettség a firnmedencében alakul ki a kisebb nyári és a nagyobb téli havazások eredményeképpen. A nyáron keletkezett hóréteg vékonyabb és piszko­ sabb, a télen keletkezett vastagabb szemcsés hó, illetve firnköteg fehér színű. A firnrétegek a firngyűjtő medence aljával nagyjából párhuzamosan futnak, tehát meg is hajolhatnak. A csonthógyűjtő medencéből a rétegzettség átnyúlhat a gleccser fogyasz­ tóterületére is. Ilyenkor a rétegek hajlása a gleccservölgy alakjához igazodik. A völgy­ szűkületekben a rétegek összenyomódnak, meredekre állnak, gyűrődnek. Ahol a gleccsereken a jeget nagyobb törések érik, mint pl. a magas kárlépcsők alatti gleccserzuhatagokban, ott az elsődleges rétegzettség erőteljes változásokat szenved. A leveles szerkezet főképpen a nyomás hatására alakul ki. Amikor a jég a tágasabb firngyűjtőből a szűkebb gleccservölgybe préselődik, erőteljes oldalnyomás alá kerül, és leveles szerkezetűvé válik. A folyamat a kőzetek palásodásához hasonló. Ahol több levegő van a jégben, ott fehér, ahol pedig kevesebb, ott kék levelezettség alakul ki. A levelezettség a gleccser szélén látható legjobban, ahol gyakran párhuzamosan fut a jég folyásával. Az ilyen helyeken a „levelek” már merőlegesen állnak. Vastagságuk általában csak néhány cm vagy 10 cm, de az is előfordul, hogy 1 m vastagok.

A gleccser mozgása A gleccserek mozgását másfél évszázada vizsgálják egyre tökéletesebb módszerek­ kel. A mérések tanúsága szerint a gleccser felszínén levő jég mozgási sebessége a gleccser hosszában és keresztmetszetében egyaránt változik. Sok alpesi, szubpoláris és szubtrópusi gleccsernél megfigyelték, hogy a jégár mozgásának sebessége a szélek­ től a középvonal felé növekszik (187. ábra). Az ilyen típusú gleccsereknél a felszíntől lefelé egy ideig csak lassan, majd később erősen csökken a jég mozgásának sebessége (188. ábra). Ez a mozgás a laminárisán áramló viszkózus anyagokra jellemző. A gleccserek mozgásával kapcsolatban nagyon sok megfigyelési anyag áll rendelke­ zésre az Alpok területéről. Ezeket a vizsgálatokat a múlt század vége óta végzik. Az Alpok jégárai (28. táblázat) csak kis sebességgel haladnak, évente mindössze 30-150 m-t, naponta tehát legfeljebb 10-40 cm-t. Ennek az az oka, hogy az Alpok gleccsereinek aránylag kicsi a táplálóterülete. így a jégárak csak mérsékelt utánpótlást kapnak. Általában mennél rövidebb a gleccser, annál lassúbb a mozgása. A mérsékelt övi gleccsereknél a mozgási sebesség évszakos ingadozásai számottevő­ ek. Nyáron 10-20%-kal gyorsabban halad a jég, mint télen. Ennek az az oka, hogy nyáron a több olvadékvíz megkönnyíti a gleccser mozgását a sziklaaljzaton. A sebes­ ség havi ingadozásaiban 40, az óránkénti ingadozásokban pedig 100% különbség is lehetséges. Egy nagyobb esőzés hatására is növekedhet a sebesség.

312

313

28. táblázat A Föld legnagyobb gleccserei Földrész, hegység

Gleccser

Ország

Petermann Humboldt

Grönland Grönland

145 113

Sziklás-hegység Chugach-hg. St. Elias-hg. St. Elias-hg.

Bering Malaspina Hubbard

201 121 121

St. Elias-hg. St. Elias-hg. Wrangell-hg.

Guyot Logan Nabesna

USA (Alaszka) USA (Alaszka) USA (Alaszka) Kanada USA (Alaszka) Kanada USA (Alaszka)

Dél-Amerika Andok Chilei-Andok

Uppsala

Chile <

80

Svartisen

Norvégia

32

518

Aletsch Fiescher Unteraar Gorner Mer dér Glace Pasterze Rhőne Morteratsch

Svájc Svájc Svájc Svájc Franciaország Ausztria Svájc Svájc

27 16 16 15 13 10 10 9

115 41 39 67 50 24 21 21

Tien-san

Siachen Biafo Baltoro Déli-Inilcsek

75 68 62 60

1150 625 775 800

Pamír

Fedcsenko

India India India KirgiziaKína Tádzsikisztán

77

992

AMERIKA Észak-Amerika Grönland

EURÓPA Skandináv-hg. Alpok Berni-Alpok Berni-Alpok Berni-Alpok Monte Rosa Mont Blanc Magas-Tauern Berni-Alpok Bernina ÁZSIA Karakorum

Hosszúság km-ben

113 113 80

Terület km2-ben

3495

2006

Először a Karakorumban (Finsterwalder, R. 1937) figyelték meg, hogy egyes gleccserek jege másképpen mozog, mint az előbb említett típusé. Ezt később a Spitzbergákon, sőt az Alpokban végzett kutatások is megerősítették. Az ilyen gleccsereknél a peremüktől kissé beljebb már ugyanolyan sebességgel mozog a jég, mint a középvo­ nalban. A vizsgálatok szerint függőlegesen sem csökken számottevően a jég sebessége. A laminárisán áramló gleccserekkel szemben ennél a típusnál a gleccsernyelvet hatal­ mas repedések szaggatják jégtömbökre, helyenként kisebb jégtornyokra. 314

Feltűnő, hogy az Alpok gleccsereiről a XVIII. században készült rézmetszetek a gleccserek felszínét ilyennek ábrázolják. Ekkor az Alpok gleccserei előrenyomultak (ez az ún. kis jégkorszak 1500-tól 1820-ig tartott), és nagyobb volt a mozgási sebessé­ gük. Az ebbe a típusba tartozó gleccserek gyorsabban mozognak. A Himalája gleccserei évente 500-1500 m-t, a grönlandi jégtakaró peremén levő gleccserek pedig 3-10 km-t is előrehaladnak. Az ilyen gleccsereknek időnként rendkívüli módon felgyorsul a mozgása. 1953-ban a Kutiak-gleccsernél (Karakorum) 3 hónap alatt 12 km-es előrehaladást észleltek. A gleccserek felgyorsulását valószínűleg a táplálóterület firn-, ill. jégtömegének jelentős megnövekedése idézi elő. A gyorsabb mozgás során a gleccser jege valósággal szétszakadozik, és gyakorlatilag járhatatlanná vá­ lik a felszíne.

188. ábra: A jég mozgásának sebessége a mélyebb szin­ tekben erősen csökken (Athabasca-gleccser, Paterson, W. S. B. ábrája)

Gleccserrepedések A jégár mozgásából származó egyenlőtlen húzófeszültségek és a gleccsermeder egyenetlenségei miatt a jégfelszínen repedések keletkeznek. Az egyik legáltalánosabb repedés (Bergschrund) még a firngyűjtőben keletkezik, ott, ahol a lefelé mozgó csonthó a firngyűjtő hátterében emelkedő magas sziklafalhoz hozzáfagyott jégtömeg­ től elszakad (189. ábra). A nyílás szélessége akár 30 m, a mélysége pedig 100 m is lehet. A Bergschrundot olykor összetévesztik a peremszakadékkal (Randkluft). Ez pedig nem tartozik a gleccserrepedések közé. A peremszakadék ugyanis a firngyűjtő erős napsütésnek kitett meredek sziklafala és fehér hó-, ill. firntömeg között képződik az olvadás hatására. A gleccser nyelvét oldal-, keresztirányú, a középvonalától ívesen kifelé hajló és radiális repedések tagolják (190. ábra). Előfordulnak hosszanti repedések is, ezek azonban ritkábbak. Az első nagyobb harántrepedések a kárlépcsőnél jelentkeznek. Ha a lépcső nagyon magas, a gleccser kereszttörésekkel feldarabolt, meredeken álló jégtömbökre esik szét (gleccserzuhatag). A tömbök gyakran lépcsőzetesen emelked­ nek felfelé, máskor magas éles jégpiramisokat képeznek. Ezek az ún. sérac-ok. Nyá­ ron ilyen helyen az olvadás erős, és az érdekes formák néhány hét alatt összeomlanak. A gleccserzuhatag felső lépcsői mentén a nyári olvadékvizek az ún. gleccsermalomba, majd az alatta formálódó gleccserüstbe zúdulnak. Innen a víz jég alatti csatornákon 315

189. ábra: A gleccser általános képe. l=firnmező; 2, 3, 4 = gleccserek; 5 = a gleccsernyelv vége; 6 = Bergschrund; 7 = oldalmoréna; 8 = homlokmoréna; 9 = középmoréna; 10 = ke­ resztirányú repedések; 11= hosszanti repedé­ sek; 12 = oldalrepedések; 13 = homlokrepedé­ sek; 14 = gleccserpatak (Cholnoky J. ábrája)

190. ábra: Gleccserrepedések (a nyíl a jég mozgásának irányát jelöli) keresztül jut el a gleccserkapuhoz. (A gleccsermalom a jégben az olvadékvíz által formált függőleges tengelyű üreg. Az alján az ott levő törmelékkel a nagy hidrosztati­ kus nyomás alatt örvénylő víz üstszerű mélyedést alakít ki. Típusos gleccserüstöket lehet látni - gömbölyű őrlőkövekkel - a luzerni „gleccserparkban”. A legnagyobb üst 8 m átmérőjű és 10 m mély.) Újabb harántrepedés nyílik meg mindenütt, ahol a meder hirtelen lejtősödik. A keresztirányú repedések 20 m-es szélességet és 100-200 m-es hasadékszerü mélysé­ get is elérnek, de nem nyúlnak le a fenékig (a repedések többsége általában nem mélyebb 30 m-nél). A repedések mindig ugyanazon a helyen jönnek létre, és kissé lejjebb már bezárulnak. A bezáruló repedésben a jég összefagy. Még a jégzuhatag darabjai is összeállnak. Ezt a folyamatot regelációnak nevezzük. A regeláció és a gleccserjég sajátos szerkezete teszi képessé a jeget arra, hogy a meder formáihoz igazodjék. Az oldalrepedéseket a gleccserjég sajátos mozgásmechanikája váltja ki. A középvo­ nalnál a gleccser sebessége nagyobb, mint a széleken, így ott előreirányuló húzófe­ szültség támad és repedés keletkezik. A hosszanti repedések ott keletkeznek, ahol a gleccser völgyszűkületből völgytágu316

latba lép. Az oldalak felé irányuló húzófeszültség hatására a folyásiránnyal párhuza­ mos repedések jönnek létre. Hasonlójellegű húzófeszültségek hozzák létre a gleccser­ nyelv végénél a sugaras homlokrepedéseket.

A gleccserjég olvadása Időnként a hóhatár felett is olvadhatnak a gleccserek. Jelentősebb olvadással azonban csak a gleccserek fogyasztóterületén számolhatunk, ahol a jégveszteség már nagyobb, mint a nyereség. Az olvadáshoz szükséges hőenergia túlnyomó része a besugárzásból származik. A Föld belső melege csak kismértékben jöhet számításba. A jég olvasztásához hozzájárulnak a szomszédos völgyoldalakról visszavert sugarak. A jég fogyasztásában a meleg levegő is közreműködik, különösen szeles időben. Amikor az Alpokban erős főnszelek fújnak, az olvadás négyszer, ötször nagyobb lehet, mint szélcsendes időszakban. A kemény, tiszta jég párolgása száraz időjárás esetén nemcsak a meleg, hanem a hideg éghajlaton is nagyon jelentős lehet, ha erős a szél. A svájci gleccsereknél megállapították, hogy firnterületük többet veszít párol­ gással, mint olvadással. A gleccsereken érdekes hőcsere megy végbe a harmat és a jég között. Amikor a jég felületére harmat csapódik, a felszabaduló meleg hétszer annyi jeget olvaszt meg, mint amennyi a harmat mennyisége volt. Bizonyos, hogy a jég belső, valamint a fenékhez való súrlódása és a nyomás is elősegíti a jég olvadását. Ma még azonban tisztázatlan, hogy ezek a folyamatok milyen mértékben járulnak hozzá a jég fogyasztásához. A gleccserek felszínén a jég olvadásának (a jég veszteségnek) mértéke a magassági fekvéstől, besugárzástól, az éghajlattól, lejtéstől függően még egyazon gleccsernél is nagyon különböző lehet. A környező sziklafalakról visszaverődő sugarak miatt a jég pereme jobban olvad, mint a középső része. Ha a jég össze van töredezve, mint pl. a gleccserzuhatagokban, akkor is jobban olvad. Az Alpokban a hóhatártól 400 m távolságra számítva az átlagos évi olvadás mértéke közel 4 m. Egyes norvégiai és izlandi gleccsereknél egy-egy év alatt 10-12 m is lehet a jégveszteség a gleccserek vége felé. Norvégiában a Nigardsbreen a 20 m-t is meghaladja. Az év folyamán júliusban és augusztusban legnagyobb az olvadás. Napközben délután a legerőteljesebb, és maximumát 17-18 óra tájban éri el. A napi olvadás mértéke a Pasterze-gleccseren 2400-2150 m magasságban 25 mm. A gleccser jegének olvadékvize a jégnyelv végénél a gleccserkapun keresztül távozik. Ennek magassága a kisebb gleccsereknél legfeljebb néhány méter, a nagyobbaknál azonban akár 10-20 m is lehet. A gleccserkapu visszafelé a gleccseralagútba vezet. A gleccser­ kapun az északi félgömbön az olvadásnak megfelelően a legtöbb víz júliusban és augusztusban folyik le. Télen nagyon lecsökken a gleccserpatak vize, a nyári vízmenynyiségnek mintegy egyhuszadára. Ekkor a gleccserpatak főleg nyomásvízből táplál­ kozik. A jégnek a mederfenékhez történő súrlódása és a Föld belső melege csak kis mennyiségű olvadékvizet eredményez. 317

A gleccserjég felszíne Korábban említettük, hogy a gleccserjég olvadásának mértéke még egyetlen glecscseren is különböző. Ehhez nagymértékben hozzájárul a jég minősége, továbbá az is, hogy milyen mértékben van törmelékkel fedve. A fehér jég sávjai nehezebben olvad­ nak, mint a sötétebb, piszkos jégrétegek. így a sötét sávok vonalában mélyedések, ún. ekebarázdák képződnek, amelyeket a fehér jég alacsony gerincei választanak el egymástól. Az egész jégfelszín olyan, mintha a gleccser mozgásának irányában fel­ szántották volna. A barázdák egyúttal az olvadékvíz levezetői. Az egyenlőtlen olvadás keresztirányú formákat is előidéz. Ilyenek az ogivák (sárövek), amelyek a jég mozgásának irányában előrehajló ívek (191. ábra). Az ogivák

191. ábra: Az ogivák helyzete két egyesülő gleccsernél. O = ogivák; P = oldalmoréna; K = középmoréna; B = belső moréna; F = fenékmoréna (Kettner, R. szerint) 318

első típusa a gleccserek felsőbb, a firnvonalat követő szakaszán fordul elő, ahol rövidebb távon belül több ogiva követi egymást. Kialakulásuk szorosan összefügg a firn elsődleges rétegzettségével, ezért is nevezik őket rétegogiváknak. A közöttük levő világos övék, a hullámhegyek a firngyüjtőben télen lerakódott hórétegeknek felelnek meg, a sötét rétegek, a sárövek pedig (a pollenvizsgálatok tanúsága szerint) a nyári szennyezett, olvadozott rétegek felszínre bukkanásai. Az ilyen ogiváknál a sáröv megnevezés nem a legszerencsésebb, mert gyakran halvány rajzolatúak, úgyhogy az ogivák elrendeződését csak távolabbról lehet észrevenni. Az ogivák második típusa a gleccserek végénél látható. Ezek az ogivák vékony, sötét sávok formájában övezik a gleccser homlokfalát, és sűrűn követik egymást. Az ogivák itt nem képeznek mélyedést, és közöttük nem láthatók kiemelkedések. Ez a legtöbb völgyi- és kárgleccseren megfigyelhető, még a regenerálódott gleccsereken is. így nyilvánvaló, hogy megjelenésük nem a jég elsődleges rétegzettségével kapcsolatos, hanem a gleccserjég leveles szerkezetével. Az ilyen ogivákat valódi ogiva néven tartja számon az irodalom. Egyes mérsékelt övi gleccserek felületén a fehér és sötét színű jég egymással váltakozó, vastag kötegeit lehet megfigyelni, amelyek a jég mozgásának irányába előrehajlanak. A Mer de Glace-gleccserről ezeket már 1843-ban leírták. A jelenség csak jégzuhatagok alatt fordul elő. A gerendaogiváknak nevezett sötétebb sávok rendszerint 50-200 m távolságra vannak egymás­ tól. Ez az érték megfelel a gleccser évi mozgási sebességének. A fehér és sötét színű sávok kialakulását a következőképpen magyarázzák. Minden sötét ív a gleccser azon szakaszának felel meg, amely nyáron a jégzuhatag területén volt. Ebben a sávban, ahol a jégár tömbökre szakadozik, a gleccserjég szemcséi az olvadás-fagyás következtében megnövekednek. A repedé­ sekbe olvadékvíz gyűlik össze, a jégtömbökre pedig por rakódik. A jégzuhatag lábánál a repedések bezáródnak, a jégtömbök a nyomás hatására ismét összeállnak levegő nélküli, kék színű, porral szennyezett gleccserjéggé. A téli időszakban viszont a jégzuhatag tömbjei fagyott állapotban vannak, s a jégszemcsék sem növekedhetnek. A jégzuhatag felületét vékonyabb-vastagabb hó borítja be. A gleccser mozgása következtében a zuhatag aljában ez a tömeg is összeáll, és légbuborékban gazdag fehér jég keletkezik belőle. A jégzuhatag alatt a fehér és sötét rétegek közötti különbségek kihangsú­ lyozódnak. A fehér jégkötegek kevésbé jó hővezetők, és nagyobb az albedójuk, mint a sötét sávoknak. Az utóbbiak jobban olvadnak, és közöttük a fehér sávok enyhe hullámok formájá­ ban emelkednek ki. Róluk a mélyedésekbe folyik az olvadékvíz, ahol a piszok is felhalmozódik. A durvaszemű jég szemcséi között jobban lerakódik a por is, mint a simább felületű, finomszemű téli jégen, így a sötét sávok, a gerendaogivák kötegei egyre feltűnőbbé válnak. A gleccser felszínének előbb említett jelenségei mellett még egyéb képződmények is megfigyelhetők a jégen. A vékony kődarabok alatt az olvadás gyorsabb, és így a kiolvadt jégbe a kődarabok besüllyednek, mindaddig, amíg azokat a Nap sugarai elérik. A vastagabb törmelék vagy nagyobb kőtömb alatt viszont már nem olvad a jég. Ha nagyobb kőtömb fekszik a jégen, az megvédi a jeget az olvadástól, a környeze­ tében viszont olvad a jég. Így egy jégláb keletkezik, rajta nagy kőlappal. Ha a láb már 319

nagyon megnyúlt, a napsugár eléri, emiatt elvékonyodik, és a „gleccserasztal” a napsugárzás irányába ledől. A gleccserek felületén nyáron sok az olvadékvíz. Az olvadékvizet a kisebb-nagyobb erek, patakok, a nyelőlyukakon keresztül a gleccsermalomba vezetik. A nyelőlyukak helyenként nagyon emlékeztetnek a karsztfelszínek víznyelőire. Az Alpokban különö­ sen a Gorner-gleccseren képződnek típusos víznyelő lyukak. A hatalmas Malaspinagleccseren (St. Elias-hg.) a 100-at is megközelíti a számuk.

Morénák A Chamonix környékéről származó szóhasználat alapján minden, a gleccser által szállított és lerakott anyagot morénának nevezünk. A jégár morénaanyaga egyrészt a firngyűjtőből, ill. a gleccsert övező meredek sziklafalakról származik, másrészt eróziós tevékenységével nagyon sok törmeléket termel maga a gleccser is. A firngyűjtőben a meredek sziklafalakról a kőpergések, kőomlások és a lavinák révén sok törmelék kerül a leesett hóra. Ez a későbbiek folyamán a gleccser mozgása következtében egyre mélyebbre kerül, és lejut a jégár legalsó szintjébe is. Különösen ott, ahol a gleccsert meredek sziklafalak övezik, rengeteg törmelék zúdul a jégre, és azt szinte teljesen elborítja. Ezt a jelenséget a Kaukázusban is meg lehet figyelni, de még szembetűnőbb a Pamir, a Karakorum és a Elindukus gleccserein. A gleccseren szállított morénát felszíni morénának nevezzük. Hatalmas felszíni morénatakarója van pl. a Fedcsenko-gleccsernek. Az ilyen morénaanyag teljesen szögletes, megmunkálatlan törmelék. Benne az egészen kicsiny kődara­ bok mellett akár több m3-es kőtömbök is előfordulhatnak. Más a jellege a jégár alatt mozgó törmeléknek (fenékmoréna). Ebben - főleg a nagyobb gleccsereknél - a kövek élei már koptatottak, és gyakoriak rajtuk a gleccser­ karcolatok. A gleccser nagy nyomása (az alpesi gleccserek alján a cm2-enkénti nyo­ más 1-4 MPa) és az erőteljes súrlódás miatt a kövek egy része szétzúzódik, és jelentős mennyiségű finom hordalék, agyag, kőzetliszt keletkezik, amely zavarossá teszi a gleccserpatak vizét. A gleccser jég alján is nagyon sok a morénaanyag. Az olvadásponthoz közel levő plasztikus jégbe ugyanis - amelyben helyenként alul is keletkeznek repedések rengeteg kőtörmelék préselődik be. A jég alján szállítódó morénát alsó morénának nevezzük (192. ábra). Ennek eredetéről korábban sok vita folyt. Nem kétséges, hogy az alsó moréna anyagának egy része a firngyűjtőben került a hó- és firnrétegek közé, és később jutott le a jég aljába. Nagyobb hányada azonban a gleccser termelte törmelékből származik. Ezt mindennél jobban bizonyítja az a tény, hogy az alsó moréna a típusos platógleccsereknél is megfigyelhető. Amikor két jégár találkozik egymással, valósággal egymáshoz préselődnek, és az érintkezés vonalában az alsó moréna függőleges helyzetűvé válik. A gleccser fogyasztó­ területén ez a moréna felszínre kerül, és sánc formájában húzódik végig a gleccser320

192. ábra: A völgyi gleccser morénál és a jégfelszín jelenségei. A=alsó moréna; B1; B2, B3 = belső moréna; F = felszíni moréna; Fm = fenékmoréna; Gla = gleccserasztal; Gr = glecscserrepedés; K =középmoréna; 0 = oldalmoréna; Ob = olvadékvíz-barázda; Od = olvadék­ domb ; Pm = parti moréna

nyelv közepén. Ahol több középmorénát lehet látni a gleccseren, az azt tanúsítja, hogy a fővölgy jégtömegét több mellékvölgy gleccsere táplálja. Ha a gleccser szegélyén olvad ki az alsó moréna, akkor oldalmoréna lesz belőle. Amennyiben a kiolvadó törmelék a jég mellett rakódik le, parti morénáról beszélünk. Az alpesi gleccsereket helyenként jól fejlett partimoréna-sáncok kísérik. A jégnyelv végénél jelentős tömegű fenékmoréna-anyag halmozódhat fel. Ennek mennyiségét a jég aljáról kiolvadt alsó moréna is gyarapítja. Ahol nagy esésű gleccser­ patak folyik a jég alatt, különösen a nyári olvadások idején, jelentős mennyiségű finom- és durvább szemű hordalékot ragad magával a víz. A fenékmoréna jó része azonban helyben marad. Ebben sok a finomszemű alkotórész. A kisebb-nagyobb átmérőjű kőtörmelék a finomszemű üledékbe ágyazódik be. A fenékmoréna-anyag osztályozatlan, benne azonban úgy helyezkednek el a kövek, hogy belőlük kiolvasha­ tó a jég mozgásának az iránya. A gleccser végét a vég- vagy homlokmoréna zárja le, amely oldalirányban a parti morénába megy át. A végmorénáknak három fő típusát különböztetjük meg: 1. A feltorlaszolt végmoréna a jég előrenyomulásakor keletkezik. Ekkor a jég hatalmas tömegével és erejével minden útjában álló törmeléket, üledéket maga előtt tol, és meredek lejtőjű végmorénát formál belőle. A feltorlaszolódást a feltárásokban megfigyelhető pikkelyes szerkezetek, enyhe gyűrődések, elvetődések és famaradvá­ nyok meggyőzően igazolják. A gleccservölgyekben látható végmorénák közül ezek a legmagasabbak. 2. Amikor a gleccser évtizedeken keresztül majdnem azonos helyen végződik el, a jégnyelv végénél - annak nyári olvadása miatt - sok törmelék halmozódik fel sáncsze321

193. ábra: Visszahúzódó gleccser homlok - (Vm) és parti morénával (Pm); G = gleccser

rű formában. Ez az üledék-végmoréna, amelynek osztályozatlan anyagában a kőzetlisztfrakciótól a hatalmas blokkokig minden szemcseátmérőjű kőzettörmelék előfor­ dul. 3. Egyes gleccserek végmorénáinál érdekes jelenséget figyeltek meg. A feltárások vizsgálata során kiderült, hogy a végmoréna a nyári olvadások idején a jég alól kipréselődött anyagból jött létre. A jégárak végénél olykor több morénasáncot is meg lehet figyelni, amelyek a gleccseringadozásokról tesznek tanúbizonyságot (193. ábra).

Gleccseringadozások A gleccserek hosszúságát jelentősen befolyásolják az éghajlat-ingadozások. A gleccsereknek még egy éven belül sem azonos a hossza. A tél vége felé, amikor az olvadás kisebb, mint az utánpótlás, a gleccserek kissé előrenyomulnak, nyáron vi­ szont visszahúzódnak (a Rhône-gleccser közel 20 m-t). Az Alpok gleccserei mintegy 100 éve visszahúzódóban vannak. Ezen az sem változtat, hogy 1870-ben, 1890-1900 és 1920-1924 között kissé előrenyomultak a gleccserek. Az általános visszahúzódást a XVI. századtól kezdve a gleccserek előrenyomulása előzte meg (kis jégkorszak). 322

A gleccserek 1600-ban, 1640-ben és 1680-ban mélyen benyomultak az erdőrégióba. A Pasterze előrehaladása során egy középkori bányabejáratot is keresztezett. További gleccser-előrenyomulások jellemezték az 1770-1780 közötti, valamint az 1820-as és 1850-es éveket. Ezekben az időszakokban az Alpokban a tartós hóhatár a jelenleginél 80-100 m-rel húzódott alacsonyabban. A történeti adatok tanúsága szerint Európában a XL század második felében és a XIII. század első felében a jelenleginél hűvösebb volt az éghajlat. Abban az időben a gleccserek is előrenyomultak. A radiokarbon-vizsgálatok szerint 1150 és 1230 között az Aletsch-gleccser is lényegesen hosszabb volt, mint napjainkban. A késő glaciális időszak utolsó nagy jégelőnyomulása 11 000 és 10 200 (B. P.) között volt (fiatal Dryas). Ekkor a tartós hóhatár az Alpokban 600 m-rel húzódott alacsonyabban. Az azóta eltelt időszakban - a radiokarbon adatokkal is megerősített vizsgálatok szerint - az alpesi gleccserek jelentősen előrenyomultak i. sz. 100-750, i. e. 880-350 évek között, továbbá i. e. 2600, 5200, 5600, 6000, 6400 és 6700 körül. Ezek az adatok jól tanúsítják, hogy az elmúlt 10 000 évben Európában is mennyire változa­ tos volt az éghajlat. A melegebb, enyhébb, óceánikus vagy kontinentális éghajlatot időnként hűvösebb, csapadékosabb periódusok szakították meg, amelyek megterem­ tették a feltételeket a gleccserek előrenyomulásához (Wilhelm, F. 1975). Az éghajlatváltozások az egyes gleccserekre különbözőképpen hatnak. A tapaszta­ latok szerint ott, ahol a hógyűjtő medencék közelebb fekszenek a hóhatárhoz, már a kisebb éghajlati ingadozások is nagy hatással lehetnek a gleccserre. A hatás aszerint is változik, hogy milyen az arány a tápláló- és fogyasztóterület között. Mennél hosszabb egy gleccser, az éghajlat-ingadozás hatására annál később következik be az előrenyomulása, ill. visszahúzódása.

Gleccsertípusok A hegységek gleccserei. A hegyvidéki gleccserek a tartós hóhatár feletti firnmezőkből kapják utánpótlásukat. A firnmezők a hegységek páholyszerű mélyedéseiben, a kárfülkékben, vagy mint a skandináviai típusú gleccsereknél, a fjelleken alakultak ki. A gyűjtőmedencékben a firnmezőnek konkáv a felülete, a skandináviai fjelleken levő firntömegek viszont peremeik felé enyhén lehajlanak (konvex felületűek). A firnmezőkből a gleccserek azokba az egykori folyóvölgyekbe ereszkednek le, amelyek még az eljegesedések előtt kialakultak. A gleccsereknek teljesen igazodniuk kell azoknak a völgyeknek az alakjához, amelybe benyomultak, tehát ún. kényszerpályán haladnak előre. A hegyvidéki gleccserek formáját, mozgását nagymértékben meghatározzák a dom­ borzati viszonyok. Különösen érvényes ez a völgyi gleccserekre. Ha a firngyűjtőből kilépő jég nagy esésű völgybe kerül, a jégár teljesen feldarabolódik, majd ott, ahol a völgy lejtése már kisebb, a jégtömbök újra gleccserré egyesülnek. Ezek az ún. regene­ rálódott gleccserek. 323

A gleccsereket az elmúlt évtizedek során többféle szempontból is megkísérelték osztályozni. Számunkra az látszik legmegfelelőbbnek, ha az osztályozást a gleccserek formái szerint hajtjuk végre. 1. A hegységekben sok helyen előfordulnak kisebb-nagyobb gyűjtőmedencék, amelyeket firn tölt ki. Ezek a firntömegek kisebb méreteik miatt nem táplálhatnak gleccsert. A firnfoltok méretei nagyon különbözőek, és ennek megfelelően a bennük levő firn tömege sem egyforma. Ha a medence nagyobb, és jobban bemélyül a hegyoldalba, a csonthó megközelíti a jég állapotát is. Előfordulnak olyan csonthó­ foltok, amelyeknek az alján a többszöri olvadás-fagyás és a nyomás hatására már a gleccserjég is kialakult. A firnfoltok medencéiben a csonthó mozgása és a morénaképződés nem számottevő. A firnmedencék egy része a völgyfők páholyszerű mélyedéseiből formálódott ki, más részük a nivációs folyamatoknak köszönheti kialakulását. Az olyan hegységben, amelynek a magassága éppen csak megközelíti a hóhatárt, a firn- és gleccserfoltok az eljegesedés egyedüli jelei. 2. A kárgleccserek, amint nevük is mutatja, a firngyűjtőben képződnek, és a firngyűjtő homlokfala felől 15-25°-os szögben lejtenek a kárfülke széle felé, ahol véget is érnek. Olykor nem is töltik ki teljesen a firngyűjtő medencét. Tanulságos kárgleccse­ rek láthatók a norvégiai Jotunheimen területén, ahol a kárgleccsereket részletesen tanulmányozták. (A Vest-Skantbreen kárgleccsernek 1 km az átmérője.) A kárglecscsereknél kezdetleges tápláló- és fogyasztóterületet, s ezzel összhangban kismértékű morénaképződést lehet megfigyelni. 3. A lejtőgleccserek a lejtőlapon fejlődnek ki, szélesebb-keskenyebb sávban. Moz­ gásuk a nagyobb lejtés ellenére is mérsékelt, mert a jégnek viszonylag kicsi a tápláló­ területe. 4. Völgyi gleccserek. Az eljegesedett hegységek minden nagyobb gleccsere ebbe a típusba tartozik. A völgyi gleccserek meredek sziklafalakkal határolt völgyekben áramlanak lefelé. A legtöbb esetben kárfülkék a táplálóterületeik. A nagyobb jég­ árakból, mint fa törzséből az ágak, úgy ágaznak ki az oldalgleccserek. Ezek völgyei a kisebb jégtömegük miatt sokszor függő helyzetben vannak a fővölgy fölött. A völgyi gleccser kivételesen 100 km-nél (28. táblázat) is hosszabb lehet (mint a Hubbardgleccser Északnyugat-Amerikában), a legtöbb típusos völgyi gleccser azonban csak 5-30 km hosszú. A völgyi gleccserek hosszúsága szoros összefüggésben van a gyűjtőterület kiterjedésével. 40 grönlandi gleccseren végzett vizsgálat pedig összefüggést mutatott ki a völgyi gleccser szélessége és a firngyűjtők száma között. A völgyi gleccserek között nagyszámban akadnak rövid gleccserek, amelyeknek nyelv alakjuk van. 5. A jégsapkákból, jégtakarókból táplálkozó gleccserek. Az ebbe a típusba tartozó hosszabb gleccserek alsóbb szakaszai teljesen hasonlóak a völgyi gleccserekéhez, ezeket azonban nem kárfülkék jege táplálja, hanem jégsapkákból, jégtakarókból ágaznak ki. A rövidebb gleccserek kisebb jégnyelv formájában nyomulnak le a jégtakaróból, és ezek nem is érik el a mélyebb völgyeket. 324

A jégsapkákból, jégtakarókból kiáramló jégárakra jó példákat lehet látni Norvé­ giában - ahol a fjelleket több helyen is jégsapkák borítják továbbá Izlandon és Grönlandon. A világ legnagyobb ilyen típusú jégárai az Antarktisz területén fordul­ nak elő. A grönlandi és az antarktiszi jégárak szélesek, a nagy esésű szakaszokon tekintélyes sebességgel mozognak, s gyakran egészen a tengerig lejutnak. 6. Hegylábgleccser (piedmontgleccser) akkor képződik, ha a völgyi gleccser a hegységből kijut a hegylábfelszínre vagy valamilyen kisebb lejtésű szabad területre, és hatalmas gleccserlepénnyé alakul. Keletkezésének előfeltétele a bőséges hócsapa­ dék és a nagy táplálóterület. Legismertebb példa az alaszkai Malaspina- és a Beringgleccser. A Malaspina jégnyelve 600 m vastag, és olyan mély medencében foglal helyet, amely 250 m mélyen fekszik a tenger szintje alatt. A Spitzbergák területéről a Murray-gleccser sorolható ebbe a típusba. 7. Kúpgleccserek. Olyan hegykúpokon alakultak ki, amelyek messze a hóhatár fölé emelkednek. Ezeknél a kúp felső részét firn vagy jégsapka borítja, és abból sugarasan ágaznak ki a gleccserek. Típusos kúpgleccserek jellemzők a magasra emelkedő vulká­ ni kúpokon: ilyenek a Cascade-hegységben a Mt. Baker, Mt. Rainer, Mt. Hood, Mt. Shasta, továbbá a Chimborazo, az Ararát, a Demavend. 8. Gleccserhálózat ott alakul ki, ahol nagyon bőséges hócsapadék hull, és a hóhatár is alacsonyan húzódik. Emiatt a firngyűjtő medencék és teknővölgyek teljesen megtel­ nek csonthóval és jéggel, amely a kárfülkéket elválasztó éles gerincek lealacsonyodó részén benyomulhat a szomszédos gleccserterületre. A gleccserhálózatot tehát a völgyi gleccserek firngyűjtő területének teljes egymásba fonódása jellemzi. A jelen korban gleccserhálózat kifejlődésére csak az Alaszkai-hegységben a Malaspina-gleccser táplá­ lóterületein, Dél-Patagóniában, a Pamír nyugati részében és a Karakorum területén van lehetőség. Hatalmas gleccserhálózata volt az Alpoknak a negyedidőszaki eljegese­ dések idején, amikor még az Alpok vízválasztóját is keresztezték a jégárak.

Jégsapkák, jégtakarók Jégsapkák. A jégtakarókhoz hasonló képződmények, csak kisebb területűek. Két típusát szoktuk megkülönböztetni, az egyik a csapadékban gazdag kiemelkedésekre és fennsíkokra jellemző. Ezekből a jég a legkülönbözőbb irányokban nyomulhat lefelé gleccserek vagy jéglepények formájában. Típusos jégsapka fedi a Vatnajökullt és a Hofsjökullt. A Vatnajökull jegének 600-700 m a vastagsága. Az alacsony tszf.-i magasságú területeken is kialakulhatnak jégsapkák. Ilyen pl. a Barnas-jégsapka a Baffin-földön. Ez egy alacsony platófelszínre települt. A jege nem aktív, amit az is igazol, hogy a jég - legalábbis a peremi részein - oda van fagyva az alapkőzethez. Jégtakarók. A Földön jelenleg csak két nagy jégtakaró van, az antarktiszi és a grönlandi. Ezeknél - a belőlük kiáramló gleccsereket nem számítva - a jég szabad áramlását a domborzat alig befolyásolja. A nagy vastagságú jég még a domborzat 325

nagyobb szintkülönbségeit is eltüntette, és abból csak a peremvidékeken bukkannak elő a merész sziklacsúcsok, az ún. nunatakok (194. ábra). Az antarktiszi jégtakarónak hatása van a déli félgömb éghajlatára, és bizonyos mértékig még az élővilágra is. Hasonló volt a helyzet a negyedidőszaki eljegesedések idején Amerikában és Európában. A két hatalmas jégtakaró nemcsak azokra a tájakra hatott, amelyeket elfedett, hanem szinte az egész északi féltekére.

194. ábra: A grönlandi jégtakaró keresztmetszete

A mozgó jég felszínalakító munkája a hegységekben A jég felszínalakító munkájának jelentősége a geomorfológusok előtt jól ismert, és ma már nagyon gazdag az irodalma azoknak a formáknak, amelyeket a jégárak, jégtakarók lepusztító és felhalmozó munkája, illetve a jég alatt és annak előterében működő olvadékvizek tevékenysége hozott létre. Ugyanakkor azt is hangsúlyoznunk kell, hogy a jég munkáját ma sem ismerjük kellőképpen. Ezen nem lehet csodálkozni, hiszen nagyon nehéz meghatározni egy terület jég által történt átformálódásának mértékét akkor, ha nem ismerjük az eljegesedés előtti domborzati viszonyokat. Az a tény, hogy valamely területen több eljegesedés is volt, csak tovább bonyolítja a kérdést. Nehézséget jelent, hogy a jég felszínalakító munkája a szemünk elől elzárva megy végbe. Eddig még kevés helyen sikerült a jég aljába aknákat, vágatokat létesíte­ ni, amelyekben megfelelő tapasztalatokat lehet szerezni a jég alján végbemenő folya­ matokról. A mozgó jég eróziós tevékenységét több tényező is bizonyítja. 1. A fenékmoréna anyagának java része a jég alatti sziklaaljzat letarolódásából származik. 2. A gleccsertejben levő sok finomszemű hordalék egyrészt a morénaanyag fokoza­ tos aprózódása, másrészt a mederfenék csiszolása, karcolása révén keletkezik. 3. A gleccserek visszahúzódása következtében felszínre kerülő vásott sziklák lecsi­ szoltak, legömbölyödöttek és karcolt felületűek. A jégáraknak tehát kétségtelenül van csiszoló hatása, amelyhez jelentősen hozzájárul a jégbe fagyott alsó morénaanyag. A tiszta jégnek, különösen amelynek a nyomási olvadáspont körül van a hőmérsékle­ te, alig van eróziós képessége. Az 1920-as évektől a gleccserek több helyen számottevően visszahúzódtak. Emiatt a korábban jéggel fedett sziklaaljzat és a fenékmoréna-anyag napvilágra került. Az 326

ilyen felszíneken gyakran látni tonnányi vagy többtonnányi hatalmas kőzettömböket. Ezek származási helyét pontosan meg lehet állapítani. Néha az is megfigyelhető, hogy a kőtömb nagyobb magasságban fekszik, mint az a hely, ahonnan a sziklatömböt a jég hatalmas ereje kiszaggatta. A kőtömbök jelenléte azt tanúsítja, hogy a jégnek van egy kőzettördelő, kőzetszaggató hatása is. Ezzel kapcsolatban Carol, H. (1943, 1947) értékes megfigyeléseket végzett, miután kötélen leereszkedett a Felső-Grindelwaldgleccseren (Berni-Alpok) levő hasadékokba. Megfigyelte, hogy egy jég alatti sziklaha­ lomnak a jégár mozgásával szemben fekvő oldalain a jég nyomásnövekedés miatt képlékennyé válik, és így mintegy átcsúszik a halmon. Az ellenkező oldalon csökken a nyomás, a jég újrafagy, és nagyobb kőzetdarabokat szakít le a halom „jégárnyékos” oldaláról. Carol megfigyelései magyarázatot adnak a vásott sziklahalmok sajátos alakjára. Ezeknek ugyanis a jég mozgásával szembeni oldala lecsiszolt, legömbölyödött, az ellenkező oldalon pedig a kőzettördelés, kőzetszaggatás nyomai láthatók. A jégár kőzettördelő hatása különösen ott jelentős, ahol a jég alatti kőzetet annak felületével párhuzamos repedések járják át. Ilyen repedések pedig több helyen is előfordulhatnak a jég alatt, hiszen a jég hatalmas nyomása, ill. az esetenként bekövet­ kező nyomáscsökkenés szükségképpen létrehoz repedéseket. Ahol ezek kialakulnak, a jég egy vagy több méter vastag kőzetlapokat választ le a mederfenékről, és szállít tovább a gleccser fogyasztóterülete irányába. A kőzettömbök, kőzetlapok felszagga­ tásában jelentős szerepe van a jég aljába fagyott, abból fűrészfogszerűén kiálló nagyobb kőtömböknek is. Ezek segítségével a jég sok helyen valósággal felszántja az alatta fekvő szálban álló kőzetet. Ezért a jég eróziós tevékenységénél valóban jogos exarációról beszélni (arare = szántani, lat.). Az újabb kutatások is megerősítik azt a korábbi feltevést, hogy a mérsékelt övi gleccsereknél a jég eróziós tevékenységét jelentősen elősegíti a jég alatti fagy okozta aprózódás. Erre a fagyás és olvadás váltakozása miatt térben és időben több helyen is lehetőség van. A gleccser a nagy nyomás következtében túlhűtött vizet is szállít magával. Ez a víz beszivároghat a gleccser alján levő kőzetrepedésekbe is. Ott meg­ fagy, és továbbrepeszti, ill. aprózza a kőzetet. A jégárak eróziójának nagysága. Századunk első negyedében még erősen vitatták a jégárak felszínalakító tevékenységének a folyóvíz eróziójához viszonyított arányát. Attól az állásponttól, hogy a jég konzerválja a korábbi formákat, addig a felfogásig, hogy a jég minden más tényezőtől független formákat alakít ki, tehát erőteljesen erodál, a legkülönbözőbb nézetek láttak napvilágot. A mai és az egykori jégárak végénél nagyon sok morénaanyagot lehet látni, amelyet a gleccser olvadásából származó gleccserpatak nem képes továbbszállítani. Ez a tény önmagában is azt igazolja, hogy a jégárak eróziós tevékenysége jóval erőteljesebb, mint a folyóvízé. Ezt támogatják a hordalékmérések eredményei is. Eléggé elfogadott az a nézet, hogy egy terület jég által történt lepusztulásának mértékét az eljegesedett területről származó olvadékvíz lebegtetett hordalékának mennyiségéből meg lehet állapítani. Ilyen méréseket Reid, H. F. már 1892-ben végzett az alaszkai Muir-gleccse327

ren. Ő a gleccserpatak vizében szállított, lebegtetett hordalék mennyisége alapján úgy találta, hogy az eljegesedett firngyűjtő medencének és a gleccservölgynek évenként 19 mm-t kell alacsonyodnia. 1939-ben Izlandon a Hofsjökullon végzett mérések során a jég által történt lepusztítás mértékét évenként 2,8 mm-nek határozták meg (Thorarinsson, S. 1939). Ez az érték ötször nagyobb, mint a szomszédos hasonló nagyságú, el nem jegesedett vízgyűjtő terület lepusztulásának mértéke. Tanulságosak Corbel, J. (1959) vizsgálatai is, amelyeket az Alpokban, Skandiná­ viában, Izlandon, Grönlandon, Saskatchewanban és Alaszkában végzett. A gleccser­ patakok hordalékszállítása alapján megállapította, hogy a hosszabb idő óta azonos hosszúságú, valamint az enyhén visszahúzódó jégárak alatt évenként és km2-enként 1400-3200 m3 anyag pusztul le, vagyis 1000 év alatt 1,4-3,2 m-t alacsonyodik a felszín. Szerinte a hasonló jellegű, el nem jegesedett területeken 1000 évenként 250-800 mm-t pusztul a vízgyűjtő terület. Az adatok alapján a jég eróziós tevékenysé­ ge négyszer nagyobb, mint a folyóvízé. Corbel szerint azoknál a gleccsereknél, ame­ lyek az utóbbi évtizedekben előrenyomultak, huszonötször nagyobb a jég lepusztító tevékenysége, mint a folyóvízé. Azt természetesen szem előtt kell tartanunk, hogy egy eljegesedésen belül a jég előrenyomulásának szakaszai csak töredékét tették ki a nyugalmi és a visszahúzódási fázisoknak.

A magas hegységek jég által kialakított formái A hegységekben a hóhatár felett a csonthógyűjtő medencékben felhalmozódott és csonthóvá, jéggé átalakult hótömegek a nehézségi erő hatására a domborzat mélyedé­ seiben, a jégkorszak előtti völgyekben mozognak lefelé. Mozgásuk közben a völgye­ ket átalakítják, mélyítik, és a jégárak nagyságától, haladási sebességétől, kőzetminő­ ségétől függően koptatják a felszínt. A magas hegységekben a jég eróziós tevékenységének alsó határa (terminánsa) kb. a hóhatárnál húzódik. Az ez alatti szakaszon a letaroló-, szállítótevékenységet a moréna felhalmozódása váltja fel.

A cirkuszvölgyek Az eljegesedések hatására kialakult formák között az egyik legszembetűnőbb a cirkuszvölgy vagy más néven kárvölgy, kárfülke (a forma az utóbbi nevet a Karwendel-hegység területéről kapta). A cirkuszvölgy megnevezését 1823-ban Charpentier. J. vezette be a szakirodalomba. Később széles körben elterjedt a használata a félkör alakú, meredek falakkal határolt, alján gyakran túlmélyített csonthógyűjtő meden­ cékre. A cirkuszvölgyek nagysága elég tág határok között ingadozik, 100-150 m-től több km átmérőig. 328

329

196. ábra: Jég által formált magashegységi domborzat (Borsy Z.-né rajza)

A cirkuszvölgyek nagyobb része az eljegesedések előtti páholyszerű völgyfőkből formálódott ki. A hó összegyűjtésére ezek voltak a legalkalmasabb, legvédettebb helyek. A völgyfőkben összegyűlt egyre vastagabbá váló hótömeg fokozatosan csont­ hóvá alakult, amelyből később kisebb gleccser indulhatott el a lejtőn (195. ábra). így kezdődött meg a jégkorszakban a hegységek eljegesedése, és így alakultak át az eljegesedés előtti völgyfők csonthógyűjtővé. A firngyűjtőből kipréselődő jégtömeg mozgása során állandóan csiszolta, véste a firngyűjtő medence alját. Ezenkívül oldal­ falai is állandóan hátráltak, elsősorban a fagy okozta aprózódás következtében. Az eljegesedett hegységekben a firn és a jég eróziója, továbbá az oldalfalakon végbemenő erős fagy okozta aprózódás napjainkban is formálja az amfiteátrumszerű, egyenetlen sziklafenekű cirkuszvölgyeket. Mivel a cirkuszvölgy formálásában főleg a lejtőn végbemenő fagy okozta aprózódásnak van jelentősége, oldalfalai gyorsabban hátrál­ nak, mint ahogy a forma mélyül. A többségükben völgyfőből kialakult cirkuszvöl­ gyek végénél, ott, ahol a jég a gleccservölgybe préselődik, és emiatt erősen megnövek­ 330

szik az eróziós teljesítménye, félkör alakú lépcső jön létre. Ez az ún. teknővég, alatta kezdődik a parabola keresztmetszetű jégárvölgy. Az alacsonyabban fekvő cirkuszvöl­ gyekből a jelen korban eltűnt a csonthó és a jég, így ezt a sajátos formatípust jól lehet tanulmányozni. Feltűnőek a cirkuszvölgyek meredek falai, és a falak aljában helyen­ ként található kisebb törmelékkúpok. A cirkuszvölgyek fenékszintje általában egye­ netlen, és egy vagy több túlmélyített sziklamedence tagolja. A cirkuszvölgy átmérője általában háromszor nagyobb, mint a mélysége. Hátsó faluk több száz méter magas is lehet. A cirkuszvölgyek nagyobb számban csak az erősebben tagolt magashegységekben alakulhattak ki. Ha ez a feltétel nem volt meg, a jégkorszak előtti tagolatlan felülete­ ket teljesen beborította a csonthó és a jég, így cirkuszvölgyek nem vagy csak ritkábban képződhettek. Ez a helyzet Skandináviában, ahol a Kaledóniai-hegységrendszer ki­ emelt, elegyengetett felszíneit a jégkorszakban - néhány magasabb terület kivételével -jégtakaró fedte. Ezért kevesebb ott a cirkuszvölgy. Csak a jégtakaróból kiemelkedő, el nem jegesedett sziklaszirtek (nunatakok) oldalába vésődtek be csonthógyűjtő medencék. A magashegységekben képződött meredek falú cirkuszvölgyek növekedésük során egyre merészebbre faragják a csúcsokat, a fő- és oldalgerinceket. A több oldalról kárfülkékkel támadott csúcsokat kárpiramisoknak, kártornyoknak, a csúcsokat össze­ kötő gerinceket pedig kárgerinceknek nevezzük (195, 196. ábra). A legszebb és legtípusosabb kárcsúcs a svájci Matterhorn. Davis óta a kárcsúcsokat gyakran matterhornoknak is nevezik. A jég elolvadása után a túlmélyített cirkuszvölgyekben sokfelé keletkeztek tavak. A kristálytiszta vizű szép tavaknak tengerszem a neve. Az Alpokban sok tengerszemet lehet látni. Szép példáik ékesítik a Magas-Tátra (Zöld-tó, Wahlenberg-tó, Hincó-tó, Jeges-tó, Batizfalvi-tó, Hosszú-tó, Öt-tó), a Fogarasi-havasok (Bilea-, Podragu-tó), a Retyezát (Pelaga-, Zenoga-tó) és a Páring (Kirsa-tó) cirkuszvölgyeit is. Ha a tengerszemnek a cirkuszvölgy szélén levő lépcsőn át lefolyása van, a kifolyó patak a lépcsőt átvágja, és a tavat megcsapolja.

A teknővölgy A jelenkorban és a jégkorszakban eljegesedett hegységek hatalmas jégárai a korábbi folyóvíz formálta völgyeket teknővölgyekké alakították át. Az ilyen keresztmetszetet korábban U alakúnak írták le. Sokkal helyesebb azonban parabola keresztmetszetű völgyről beszélni, mert a korábban eljegesedett völgyek alakja sokkal inkább a parabola formát közelíti meg. A parabola alakú keresztmetszet is csak kisebb szaka­ szon látható, mert a jégár sziklaaljzata rendszerint túlmélyített részletekkel, meden­ cékkel tagolt, vagy fiatal folyóvízi üledékkel fedett. 331

A nyugtalan futású völgytalp felett meredeken emelkednek a teknővölgy falai (197. ábra), amelyek - ha elég frissek és kemény kőzetből állnak - még jól tanúsítják a jég csiszoló munkáját. Ahonnan régebben visszahúzódott a jég, ott a jégárvölgy falait kőés lavinaomlások járatai és vízmosások tagolják. A kristályos kőzetek és a mészkő különösen hosszú ideig megőrzik a sajátos parabola keresztmetszetű völgyformát. Az Alpokban a teknővölgy falai felett a lejtőszög csökken, a jég csiszoló munkájá­ nak nyomai azonban az ilyen felületeken is megfigyelhetők. A szakirodalom ezeket a kisebb lejtőszögű részleteket csiszolt peremlejtőnek nevezi. Egyes völgyekben különösen jól látszik, hogy a lankásabb peremlejtőt felül ismét egy meredekebb lejtőszakasz követi (a felső peremlejtő), amely a jég csiszoló munká­ jának egyúttal a legmagasabb határát is jelenti (198. ábra). Ha az ilyen völgyben még feljebb emelkedünk, a magashegységi domborzatnak főképpen a fagy okozta aprózódással, sajátos tömegmozgásos folyamatokkal formált vadregényes lejtőrészletei tűn­ nek a szemünkbe. A jégárvölgy most említett keresztmetszetét az alábbi módon magyarázzák. A jég valószínűleg egy enyhén domború lejtőjű folyóvölgybe nyomult be, amelyet egészen a mai felső peremlejtő magasságáig kitöltött. Csiszoló eróziójával kialakította a felső peremlejtőt, alatta pedig a lankásabb jég súrolta peremlejtőt. Lefelé az egyre növekvő

197. ábra: Glaciális teknővölgy. A = posztglaciális bevágódás; F, G = posztglaciális oldalvöl­ gyek; H = oldalgleccser függővölgye; L = tófal; O = a glaciális teknővölgy pereme; P = patak; R = vásott sziklák; T = fagy okozta aprózódás hatására keletkezett törmelék (törmelékkúp); V = preglaciális völgy oldallejtője; Z = vízesés (Cholnoky J. ábrája) 332

198. ábra: A teknővölgyek keresztmetszete. a = teknővölgy meredek, fejlett peremlejtővel; b = teknővölgy típusos teknővállal (Louis, H. szerint)

nyomás miatt a jég munkateljesítményének fokozódni kellett, így a peremlejtő alatt szükségképpen kialakult a meredek falú, homorú sziklafenekű teknővölgy. A teknővölgy falainak meredek voltát egyes kutatók (pl. Philippson, A. 1912) másképpen magyarázzák. Szerintük a jégárak az előrenyomulásuk és visszahúzódá­ suk idején hosszú ideig csak a csiszolt peremlejtő alatti részt töltötték ki. Itt tehát hosszabb ideig erodált a jég, s módja volt a számára legmegfelelőbb parabola kereszt­ metszetű völgyet kidolgoznia. Az Alpokban előfordulnak olyan jégárvölgyek is, amelyeknél a meredek falú teknővölgy felett régebbi folyóterasz-maradvány húzódik. Ezt lehet látni a táj képileg is nagyon szép Lauterbrunneni-völgyben (Berni-Alpok). Az ilyen teraszszinteket teknővállnak nevezzük. A jég súrolta egykori teraszszint felett ott látható a csiszolt felületű peremlejtő is. A teknöváll jelenléte azt tanúsítja, hogy a völgyben folyó patak először eróziós síkot dolgozott ki, majd a hegység emelkedése miatt meredek lejtőjű V alakú völgyet vágott be. A völgybe később benyomuló jégár ezt a teraszos völgyet dolgozta át kettős teknővé. A Kaukázus, Karakorum, Himalája eljegesedés előtti, nagyon mélyen bevágódott folyóvölgyeiből olyan jégárvölgyek alakultak ki, amelyekben a magas meredek oldal­ falak felett nincs peremlejtő. Az Egyesült Államok nyugati száraz területein, az Anaconda- és a Big Horn-hegységre viszont olyan jégárvölgyek jellemzők, amelyek kis mélységűek, és nincsenek igazi meredek oldalfalaik. 333

199. ábra: A Kistarpataki-völgy függése a Nagytarpataki-völgy felett. Középen az Óriás-víz­ esés; L = Lomnici csúcs (kilátás a Tarajkáról. Cholnoky J. ábrája)

A teknővölgyek hosszmetszete is jelentősen különbözik a folyóvízi eredetű völgyétől. Azokban a nagyobb völgyekben, amelyekből már elolvadt a jég, sziklamedencék mélyülnek a völgytalpba. Ezeket 50-100 vagy akár több száz méter magas lépcsők választják el egymástól. A magashegységekben a hosszú és mély fővölgyek talpa mélyebben fekszik, mint a beléjük torkolló mellékvölgyeké (199. ábra). A mellékvölgyek tehát lépcsővel végződ­ nek el, és a fővölgy felett függenek. A jelenségnek az az oka, hogy a fővölgy nagyobb jégára mélyebbre véste medrét, mint a mellékvölgy kisebb, rövidebb gleccsere. A mel­ lékvölgyekből a jelenkor patakjai kisebb vízeséssel zúdulnak alá a fővölgybe. A pata­ kok mélyítő eróziója helyenként már észrevehetően csökkentette a két völgytalp közötti különbséget. A jégárvölgyekben a függő mellékvölgy lépcsőjén kívül más lépcsők is keletkeztek. Ezek a lépcsők egyrészt az eljegesedés előtti völgy jég által még erősebben kihangsú­ lyozott lépcsői, másrészt a jég maga is képes a teknővölgyekben ilyeneket kialakítani, olykor ellenesésűeket is. Ilyen pl. a konfluencia- és a divergencialépcső. Az első két gleccser egyesülésének helyén alakul ki, mert a jég eróziós teljesítménye a két jégár találkozása következtében jelentősen megnövekszik. A divergencialépcső a teknő­ völgy általános lejtésével szemben ellenesésű lépcső. Ott jön létre, ahol a jégár szétágazásra kényszerül, és emiatt eróziós tevékenysége lecsökken. A teknővölgyekben az ellenesésű lépcsők és fenékszakaszok kialakulása részben a kőzetminőség következménye. Ha a völgyben keményebb kőzet bukkan a felszínre, és a felette elterülő völgyfenéken puhább kőzet van, az utóbbit a jég könnyebben legyalulja, mint a kemény kőzetet. Így ellenesésű lépcső alakul ki. Ez esetben tehát a jég is válogató (szelektív) lepusztítást végez. A lépcsők aljában a nagy esésű jég letaroló tevékenysége számottevően növekszik, így a lépcső előtti medence egyre mélyül. A gleccser elolvadása után a sziklamedencé­ 334

ben tó alakulhat ki (Felkai-tó, Magas-Tátra). A cirkuszvölgyek tavaihoz hasonlóan ezeket is tengerszemnek nevezzük. A tó mögötti magas lépcső neve pedig tófal. A jégárvölgyek sajátosságait, a völgyfenék formáit Penck, A. (1899) igen érdekesen és szellemesen magyarázta. Szerinte a felső peremlejtőig terjedő jégárvölgyet a jég esetében nem völgyként, hanem mederként kell kezelnünk. Ilyen szemlélet alapján természetesnek kell tartanunk, hogy a jégár alatt is keletkez­ nek egyenetlenségek, sziklahalmok, sziklahátak, hiszen a folyómederben is kialakul­ nak üstök, zuhatagok vagy kevésbé mély részletek. A gleccser hatalmas tömege és széles volta miatt a teknővölgy fenekén kialakult medencék és vásott sziklák méretei szükségszerűen nagyobbak, mint a folyók mederfenékformái. A jégárak völgyében a jég elolvadása után napvilágra került lecsiszolt szikladombok, kisebb-nagyobb medencék jól tanúsítják a gleccser munkájának változatos voltát, válogató eróziós tevékenységét és lepusztítóképességének a folyóvizét mindenképpen felülmúló mére­ teit. A gleccserek völgyeiben a jelenkorban lefutó vízfolyások a normális esésgörbe kialakítására törekszenek, így az egykori sziklamedencéket fokozatosan feltöltik. Az ilyen helyeknek településföldrajzi szempontból nagy a jelentősége. Az Alpok belső völgyeiben ugyanis a jég túlmélyítő, illetve a jelenkori vízfolyások feltöltő tevékenysé­ ge nélkül nem alakult volna ki olyan sok, a települések számára alkalmas hely. Arra, hogy a jégárak egyes területeken milyen jelentős mélyítő munkát végeztek, jó példát nyújtanak azok a völgyek, amelyeket a gleccserek a tenger szintje alá

200. ábra: A norvégiai fjordos partok kialakulása. J = jégtakaró; N = nunatak; F = fjord; nym = nyelvmedence; fk = fjordküszöb; S = vásottszikla-szigetek (skär); V = vízesés (Cholnoky J. ábrája) 335

mélyítettek. Ezek az ún. fjordok (fjór), amelyekbe a jég elolvadása után benyomult a tenger (200. ábra). Típusos fjordos partok keletkeztek Norvégiában, Grönlandon, Svalbardon, Dél-Chilében, Új-Zélandon stb. A Skandináv-hegységet a negyedidőszak előtt magasra emelt, elegyengetett felszínek jellemezték, amelyekbe a folyók sok helyen mély völgyeket vágtak. A jégkorszak folyamán az elegyengetett felszíneket egységes jégtakaró borította be, és ez táplálta a tenger felé lefutó gleccsereket. A jég­ árak rendkívül mély teknővölgyeket alakítottak ki. A fjordok tenger alatti mélysége több száz méter is lehet, sőt a 150 km hosszú Sogne-fjord 1244 m mély. A fjordok befelé többnyire magas fallal végződnek, mintegy jelezve, hogy az eljegesedés előtti eróziós völgyfő lépcsőjét a jég munkája erőteljesen kihangsúlyozta. A fjordok alján folyóvízi hordalék nincs. A csekély mértékű tengeri üledékképződés a völgyfenék formáit alig változtatta meg. így a vízmélységet feltüntető térképeken jól látszanak a teknővölgy fenékszintjébe mélyülő hosszanti sziklamedencék, amelyeket küszöbök választanak el egymástól. A sziklamedencék végénél feltűnőek az ellenesésű szaka­ szok. A nyelvmedencét nem végmorénagát zárja le, hanem jég súrolta sziklahát, az ún. fjordküszöb. Mint ellenesésű fenékszakasz a tengerbe jutott jégár eróziójának erős csökkenéséről, ill. teljes megszűnéséről tanúskodik. A fjordküszöb vagy annak egyes részletei a tenger szintje fölé emelkedhetnek. A jég által letarolt, a tengerből kiemelke­ dő vásottszikla-szigeteknek skár (ser) a nevük. A fjordokhoz hasonló képződmények az Alpok keskeny, hosszan elnyúló, olykor ágas-bogas tavai is, amelyeket fjordos tavak néven tart számon a geomorfológiai irodalom. A Vierwaldstátti-tó medencéjét a hatalmas Reuss-gleccser mélyítette ki. A Thuni-, a Brienzi-tó medencéje pedig az Aare jégárnak köszönheti kialakulását. A Garda-tó felső része, a Como- és a Maggiore-tó szintén jégkorszaki teknővölgyben foglal helyet. A Garda-tó alsó része nyelvmedence, amelyet sáncszerűen öveznek a végmorénagátak. A Genfi-, a Bodeni- és Zürichi-tavak medencéjének formálásában ugyan a jég is közreműködött, de kialakulásukért elsősorban a tektonikus mozgások felelősek. A hosszú alpi jégárak, a szárazabb éghajlatú keleti oldalt nem számítva, az Alpok előterére is kijutottak, és nyelvmedencéiket puha üledékbe mélyítették. A morénasáncokkal körülvett nyelvmedencékben a jégárak visszahúzódása után tavak keletkeztek. Ezek egy része már fel is töltődött, és csak az ívesen húzódó végmoréna-vonulatok emlékeztetnek az egykori nyelvmedencére. Jó példa erre a Dora-Baltea jégár hatalmas nyelvmedencéje, az ún. Ivreai-medence. A negyedidőszaki jégárak által kialakított, a jelenkorban jég nélkülivé vált teknővölgyek, miként az üres cirkuszvölgyek is, pusztuló formák. A fagy okozta aprózódás, a tömegmozgásos folyamatok, az olvadék- és csapadékvizek, a vízfolyások formaala­ kító hatása természetesen jelentősen függ a kőzet minőségétől. Az Alpokban többfelé megfigyelhetjük, hogy a puhább kristályos palákba és harmadidőszaki üledékekbe mélyült jégárvölgyek gyorsabban alakulnak át V alakú völgyekké, mint a kemény kőzetekben. A kemény gránit és gneisz mellett a mészkő is jól konzerválja a jégkorsza­ ki formákat. A Mészkő-Alpokban helyenként annyira frissnek tűnnek a formák, 336

mintha a közelmúltban tűnt volna el belőlük a firn és a jég. A mészkőhöz hasonlóan elég jól konzerválja a formákat a dolomit, a kemény konglomerát és a kvarcitos homokkő is.

A jégtakarók felszínalakító munkája A lepusztulás formái A jelenkorban is jégtakarókkal fedett területek jégeróziós formáit közvetlenül nem lehet tanulmányozni, mert a felszínt 500-4000 m vastag jég borítja. Csak a jégtakarók peremvidékén nyílik lehetőség a friss lepusztulási és felhalmozódási formák tanulmá­ nyozására. A jégtakarók munkájába igazi betekintést a negyedidőszakban eljegese­ dett, majd jégmentessé vált területek tanulmányozásával nyerhetünk. Ezek a területek az eljegesedés előtt alacsony, hullámos felszínű letartok ősi masszívumok, gyökerükig lepusztult, majd a harmadidőszakban különböző magasságra kiemelt hegységek, óés másodidei üledékeken képződött lenyesett felszínek, táblás- és lépcsővidékek, valamint feltöltött medencefelszínek voltak. Az említett területeken a jég elolvadása után napvilágra kerültek a különböző típusú lepusztulásformák, amelyek a hajdani jégtakaró pereme felé közeledve fokozatosan mentek át a felhalmozódásos eredetű formákba. A jégtakarók felszínformáló munkáját hosszú ideig nem vizsgálták olyan részletes­ séggel, mint a magashegységi eljegesedések hatásait. Ebben minden bizonnyal az is közrejátszott, hogy az Európát és Észak-Amerikát beborító negyedidőszaki jégtakaró alatt több helyen semmit sem változott a felszín. A jég mintegy átáramlott az ilyen területek felett, s még a korábbi egészen laza homok vagy iszapos üledékek eredeti rétegzettségét sem zavarta meg. Az ugyan nem kétséges, hogy fagyott állapotban ezek az üledékek is ellenállóbbak voltak, az említett példa mégis azt tanúsítja, hogy a jégtakaró lepusztító munkája igen különböző mértékű és változatos volt. Grönland keleti részén a Jameson-földet - a vándorkövek tanúsága szerint - az utolsó jégkorszakban biztosan elborította a jég. A felszínen viszont nem is látszik a jég által történő csiszolás, letárolás nyoma. A domborzat finom plasztikája a vízfolyá­ sok mélyítő eróziójának a következménye. Említést érdemel, hogy nem ez az egyetlen ilyen jellegű terület Grönlandon. Többségben természetesen azok a tájak vannak, amelyeken jelentős mértékű letaroló, illetve felhalmozó munkát végeztek a jégtaka­ rók. A nagy vastagságú, hatalmas súlyuk és nyomásuk hatására mozgó jégtakarók az általuk elfedett területeken először a harmadidőszaki üledéket távolították el, majd válogató (szelektív) letaroló munkájukkal mind Észak-Európában, mind Észak-Amerikában vásottsziklás, sziklamedencés tájakat alakítottak ki (201. ábra). A sziklamedencékből enyhén kiemelkedő vásottsziklás területeknek nagyon válto­ zatos a felszíne. Helyenként bálnahátszerű sziklaformák a jellemzők, máshol a valódi 337

drumlinekhez (bővebb magyarázata a 343. oldalon) teljesen hasonló szikladombok vagy gátszerűen húzódó lepusztulásformák, ill. terjedelmes, enyhén tagolt felületű, nagyobb lapos hátak teszik változatossá a tájat. Különböző méretűek és alakúak a negatív formák is. A szinte mindenütt előforduló néhány cm széles és 1-10 m hosszú jégrovátkák mellett olyan jég vájta mélyedések is sokfelé láthatók (pl. a Mackenzie-vidéken), amelyeknek 10-12 km a hossza, 100 m a szélessége és 30 m a mélysége. Csapásuk jól tükrözi a jégtakaró mozgásának irányát. A sziklamedencék mérete néhány 10 m-től több száz km-ig terjedhet. Általában a jég mozgásának irányában nyúlnak el. Mélységük a hosszúságukhoz viszonyítva csekély. Minnesotában pl. a 1,5-13 km hosszú tavak csak 30 m mélyek. Az elmúlt évtizedek­ ben több kutató is hangsúlyozta, hogy a jég által létrehozott pozitív és negatív formák területi elterjedése sok helyen szoros összefüggésben van a kőzettani és szerkezeti viszonyokkal. Kanadában Új-Québecben, ahol csillámpalák vannak a felszínen, a terület 60%-át tavak borítják, a gabbrófelületeknek viszont csak 1%-át. Nagyon sok tómedence kapcsolódik szerkezeti vonalakhoz és kőzethatárokhoz. A finn kutatók újabb vizsgálatai szerint egyes nagyobb tómedencék kialakulásában szerepe volt a tektonikának és a preglaciális domborzatnak is. A sziklamedencékben a jégtakaró elolvadása után tavak keletkeztek. Finnország sziklamedencékkel, vásottsziklákkal tarkázott elegyengetett felszíne a jég felszínformá­ ló munkája nyomán lett az „ezer tó” országa. Tavainak száma valójában a 30 000-et is meghaladja. Finnországéhoz nagyon hasonló Közép-Svédország és a Kanadai­ pajzs felszíne is. A jég formálta, nyugtalan felszíná tájakon még fejletlen a jelenkori vízhálózat, és a vízfolyások esésgörbéje többnyire kiegyenlítetlen.

201. ábra: Glaciálisán súrolt tönkfelület tömbszelvénye. V = vásott sziklák; O = óz; m = morénavonulat (Cholnoky I. ábrája, kissé módosítva) 338

202. ábra: Jégtakaró által letarolt vidék glaciális képződményei és formái, kp = kristályos masszívum; Q, R = paleozóos üledékes rétegek; V = vásott sziklás vidék; T = sziklamedencés glaciális tavak; G = glinttó; g = glintlépcső; H = tanúhegy; K = denudációs lépcső (Cholnoky J. ábrája)

Észak-Európában és Észak-Amerikában a jég gyalulta, régi elegyengetett felszín középső része sekély tenger alá került (Botteni- és Finn-öböl, Hudson-öböl). A sekély tengerből a partok felé közeledve egyre több, fenyvesekkel borított, jég formálta sziget (skär = ser) bukkan elő. A finn és a svéd partokon sűrű rajaikból formálódtak a jellegzetes skar-udvaros partok (Turkutól nyugatra, délnyugatra, az Åland-szigeteknél és Stockholm környékén). Ahol a kristályos kőzetekből felépült ősi tönkfelszínt az üledékes kőzetek takarója fedte be, ez is áldozatul esett a jég letaroló munkájának. Ott, ahol a rétegek lepusztulá­ sa véget ért, lépcső alakult ki. A lépcső peremén fut az ún. glintvonal, amely az üledékes kőzetrétegek határvonalát jelöli. A lépcsőt, amelynek homloka a letarolt elegyengetett felszínre néz, glintlépcsőnek nevezzük. Ennek előterében a lapos, jég vájta sziklamedencéket a glinttavak vize tölti ki (202. ábra).

Felhalmozódási formák és képződmények Az előbbiekben tárgyalt lepusztulásformák legtípusosabban a jégtakarók központi vidékein alakultak ki. A glaciális eredetű üledék itt még kevés. Ahogy ezt az övezetet elhagyjuk, és az egykori jégtakaró pereme felé haladunk, egyre több a felhalmozódási forma és az eljegesedések során lerakódott üledék. A jégtakarók és az olvadékvizek által felhalmozott képződmények jelentőségét mindennél jobban bizonyítja az a tény, hogy Európának egyharmadát, Észak-Amerikának közel negyedét és a szárazföldek 339

összterületének 8%-át glaciális eredetű képződmények borítják. Európában a legtípu­ sosabb kifejlődésben a Német-Lengyel-síkságon, Belorusszia területén és a balti köztársaságokban fordulnak elő. Angliában Yorkshire, Lincolnshire és Norfolk keleti részét tenger borítaná, ha az említett területeken a jég nem halmozott volna fel vastag üledékösszletet (hasonló lenne a helyzet a Német-Lengyel-síkság északi ré­ szén is). A negyedidőszaki eljegesedések során lerakodott glaciális és glacifluviális üledékek vastagsága helyenként igen tekintélyes. A Norrlandnál (Svédország) még csak 4-7 m vastag üledékek Dániában már 50, Amszterdamnál 170, Hamburgnál 299, Lubbendorfnál (Mecklenburg) 470, Rostocknál 288, Kalinyingrádnál 118 m vastagságúak. A Német-síkság északi részén 470 mélyfúrás adatai alapján 58 m a glaciális üledékek átlagos vastagsága. Az európai jégtakaró által lerakott nagy tömegű glaciális és glaci­ fluviális üledék kitöltené a Balti-tenger egész medencéjét, Skandinávia összes tóme­ dencéjét, és ezenkívül még 25 m vastag réteggel borítaná be a Skandináv-félszigetet. Észak-Amerikában a Nagy-tavak vidékén 12, Illinois államban 35, Iowában 46-66. Ohióban átlagban 29, maximálisan 232, Idaho és Washington államokban pedig 33,5-442 m a glaciális és glacifluviális üledékek vastagsága. Egy-egy területen olykor számottevően váltakozik a glaciális képződmények vastagsága, mert a jég élénk domborzatú felszíneken rakta le üledékeit. A geomorfológia a Német-Lengyel-, a Belorusz-síkságot és a Nagy-tavaktól délre fekvő területeket, tekintélyes vastagságú jégkorszaki üledékei miatt, joggal nevezi gla­ ciális akkumulációs síkságnak (jéghordaléksíkság). Az elmúlt évtizedekben sokat foglalkoztak a jégtakarók által lerakott hordalékok sajátosságaival, rétegtani viszonyaival. Nagy figyelmet fordítottak a jég alatt képző­ dött formák vizsgálatára is. Ennek tudható be, hogy a korábbiakhoz viszonyítva ezen a téren is sokat gyarapodtak ismereteink. Az utolsó eljegesedés (würm, Visztula, Wisconsin) során képződött formák és üledé­ kek még viszonylag frissek. Az idősebb eljegesedések fenékmoréna-anyaga viszont erősen mállott. Észak-Amerikában a sangamon interglaciálisban az illinoisi eljegese­ dés fenékmorénáin a mai talajokhoz hasonló talajféleségek keletkeztek. Északon a Nagy-tavak környékén podzoltalajok, délebbre mezőségi jellegű (préri) talajok kép­ ződtek. A meszes morénaanyagokon megfelelő körülmények között ebben az inter­ glaciálisban is kialakult a gumbotil, amelynek teljes szelvénye az 5 m-t is elérheti. A gumbotil barnásszürke, teljesen elmésztelenedett, szívós agyagtalaj, amely az erős mállás és kilúgzás nyomait viseli magán. Az egy-egy interglaciálisra jellemző gumbotilok jó lehetőségeket nyújtanak a nebraska, kansas és Wisconsin eljegesedések fenék moréna-takaróinak egymástól való elválasztásához. Feltűnő, hogy a Wisconsin eljege­ sedés fenékmoréna-takaróin sehol sem képződött gumbotil. A jégtakarók fenékmorénája főleg agyagból, kőzetlisztből, homokból álló gyakran vályogos, márgás üledék. Olykor nagyobb területen sem változik számottevően a mechanikai összetétele, máskor viszont az agyag- vagy a homokfrakció aránya né­ hány száz méteren belül is lényeges eltéréseket mutat. 340

203. ábra: A jég szállította morénaanyag mozgási iránya és egyes kőzetek származási helye. 1. rombos porfír és egyéb kőzetek Oslo környékéről; 2. dalecarliai porfír; 3. ålandi kvarcporfir, rapakivi gránit; 4. nyugat-finnországi kőzetek; 5. viborgi rapakivi; 6. Ladoga rapakivi; 7. nefelin szienit és más kőzetek a Kola-félszigetről (Flint, R. F. szerint)

A fenékmorénában elszórtan karcolt kavicsok, kőtömbök, kisebb-nagyobb vándorkö­ vek is előfordulnak. A vándorkövekről még a múlt század közepén is azt hitték, hogy a „bibliai özönvíz” szállította jelenlegi helyükre, a drift elmélet hívei pedig úgy vélték, hogy a Német-Lengyel-síkságot, Belorussziát elborító jégkorszaki tengeren dél felé sodródó jéghegyekből olvadtak ki. Valójában a skandináviai jégközponttól jégbe fagyva utaztak déli irányba, és hosszú szállítás után rakódtak le a Belorusz-síkságtól egészen Hollandiáig. Ezeken a kőben szegény területeken a svédországi, finnországi hazájukból idekerült kemény gránitok, gránitporfirok stb. jelentős értéket képvisel­ nek (203. ábra). A skandináviai eredetű vándorkövek még Anglia területére is eljutottak. Sok vándorkő fordul elő Kanada déli részén és a Mississippi-medence fenékmoréna-síkságain is. A vándorkövek között rendkívül nagyméretűek is előfor341

dúlnak. Skóciában (Caithnessnél) a kréta mészkőből álló hatalmas tömb 200 m hosszú, 137 m széles és 8 m vastag. Northumberland területén az ún. főmészkőből származó hatalmas vándorkő 800 m hosszú. A Német-Lengyel-síkság fenékmorénavidékén 450-nél is több a nagyméretű vándorkövek száma. Hatalmas tömegük miatt nem véletlenül nevezték el őket „diluviális rögöknek”. Legnagyobb a kalinyingrádi területen levő oligo-miocén diluviális rög. Ez 4 km hosszú, 2 km széles és 120 m vastag. Az ilyen nagyméretű kőtömegek jól tanúskodnak arról a hatalmas erőről, amellyel a vastag jégtakaró mozgása során a harmadidőszaki és másodidei üledékek­ ből felépített felszínt pusztította. A fenékmorénával fedett területek felszínalaktani szempontból több típusba sorol­ hatók : 1. A végmorénáktól távol a fenékmoréna-vidék sokfelé egyenletes felszínű, feltöl­ tött síkság. Az ilyen területeken a vastag morénatakaró a felszín minden korábbi egyenetlenségét eltüntette. 2. Más fenékmoréna-területeken a hosszan elnyúló barázdák és a közöttük húzódó alacsony gátszerű formák teszik változatossá a felszínt (204. ábra). Québec tarto­ mányban a néhány m magas, 2-3 km hosszú fenékmorénagátak egymástól 100 méter távolságra húzódnak. Észak-Dakotában a hasonló jellegű területekről közölt légi fel­ vételeken látható, hogy a 2-5 m magas gerincek 200-600 m hosszúak, és egymástól 50-70 m távolságban fekszenek. Alaszkából ezeknél jóval nagyobb méretű, fenékmoréna-anyagból formálódott hosszanti vonulatok is ismeretesek. A vonulatok futása mindenütt egybeesik az egykori jégtakaró mozgási irányával. A barázdákkal, hosszan

204. ábra: A jégtakaró alatt képződött formák modellje. (Sudgen, D. E. és John, B. S. szerint) 342

elnyúló gátakkal tagolt fenékmoréna-térszíneknek két típusát különböztethetjük meg: a) A barázdák egyes helyeken a fenékmoréna-takaró általános szintjébe süllyed­ nek. A közöttük húzódó gátak (maradékgerincek) ilyen esetben nem emelkednek a környezetük felé. b) Máshol a hosszan elnyúló gátak a környék fenékmoréna-takarója fölé maga­ sodnak. Az első típus formái kétségtelenül eróziós eredetűek, az utóbbiaknál viszont még nem sikerült egyértelműen megállapítani, hogy felhalmozódásnak vagy eróziónak köszönhetik-e létrejöttüket. A környezetükből kiemelkedő gátszerű formákat egyes kutatók keskeny drumlineknek tartják, ill. olyan formáknak vélik, amelyek a valódi drumlinek területére vezetnek át. Valószínű, hogy ezeket ugyanazok a folyamatok hozták létre, mint a drumlineket. Érdemes megemlíteni, hogy a jég alatt a szálban álló kőzetből is keletkeztek hosszan elnyúló gátszerű formák. Ezek pedig vitathatatlanul eróziós eredetűek. 3. Egyes fenékmoréna-területek sajátos és még napjainkban is kérdéses formái a drumlinek (a drumlin ír eredetű szó, dombhátat jelent). Hossztengelyük az egykori jégtakaró mozgási irányában helyezkedik el. Hosszúságuk általában 150-4000 m, szélességük a hosszuknak egyharmada, egytizede, magasságuk 5-70 m. A jég mozgá­ sával szembeni lejtőjük 15-20°-os, az ellenkező lejtő viszont jóval lankásabb, 10°-nál ritkán meredekebb. Oldalaik lejtőszöge a 30°-ot is elérheti. Előfordulnak ugyan magányosan is, de leginkább drumlinmezőkbe tömörülnek. Ezek a légi felvételeken is jól tanulmányozhatók. Látni lehet, hogy a mezőbe tömörült drumlinek, különösen ott, ahol közel fekszenek egymáshoz, szinte teljesen meghatározzák a felszín morfoló­ giai jellegét. Anyaguk főleg homok, kőzetliszt és agyag, amelybe kisebb-nagyobb kövek is beágyazódhatnak. Ismeretesek korábbi morénaanyagból formálódott olyan drumlinek, amelyeknek a magja szálban álló kőzet (205. ábra). Egyes drumlinek felületén ugyan morénaanyag látható, a belsejük azonban az olvadékvizek által lerakott homokból és kavicsból áll. A drumlinek kialakulásának körülményeit sokan igyekeztek tisztázni, de máig sem tudjuk pontosan, hogy hogyan keletkeztek. A kérdés megoldását nehezíti, hogy a formák anyagi felépítésében nemcsak az egyes drumlinmezők között jelentkeznek számottevő különbségek, hanem egyetlen mezőn belül is. Ez tulajdonképpen érthető, hiszen egy nagyobb drumlinmezőben több száz drumlin is előfordul. A magyarázatok közül az egyik legelfogadottabb az, hogy a drumlin eróziós forma, tehát korábban lerakódott glaciális üledékből képződött akkor, amikor a jégtakaró előrenyomult. Az elmélet számára csak az jelent nehézséget, hogy a drumlineknek a jég mozgásával szembeni lejtője meredekebb, a lecsiszolt felületű, hasonló formájú sziklahátaknak viszont éppen ez az oldala lankás. A másik felfogás szerint a drumlinek felhalmozódásos formák, és ott keletkeztek, ahol a jég bőséges hordalékmennyiséggel rendelkezett. Úgy vélik, hogy a drumlinnek volt egy fagyott fenékmoréna-anyagból vagy szálkőzet­ ből álló magja, és e körül halmozódott fel áramvonalas alakban a jég hordaléka. Erre 343

205. ábra: Közép-finnországi drumlintípusok (Glückert, G. szerint) 344

számos drumlinnél bizonyítékot is találtak. Az ilyen drumlinek belsejében a morénaanyag koncentrikus rétegzettségét lehet megfigyelni. Ez mindenképpen arra utal, hogy a moréna rétegről rétegre halmozódott fel. Ennek az elméletnek is több sebezhető pontja van. Többek között az, hogy sok drumlin belsejében rétegzett, olvadékvíz szállította üledéket lehet megfigyelni. Ez pedig arra utal, hogy az ilyen drumlinek nem felhalmozódási, hanem lepusztulásfor­ mák. A drumlinek keletkezésével foglalkozó elméleteket tanulmányozva megállapít­ hatjuk, hogy mindegyikben van racionális mag. Egy-egy elmélet bizonyos területekre érvényes lehet, attól azonban még messze vagyunk, hogy a kérdést megoldottnak tekinthessük. Úgy látszik, hogy a drumlinképződés bonyolult folyamat, amelyben a jég alatti hordalék minősége, mennyisége, a jég mozgási sebessége és a domborzat jellege egyaránt fontos tényező. Bizonyos, hogy a nagy kiterjedésű drumlinmezők ott alakultak ki, ahol a jégnek bőven volt hordaléka. Jellegzetes drumlinvidékek alakultak ki Finnországban és helyenként a NémetLengyel-síkságon. Sok drumlin ismert Írországból, Skóciából, Észak-Angliából, Svédországból, továbbá a balti köztársaságok és Szibéria egykor eljegesedett területe­ iről. A legtöbb drumlin Észak-Amerikában fordul elő. Hatalmas drumlinmezők ismere­ tesek Kanada északnyugati részéből, Saskatchewanból, Új-Angliából (3000 drumlin), Új-Skóciából (2300 drumlin) és New York államból. Az utóbbi területén, az Ontariotó és a Finger-tavak között 56 km széles és 225 km hosszan elnyúló övezetben mintegy 10 000 drumlin fordul elő. A felsorolt területeken előforduló drumlinek túlnyomó része az utolsó jégkorszak­ ban keletkezett. A régebbi fenékmoréna-területekről csak kevés drumlin ismert, mert laza anyaguk miatt könnyen a lepusztulás áldozatául estek. 4. Rogen-morénák. A jég alatt képződött, annak mozgási irányára keresztben elhelyezkedő morénagátakkal eddig viszonylag keveset foglalkoztak, pedig többfelé is megfigyelhetők nagyobb kiterjedésű területeken. Nevüket a svédországi Rogen-tó mellett előforduló típusos keresztirányú morénagátakról kapták (204. ábra), melyek a jég egykori mozgási irányával szemben kifliszerűen hajlottak. Sok van belőlük Québec tartományban, Labradorban, Új-Foundlandon és Keewatin területén. Qué­ bec tartomány központi részének északi területein az 1 km hosszú keresztirányú morénagátak magassága a 30 m-t is eléri, és a gerincek egymástól való távolsága 100-300 m. Oldalirányban néha több keresztirányú morénagát kapcsolódik egymás­ hoz, és ilyenkor egy hosszabb vonulatot képeznek. (Hasonló jelenség a sivatagok keresztirányú dűnéinél is megfigyelhető.) A Rogen-morénák anyaga köves anyag, tetejüket helyenként hatalmas kőtömbök borítják, amelyek a jég olvadása során kerültek rájuk. A Rogen-morénákban levő feltárások vizsgálata egyértelműen azt tanúsítja, hogy a jég keresztülhaladt rajtuk. Kialakulásukat az időnként felélénkülő jégmozgással hozzák kapcsolatba. Úgy vélik, hogy az ismételten mozgásba lendülő jég az előtte fekvő fagyott anyagot feltorlaszolta, majd keresztülhaladt rajta. Ez esetben felmerül a kérdés, hogy a jégtakaró előrehaladása során miért nem tarolta le 345

az útjában keresztirányban elhelyezkedő formát. Az egymástól való elég szabályos távolságuk alapján azt sem tarthatjuk kizártnak, hogy ott halmozódtak fel, ahol a nagyon sok hordalékkal terhelt jégnek ritmusosan csökkent a munkaképessége. 5. Dimbes-dombos fenékmoréna-területek. A végmorénák felé közeledve a fenékmoréna-takaró egyre változatosabbá válik. A nyugtalan felszínt nagyon sok kúp vagy teljesen szabálytalan alakú morénahalom, ill. kisebb lefolyástalan medence tagolja. A medencék egy része a jégtakaró aljából kiolvadt és lerakódott morénaanyag által közbezárt lefolyástalan mélyedés, más részük pedig az ismételten előre-vissza mozgó jégtakaró által átdolgozott, átformált fenék- és végmorénatömegekbe mélyül. A dimbes-dombos, változatos domborzatú fenékmoréna-vidék mélyedéseiben a jégtakaró elolvadása után sok helyen tavak keletkeztek. * Ahol a nagy vastagságú jégtakaró kevésbé ellenálló vagy puha kőzeteket kereszte­ zett, a jég homlokfala ezeket a képződményeket meggyűrte, összepréselte. Helyenként vetődéseket, kisebb áttolódásokat hozott létre. Rügen szigetén ennek az ún. „jégtekto­ nikának” igen jól lehet tanulmányozni a hatásait a kréta képződményekben. Poznaútól délre (Mosinánál) a puha harmadidőszaki üledékek a morénatömegek közé préselődtek és jelentősen kiemelkedtek. A Német-síkság északi részén a jégtakaró hatalmas nyomása által előidézett rétegzavarokat 200 m mélységig is megfigyelték. A redőzések a felszínen leginkább 5-10 m magas dombvonulatok formájában jelentkeznek. Ezek hossza a 10-12 km-t is eléri. Fläming területén és Lausitzban a meggyűrt rétegek a morénatakaró alól a napvilágra is kerültek. 6. Végmorénák. A jégtakarók által formált felszíneken feltűnő formaegyüttest alkotnak a végmorénák. Az ívesen futó végmorénasáncok az egykori jégtakaró peremét jelölik. A hosszan elnyúló, 100-200 m magasságot is elérő dombvonulataik, a szorosan egymáshoz kapcsolódó kúpszerű kiemelkedések különösen ott szembetűnőek a tájban, ahol az erdővel fedett hátaik sík, szántóföldi művelés alatt álló morénaterületekkel érintkeznek. A jégtakarók pereménél keletkezett morénák - miként a jégárak végmorénái eredetüket tekintve háromfélék. (Olykor nehéz megállapítani, hogy melyik típusba tartoznak, mert kialakulásukban több tényező is közreműködött.) 1. Az első típusba azokat a végmorénákat sorolhatjuk, amelyek a viszonylagos nyugalomban lévő jégtakaró végénél keletkeztek. Ezek az ún. „üledék-végmorénák”. Anyaguk a jégbe, illetve a jég aljába fagyott törmelékből származik, és ennek bőven volt utánpótlása, hiszen a jégnek mindig újabb és újabb tömegei jutottak az olvadási zónába. Az olvadékvizek az ilyen morénák finom alkotórészeit nagyrészt elszállítot­ ták, úgyhogy anyaguk jórészt kavicsból és kőből áll. A pomerániai eljegesedés üledékvégmorénáiban olyan sok a nagyobb kőblokk, hogy azokban kő- és kavicsbányákat nyitottak. Az ilyen típusú morénák csak mintegy 10%-át adják az eljegesedett terüle­ tek végmorénáinak. 346

Gyakran társulnak a feltorlaszolt morénákhoz, ami arra utal, hogy a jégtakaró előrenyomulását később a viszonylagos nyugalom állapota váltotta fel, és ekkor már csak üledék-végmorénák keletkeztek. Minthogy a viszonylagos nyugalomban levő jégnek is változott a peremvonala, idő múltán több ilyen végmoréna-vonulat is keletkezhetett egymás mellett. 2. Az előbbieknél jóval nagyobb méretűek a feltorlaszolt végmorénák. Az ezek feltárásaiban végzett részletes vizsgálatok pontosan tisztázták keletkezésük körülmé­ nyeit. Bebizonyosodott, hogy a jégtakarók előterében vastag fagyott talajok képződ­ tek. Erre nyomult rá a jégtakaró, amely hatalmas súlyával összetörte a fagyott réteget, és azt maga előtt feltorlaszolva, felgyűrve, hatalmas morénavonulatokat hozott létre. A feltorlaszolt végmorénák belsejében az anyag egyik helyen pikkelyes szerkezetet mutat áttoldásokkal, máshol enyhe redőket, hullámokat lehet megfigyelni, amelyeket kisebb elvetődések értek. A feltorlaszolt végmorénáknak nagyon változatos az anya­ ga, és ebben a vonatkozásban még egyetlen vonulaton belül is számottevő különbsé­ gek mutatkoznak. A Német-síkságon a legkülönbözőbb negyedidőszaki üledékek mellett harmadidőszaki és krétaidőszaki képződmények is belepréselődtek a feltorla­ szolt végmorénákba. Ezek az idősebb képződmények szinte „úsznak” a végmoréna negyedidőszaki anyagában. A feltorlaszolt végmoréna-vonulatok magassága gyakran eléri az 50 m-t, sőt nem ritkák a 100-200 m magas vonulatok sem. A legtípusosabban ott jelentkeznek, ahol a jégperem erősen aktív volt, és markáns, meredek lejtőjű formákat hozott létre. A legfrissebb állapotban az utolsó jégkorszak végmorénái vannak. 3. A harmadik típusba azok a végmorénák tartoznak, amelyeknek a jég alól préselődött ki az anyaga. Régebben ezt a típust nem ismerték. A morénafeltárások részletes vizsgálata azonban bebizonyította, hogy ez a morénatípus is több helyen kialakult. Ez esetben figyelembe kell vennünk, hogy mind az európai, mind az amerikai jégtaka­ ró messze előrenyomult déli irányba, abba az övezetbe, ahol a viszonylag magas napállás mellett, a hosszú nyári nappalok idején számottevő volt a jég olvadása. A nyári időszakban a jégtakaró peremi zónájában olvadt állapotba kerülhetett a fenékmoréna anyaga is, és megfelelő körülmények között a jég hatalmas súlya miatt kipréselődött, végmoréna lett belőle. Az ilyen végmorénákban előforduló zagyszerü anyagok jól tanúsítják a jég alól történő kipréselődés tényét.

A jégtakarók olvadékvizeinek lepusztulásés felhalmozódásformái 1. Az egykor eljegesedett területeken nagyon sok a különböző méretű és alakú tómedence. Leggyakoribbak a hosszú, keskeny, a jég áramlásának irányával meg­ egyezően húzódó ún. ároktavak, csorgótavak. Az ilyen tómedencék fenékszintje egye­ netlen. Egy hosszabb ároktóban több kisebb medence is előfordul, és ezeket alacso­ nyabb vagy magasabb küszöbök választják el egymástól. A tómedencék lejtői mere­ 347

dekek, a víz a parttól befelé tehát nagyon gyorsan mélyül. A gyakran 20 km-nél is hosszabb, ívelt futású ároktavakat az olvadékvizek mélyítő munkája véste ki. A jégta­ karóknak ugyanis főleg a peremi övezetben nagyon sok olvadékvizük volt. Az olva­ dékvíz a repedéseken keresztül lejutott a jég alá, és alagutakban folytatta útját a jégtakaró pereme felé (206. ábra). A jégalagutakban áramló olvadékvizek nagy hidrosztatikus nyomás alatt állottak, és így jelentős mélyítő eróziót tudtak kifejteni. Akár ellenesésű mélyedéseket is képesek voltak kidolgozni. Az a tény, hogy ezek az eróziós mélyedések nem töltődtek fel, és így a jég elolvadása után tavak keletkezhettek bennük, amellett szól, hogy nyugalomban levő jégtömeg alatt formálódtak ki. Esetleg már holtjégtakaró alatt, amely még nem esett szét részekre.

206. ábra: Az olvadékvíz mozgása a jégtakaró belsejében és a jég alatt 2. Ózok. A jég alatti olvadékvizek tevékenységével függ össze az ózok keletkezése is. Az ózok keskeny, gátszerű vonulatok (207. ábra), amelyek ugyancsak az egykori jégtakaró pereme felé tartanak. A gyakran szinuszgörbeszerűen hajlott gerincvonaluk hossza néhány 10 m-től 400 km-ig (kisebb-nagyobb megszakításokkal) változik. A hosszabb ózvonulatok általában szélesebbek és magasabbak is. Az 50-200 m hosszú ózok csak 3-10 m magasak, amelyek viszont 1 km-nél hosszabbak, 10-100 m magasságúak. Egyes ózok, mint szabályosan megépített gátak húzódnak végig a tájon, másoknak viszont váltakozó a magassága és szélessége. Szép számban fordul­ nak elő olyan ózvonulatok is, amelyek alacsony gerincekkel összekötött dombok sorozatából állnak. A legszebben fejlett ózok az enyhe lejtésű felszíneken képződtek, de előfordulnak ellenesésű területeken, vízválasztókon, és a mély völgyekbe is leeresz­ kednek. Az ózok anyaga főleg kavicsból, homokból és kevés kőzetlisztből áll. Némely óz belsejében fenékmoréna-anyag is előfordul, amely a jégtakaró hatalmas nyomásának hatására préselődött be a jégalagútba, ahol az óz is keletkezett. Minthogy a fenékmoréna-anyagot vízi szállítású hordalék burkolja, az ilyen vonulatok külsőleg nem különböznek a többi óztól. Az ózok anyaga finoman rétegzett. A feltárásokban jól látható a homok és a kavics kereszt- és átlós rétegzettsége. Ez kétségtelen bizonyítéka 348

annak, hogy az ózok anyagát a jég alatti olvadékvizek halmozták fel. Kanadában a hatalmas Munro-óz 400 km hosszú, 1-6 km széles és 88 m-t is elér a magassága. Anyagának rétegtani vizsgálata során megállapították, hogy a keresztrétegzett, vízi szállítású üledéket szétágazó vízfolyás rakta le (Price, R. J. 1973). Régóta tartja magát az a felfogás is, hogy egyes ózok anyaga a jég belsejében levő alagutakban és a jégfelszín mélyedéseiben is felhalmozódhatott. Az óz anyaga ilyen esetben csak a jég elolvadása után kerülhetett le a fenékmoréna-térszínre. Az olyan ózoknál, amelyekben az anyag elsődleges folyóvízi rétegzettsége zavartalan, ezt a felfogást nem lehet elfogadni. Az ózok anyagának zavartalan rétegzettsége amellett szól, hogy ezek a képződmények is a már mozdulatlanná vált nagy tömegű holtjégta­ karó alatt keletkeztek, és a jég elolvadása után kerültek napvilágra. Ha az olvadó jég belsejében vagy a tetején kisebb-nagyobb kőtömbök voltak, ezek az óz tetejére rakódtak (Finnországban és Svédországban szép számmal lehet látni ilyen ózokat). Európában jellegzetes ózvidékek alakultak ki Svédországban (az Uppsala-óz 450 km hosszú), Finnországban (a Punkaharju-óz 150 km hosszú), a Német-Lengyelsíkság északi részén, Belorusszia területén, a Pripjáty-medencében, Észak-írországban. Észak-Amerikában nagyon sok az ózvonulat. Valóságos ózvidékek láthatók a Labrador-félszigeten, a Hudson-öböltől délre, Keewatinban és az északnyugati terü­ leteken. Az Egyesült Államokban főleg Michigan és Maine államok területén alakul­ tak ki jellegzetes ózvidékek.

207. ábra: Hajlott gerincvonalú óz 349

3. Kame-ek (cam, kaim, skót eredetű, kettős jelentésű szó: hajlatot vagy meredek oldalú dombot jelent). A már mozdulatlan, lassan visszahúzódó jégtakaró szegélyén, ahol kisebb-nagyobb holtjégtömegek váltak le, a jég által közrefogott különböző alakú és méretű mélyedésekben sok hordalékot raktak le a jég alól érkező olvadékvi­ zek. A jégtömbök elolvadása után, az olvadékvíz-lerakódásokból változatos formájú dombok maradtak vissza, amelyeket kame-eknek nevezünk. A kame-eknek négy típusát lehet megkülönböztetni: a) A kisebb kame-dombok ritkán magasabbak 10 mnél és mindig csoportosan jelentkeznek, b) A második típusba azok a kame-formák tartoznak, amelyeknek feltűnően lapos a teteje. Ezek inkább magányosan fordulnak elő. Akad közöttük olyan, amelyiknek 10-12 km2 a felülete (ezek az ún. kameplatók). c) Ismeretesek kame-vonulatok is, amelyekre az jellemző, hogy egy irányban futnak. Magasságuk 10-30 m. Ezek a formák az ózok felé mutatnak átmenetet. d) A kame-teraszok ott keletkeztek, ahol az olvadékvizek által szállított üledékek nem jégtömegek között, hanem egyik oldalukon jéggel, a másik oldalon valamilyen térszíni kiemelkedés lejtőjével határolt mélyedésben rakódtak le. A jég elolvadása után a lerakódott üledék teraszszerű képződmény (kame-terasz) formájában maradt meg. A kame-ekben az uralkodó homok mellett agyag, iszap és kavics egyaránt előfordul. Bár a kame-ek jó részének anyagát sebes folyású olvadékvizek rakták le, előfordulnak közöttük olyan formák is, amelyeknek anyaga lassan áramló vízből ülepedett le. Az ilyen kame-ekben gyakran agyagcsíkok is előfordulnak. A típusos kame-ek anyaga jellegzetes folyóvízi rétegzettséget mutat. Ez azonban helyenként zavart szenvedhetett, mert a holtjégtömegek olvadása után a kame-ek oldalán csuszamlások történhettek. Egyes kame-eknél a meredek oldallejtőkön a vízszintes rétegek szabadon végződnek, és jól bizonyítják, hogy a lerakódott anyag valamikor jégfalnak támaszkodott. Némely kame-feltárásnál megfigyelhető, hogy az olvadékvizek által lerakott anyag eredeti rétegzettsége alaposan megváltozott. Az ilyen formákról elképzelhető, hogy anyaguk a jégfelszín mélyedéseiben rakódott le. 4. Olvadékvíz-síkságok (sanderképződmények). A jégtakarók előterét főképpen a jég alól, a gleccserkapun kiáramló olvadékvizek formálták. A jégalagútban egyesült olvadékvizek több helyen áttörték a végmoréna-vonulatot, s annak előterében szét­ ágazva, nagyon sok hordalékot raktak le (208., 209. ábra). A jég alól érkező vízfolyá­ sok főleg a nyári áradások idején gyakran változtatták futásukat, és idő múltán a jégperemtől enyhén kifelé lejtő, legyezőszerűen szétterülő hordalékhantot, olvadékvízsíkságot hoztak létre. Ezt homokos-kavicsos anyaga miatt sandernek (izl. sandr, sandur) nevezi a geomorfológiai irodalom (az angol nyelvű irodalomban outwash plain a neve). Az olvadékvíz-síkságoknak főleg a gleccserkapu közelében fekvő felszínébe a vízfolyások be is vághattak. Ilyen esetben a mélyebben fekvő vízparti részeket hosszan elnyúló lapos hátak kísérik, amelyek később belesimulnak az olvadékvíz-síkság felszí­ nébe. A sandereknek a jégtakaró peremétől távolabb fokozatosan csökken a lejtésük. Az olvadékvíz-síkság okon a jégtakaró peremétől távolodva általában finomabb szeművé 350

I. GP = gleccserpatak, A = alagút a jégben; OS = olvadékvíz-síkság; JB = holtjég-blokk; JT=jégperemi-tó; D = delta; ÚJ = úszó jégblokk; F = a tó lefolyása. II. VM = végmoréna; FM = fenékmoréna; JM = jégnyelvek közötti moréna; RM = a visszahúzódó jég végmorénája; Ó = óz; DR = drumlin; DK = delta-kame; TF = tófenék; P=jégperemi tó partja; H = holtjéglyuk

válik az üledék. Keskenyebb sávok mentén azonban még a síkságok szegélyén is előfordulnak durvaszemű üledékek (kavicsos homok). A most említett nagy, legyező alakú olvadékvízsíkságok mellett, amelyeknek he­ lyenként saját nevük is van (pl. Beelitzer Sander Potsdamtól délnyugatra), sok olyan hordalékhant is előfordul, amely a kisebb olvadékvizek üledékfelhalmozó munkájá­ nak köszönheti kialakulását. Az utóbbi típusú olvadékvízsíkságok helyenként olyan szorosan kapcsolódnak egymáshoz, hogy a jégtakaró előterében szinte egységes hordaléklejtőt képeznek. Az ilyen helyeken a sanderfelület határa végmoréna nélkül is pontosan jelzi a jégtakaró egykori szegélyét. Az olvadékvízsíkságokat építő vízfolyások helyenként oldalozó eróziós tevékenysé­ get is kifejtettek, és ezáltal eltüntették a régebbi felszín egyenetlenségeit. Munkájuk nyomán tehát csökkent a felszín tagoltsága. A nagyobb kiemelkedéseket viszont nem tudták teljesen eltüntetni, és ezek környezetük fölé emelkednek. Dániában az olvadékvíz-hordalékkal körülvett kiemelkedéseknek Bakke-Öer (halomsziget) a nevük. Ahol a jégtakaró pereme hosszabb ideig azonos vonalon húzódott, mindenütt kialakulhattak az olvadékvízsíkságok. Ezért van az, hogy az egykor eljegesedett területeken olyan sok az olvadékvizek által felépített hordalékhant. A jégkori olvadékvízsíkságok ma már nem kapnak utánpótlást. A jégtakaró elolva­ dása után felszínükbe több helyen vízfolyások vágódtak be. A késő glaciális és a holocén időszak szárazabb szakaszaiban pedig a szél is alakította felszínüket. A Német-Lengyel-síkságon a munkaképes szelek az olvadékvízsíkságok tekintélyes száza­ lékát futóhomokfelszínné formálták át. Az olvadékvízsíkságok épülése közben előfordulhatott, hogy a jégtakaró rájuk nyomult. Később a hátráló, olvadozó jégtakaróról holtjégtömbök váltak le. Ezeket az olvadékvizek hordalékkal vették körül, majd be is temették. A jég elolvadása után az egykori holtjégtömb helyén mélyedések keletkeztek. Ezekben ma sokfelé kisebbnagyobb tó vize csillog. A holtjéglyukakkal tarkázott olvadékvízsíkságokat az ameri­ kai geomorfológia ragyássíkságnak nevezi. 5. Osfolyamvölgyek. A jégtakarók előterének fontos képződményei az ősfolyamvölgyek is, amelyeket ugyancsak az olvadékvizek formáltak ki. A Német-Lengyel-síkságon az olvadékvíz-hordalékkúpokon folyó vizek több km széles völgyekben gyűltek össze, és mivel dél felé emelkedett a felszín, az onnan érkező vizekkel együtt a jégtakaró peremével nagyjából párhuzamosan, a mai Északi-tenger irányába tartottak (210. ábra). Később, ha a jégtakaró pereme észak felé visszahúzódott (mert csökkent a jég utánpótlása, és erőteljesebbé vált a nyári olvadása), az olvadékvizek keresztezték a jégmentessé vált felszínt, és az egykori gleccserkaput áttörve, az olvadékvízsíkságon áthaladva érték el az ősfolyamvölgyet. A korábban kialakult völgy tehát hosszú ideig még akkor is az olvadékvizek levezetője volt, amikor a jég pereme már távol húzódott. Ilyenkor az ősfolyó rendszerint bevágott a korábbi völgysíkba és teraszt alakított ki. Az osfolyamvölgyek tehát több fázisban keletkezett formák. Főleg homok és kavics

352

rakódott le bennük, ennek vastagsága a 20 m-t is meghaladhatja. Felszínük viszony­ lag sík, legfeljebb helyenként tarkázzák holtjéglyukak. A völgyek mai képe nem egységes. A jégtakaró visszahúzódása után természetesen megváltozott a vízhálózatuk. Egyes ősfolyamvölgyszakaszok víz nélkül maradtak, máshol viszont ma is víz folyik bennük. Ősfolyamvölgyekben folyik egyes szakaszain az Ussza, Vicsegda, Szuhona, Dvina, Nyeman, Visztula, Warta, Notec, Odera, Elba, Havel, Spree, Észak-Amerikában az Ohio és a Missouri. Az ősfolyamvölgyek teraszfelszíneinek homokanyagából sok homokot fújtak ki a munkaképes szelek, és különböző típusú buckákba halmozták fel. A Német-Lengyelsíkságon a sanderterületek mellett az ősfolyamvölgyek a futóhomok előfordulásának legfontosabb helyei.

A glaciális sorozat A jégtakaró peremvidékén képződött glaciális, szubglaciális, glacifluviális formákat - tehát a tagolatlan és hullámos fenékmoréna-felszíneket, végmoréna-vonulatokat, drumlineket, ózokat, kame-képződményeket, olvadékvízsíkságokat Penck, A. nyo­ mán összefoglaló névvel glaciális sorozatnak nevezzük (209., 211. ábra). A glaciális szériesz akkumulációs képződményei laza üledékekből, agyagból, márgából, kőzet­ lisztből, homokból, kavicsból épülnek fel. Emiatt a külső erőkkel szemben kevésbé ellenállóak, viszonylag hamar „elöregednek”. A korábbi jégkorszakok idején kiala­

353

kult formák ezért gyakran elmosódottak. A legépebb állapotban az utolsó jégkorszak glaciális sorozata maradt meg, így ezt a legkönnyebb tanulmányozni.

211. ábra: A glaciális sorozat távlati képe. Fm = fenékmoréna; Vm = végmoréna; Os=olvadékvízsíkság; Öf = ősfolyamvölgy (Bush, P. ábrája kissé módosítva)

Irodalom Agassiz, L.: On glaciers and boulders in Switzerland. Rep. Br. Ass. 10th. Meeting (Glasgow). Sec. 2. 113-114., 1840. Aigner, P. D.: Das Tölzer Diluvium. Mitt. Geogr. Ges. München, 5, 1910, p. 159. Aigner, P. D.: Das Murnauer Diluvium. Mitt. Geogr. Ges. München, 8, 77-177., 1913. Andersen, B. G.: Late Weichselian Ice Sheets in Eurasia and Greenland. In: Denton and Hyhes: The Last Great Ice Sheets. New York, 1981, p. 65. Bacsák Gy.: Az interglaciális korszakok értelmezése. Időjárás. 8-16, 62-69, 105-108., 1940. Bacsák Gy.: A skandináv eljegesedés hatása a periglaciális övön. M. Országos Meteorológiai és Földmágnességi Int. kisebb kiadv. Uj sorozat, 13, 1942, p. 86. 354

Bacsák Gy.: Az utolsó 6 000 000 év földtörténete. Beszámoló a Földtani Int. Vitaüléseinek munkálatairól. 221-244., 1944. Bacsák Gy.: A pliocén és a pleisztocén az égi mechanika megvilágításában. Földt. Közi. 85, 70-105., 1955. Bowen, D. D.: Quaternary Geology. Pergamon Press, Oxford, 1978, p. 221. Busch, P.: Grundriss Allgemeine Geographie, Teil III. Geomorphologie. Paderborn, München, 1986, p. 94. Carol, H.: Beobachtungen zűr Entstehung dér Rundhöcker. Die Alpen. 19, 173-180., 1943. Carol, H.: The formation of roches moutonnées. Jour, of Glaciology. 1, 57-59., 1947. Charlesworth, J. Κ.: The Quaternary Era. 1-2. köt. London, 1957, p. 1700. Charpentier, J.: Essai sur les glaciers et sur le terrain erratique du bassin du Rhone. Paris, 1841, p, 363. Cholnoky, J.: A csillagoktól a tengerfenékig. 4. köt. Budapest, év. n., p. 465. Chorley, R. J.-Schumm, S. A.-Sugden, D. E.: Geomorphology. London, 1984, p. 655. Collomb, E.: Sur les depots erratiques des Vosges. 1844. Corbel, J.: Vitesse de l’erosion. Zeitschrift. f. Geomorph. 1-28., 1959. Drewry, D.: Glacial Geologic Process. London, 1986, p. 276. Embleton, C.-King, C. M.: Glacial geomorphology. London, 1975, p. 583. Embleton C.-King, C. M.: Glacial and Periglacial Geomorphology. London, 1969, p. 608. Ewening, M.-Donn, W. L.: A Theory of Ice Ages. Science v. 123, 52, 1061-1066., 1956. Finsterwalder, R.: Die Gletscher des Nanga Parbat. Zeitschrift für Gletscherkunde. 25, 25-108., 1937. Flint, R. F.: Glacial Geology and the Pleistocene Epoch. New York, 1947, p. 589. Flint, R. F.: Glacial and Pleistocene Geology. New York, 1957, p. 553. Flint, R. F.: Glacial and Quaternary Geology. New York, 1971, p. 892. Flint, R. F.-Skinner, B. J.: Physical geology. New York, 1974, p. 488. Glückert, G.: Zűr letzten Eiszeit im alpinen und nord-europáischen Raum. Geographica Helvetica. 2, 93-98., 1987. Hantke, R.: Eiszeitalter. 1-3. köt., 1978/80/83, p. 1931. Herz, N.: Die Eiszeiten und ihre Ursachen. 1909, p. 306. Hess, H.: Die Gletscher. Braunschweig, 1904, p. 246. Klebelsberg, R.: Handbuch der Gletscherkunde und Glazialgeologie. 1-2. köt. Wien, 1948, p. 1208. Klug, H. (szerk): Geomorphologie der Periglazialgebiete. Z. Geomorph. Suppl. Bd. 61, p. 108. Liu, T.-S. (szerk).: Quaternary Geology and Environment of China. IX. 1985, p. 301. Lundqvist J.: Problems of so-called Rogen moraine. Sv. geol. Unders. C. 648, 1969, p. 32. Lyell, Ch.: Principles of geology. 3. köt. London, 1830-33, p. 1348. Marcinek, J.: Gletscher der Erde. Berlin, 1985, p. 214. Milankovic, M.: Mathematische Klimalehre. Hb. d. Klimatologie. 1. köt. Berlin, 1930, p. 176. Milankovic, M.: Astronomische Mittel zur Erforschung der Erdgesch. Klimate. Hb. d. Geophysik. 9. köt. 593-698., 1938 Milankovic, M.: Kanon der Erdbestralung und seine Anwendung auf des Eiszeitproblem. Acad. Roy. Serbe. Spec. Ed. 1941, p. 622. Nilsson, T.: The pleistocene. Geology and Life in the Quaternary Ice Age. 1983, p. 651. Penck, A.: Die Vergletscherung der deutschen Alpen. Leipzig, 1882, p. 243. Penck, A.-Brückner, E.: Die Alpen im Eiszeitalter. 1-3. köt. Leipzig, 1909, p. 1199. Philipson, A.: Der Glaziale Taltrog. Pet. Geogr. Mit. 1912, p. 273. Price, R. J. (ed. Clayton, Κ. M.): Glacial and fluvioglacial landforms. E( * turgh, 1973, p. 242. Ramsay A. C.: The excavation of the valley of the Alps. Phil. Mag. London, 1860. Reid, H. F.: Studies of Muir Glacier, Alaska. Nat. Geogr. Mag. 4, 19-84. 1892. 355

Richter, E.: Schneegrenze und Firnflecken region. Mitt. Dt. u. Ö. Alpenverein. 13,49-50. 1887. Richter, E.: Geomorphologische Beobachtungen aus Norvégén. Sitzungsber. d. Akad. d. Wiss. 1896. Sibrava, V.-Bowen, D. Q.-Richmond G. M.: Quaternary Glaciations in the Northern Hemis­ phere. Oxford/New York, 1984, p. 513. Stokes, W. L.: Another Look at the Ice Age. Science, V. 122, No. 3174, 815-821. 1955. Sugden, D. E.-John, B. S.: Glaciers and landscape. A geomorphological approach. London, 1977, p. 376. Thorarinsson, S.: Hoffellsjökull, its movements and drainidge. Geogr. Annlr. 21, 189-215. 1939. Torell, O.: Vortrag iiber Inlandeis in Norddeutschland. Zeitschr. Deutsch. Geol. Ges. 27. 1875, p. 961. Tyndall, J.: On the glaciers of the Alps. Edinburgh, 1860, p. 28. Wilhelm, F.: Schnee-und Gletscherkunde. Berlin/New York, 1975, p. 434. Wilson, A. T.: Origin of ice-ages: an ice self theory for pleistocene glaciation. Nature, 201. köt. 147-149. 1964. Woerkom, A. J. J.: The astronomical theory of climate change. In: Shapley, H.: Climatic change. Cambridge, 1953. Woldstedt, P.: Das Eiszeitalter. Grundlagen einer Geologie des Quartars. Stuttgart, 1954. p. 374. Woldstedt, P.: Die letzte Eiszeit in Nordamerika und Európa. Eiszeitalt. u. Gegenw. 11, 148-165. 1960. Woldstedt, P.-Duphorn, K.: Norddeutschland und angrenzende Gebiete im Eiszeitalter. Stutt­ gart, 1974, p. 500.

A periglaciális felszínformálás A nagy kiterjedésű és vastagságú jégtakarók környezetük természeti viszonyait is megváltoztatják, mégpedig annál nagyobb területen és mélységben, minél nagyobb a jégtakaró tömege és kiterjedése. Környezetét a jégtakaró közvetlenül is hűti, ugyan­ akkor e hűtő hatás következtében fölötte termikus magas légnyomás alakul ki, ezért hideg, száraz lebukó szelek zúdulnak le környezetére. Ennek következtében éghajlata hidegebb, szárazabb és szelesebb, vagyis zordabb, növényzete pedig gyérebb lesz. A jégtakaró körül fagysivatag, majd tőle távolabb egyre dúsabb növényzetű tundra alakul ki. A felszíni vizek mind hosszabb időre, a felszín alatti vizek pedig egyre mélyebben megfagynak. Ehhez igazodik az állatvilág és a talajképződés, s így termé­ szetesen a felszínformálás folyamata és módja is. Vagyis fokozatosan teljesen megvál­ tozik a vidék arculata. A jégtakaró tehát nemcsak közvetlenül, hanem közvetve is nagyon fontos felszínformáló, sőt tájalakító tényező. Ezekkel a különleges (periglaci­ ális) folyamatokkal és formákkal a periglaciális geomorfológia foglalkozik. A jégtakaró környékén kialakult formákra a lengyel Lózinski, W. használta először a „periglaciális” elnevezést 1909-ben, majd 1910-ben ennek tartalmát a XI. Nemzetkö­ zi Geológiai Kongresszuson ismertette. 356

írt periglaciális klímáról, aprózódásfáciesről (1912. 1046. oldal), magát a fogalmat azonban sosem definiálta. Ezért a fogalom meghatározása egészen napjainkig sok vitára adott okot. Lózinski tulajdonképpen a svéd Andersson, I. G. (1906) „extraglaciális” poláris területek törmelékéről leírt „szubglaciális aprózódás” gondolatát vette át mint „periglaciális aprózódásfáciest”. A periglaciális szó szerint jégtakaró körülit jelent. Lózinski tehát helyesen látta meg, hogy ezek a folyamatok és formák az egykori jégtakaró körüli területet jellemzik. Azóta azonban bebizonyosodott, hogy olyan térségekben is kialakultak, melyek környékén sosem volt na­ gyobb jégtakaró. Sőt, a legnagyobb és a legjellegzetesebb periglaciális területek a pleisztocénban és a jelenkorban is egyaránt ilyenek, elsősorban Szibéria. így a „periglaciális” megnevezés a kutatások előrehaladtával egyre pontatlanabbnak bizonyult. Ezért többen ellenzik is a használatát, de nem sok eredménnyel, minthogy már erősen meggyökeresedett. A szakirodalom általánosan használja nemcsak a periglaciális terület és éghajlat, hanem a periglaciális folyamatok, formák és üledékek megnevezést, sőt újabban a periglaciális miliő (Poser, H. 1974), illetve a periglaciális környezet (Washburn, A. L. 1973) fogalmat is. Hangsúlyoznunk kell azonban, hogy a „periglaciális” megjelölés elsősorban geomorfológiai fogalom. Fokozatosan kialakult a felszínalaktan külön ága, a periglaciális morfológia, amely már a sokkal idősebb glaciális morfológiával egyenrangú, sőt, hazánkban érthető okokból - tekintettel a négy évtizedes hazai kutatásokra s azok elméleti és gyakorlati eredményeire - lényegesen fontosabb. Ezek a kutatások bebizonyították, hogy a Kárpát-medencében a felszín utolsó átformálása - mégpedig egyengetése, s ezáltal a domborzat módosítása is - a periglaciális korszakban volt. Ezért még napjainkban is a periglaciális jelleg az uralkodó. Általában ilyen felszínen élünk, közlekedünk, gazdálkodunk, tehát kellőképpen meg kell ismernünk. A másik probléma az, hogy a különböző szerzők a periglaciális fogalmat különféle­ képpen értelmezik. Egyesek csakis az állandóan fagyott területekre tartják érvényes­ nek (Péwé, T. L. stb.), mások ezt nem tekintik ismérvnek (Jahn, A., Tricart, J. stb.). Megfigyeléseink és kutatásaink alapján kétségtelenül nagyon lényeges a különbség - szinte minden tekintetben - az állandóan fagyott területek és az ezektől az Egyenlítő felé eső periglaciális vidékek között. Ez utóbbira nálunk Bulla B. nyomán (1939) a pszeudoperiglaciális megjelölést használtuk. Ez azonban bizonyos fokig megtévesztő, ugyanis valójában nem áljelenségekről, hanem csökkent periglaciális hatásokról van szó. Éppen ezért a hasonló esetek - a szubtrópusi vagy a szubarktikus jellegű terüle­ tek - példájára a szubperiglaciális megnevezést tartjuk egyértelműnek, és ezért helyes­ nek (Székely A. 1978). Az is kétségtelen, hogy több különbség mutatkozik a ténylege­ sen jégtakaró körüli - szó szerint valódi periglaciális vidékek - és a jégtakaró nélküli állandóan fagyott területek között. Ezért ezeket is hasznos más névvel illetnünk, egyszerűen a valóságnak megfelelően állandóan fagyott területeknek neveznünk (212. ábra). Rövidesen azt is felismerték, hogy periglaciális jelenségek nemcsak a nagy jégtaka­ rók körül, hanem a magashegységek jégsapkái környékén is kialakultak, sőt, itt ismét megfelelő éghajlati adottságok között olyan hegységek magasabb régióiban is, ahol a jégsapka már nem tudott kifejlődni. A hegységi periglaciális övék azonban természe­ tesen nagyságrendileg kisebbek, és - ami még fontosabb - más jellegűek. 357

212. ábra: A periglaciális területek főbb típusainak általánosított vázlata Eurázsia példáján a 11 ezer évvel ezelőtti állapot szerint (Szerk.: Székely A.). 1. jégtakaró, 2. az összefüggő örökfagy öve általában, 3. az összefüggő örökfagy jégtakaró környéki (valódi periglaciális) területe. 4. a 3. glacifluviális képződményekkel, 5. a szaggatott örökfagy öve, 6. a szórványos örökfagy öve, 7. a szubperiglaciális öv, 8. az utolsó végmorénavonulat maradványai, 9. az örökfagy határa

A periglaciális területek tehát több szempontból is különböző jellegűek, lényegesen eltérő éghajlati és vízrajzi adottságokkal, s ennek megfelelően különböző növényzet­ tel, állatvilággal és talajjal (212. és 213. ábra). Először az állandófagyot tárgyaljuk; a nemzetközi irodalomban permafrost néven szerepel. Ennek tükörfordítása az örökfagy, s általában mindenütt ezt használják saját nyelvükre fordítva. Az örökfagy azonban korántsem örök, legföljebb több százezer éves, s így - főleg a földtudományokban - megtévesztően hángzik. Ezért több más megnevezést ajánla­ nak és használnak, elsősorban az orosz, majd a német szakirodalomban, ami ponto­ sabban fejezi ki e jelenség lényegét. Ilyen az állandó-, a tartós és a sokéves fagy. A legjobb az állandófagy - ez már azért nem örök a másik kettő is helyes, de nem eléggé érzékelteti, hogy itt sok ezer éves időtartamról van szó. A tartós vagy a sokéves mindössze többévesnek vagy évtizedesnek is értelmezhető. Tulajdonképpen az „örök­ fagy” a legszemléletesebb, mint a gyakran használt „örökhóhatár” stb., ami hangsú­ lyozottan a hosszú időre összpontosít, csak túloz. Lényegében az ilyen népies ízű kifejezések mindig arra utalnak, hogy több nemzedéken át megvoltak. Tehát mind­ 358

hármat nyugodtan használhatjuk azonos értelemben is, miként ezt a szakirodalom­ ban is tapasztalhatjuk. Még jobb pontosításként, megkülönböztetésként élni vele. A jégkorszakból származó idősebbet nevezhetjük örökfagynak, a jelenkorit pedig állandónak. Egyesek - főleg az orosz irodalomban - felszín alatti eljegesedésnek s így felszín alatti jégnek tekintik és nevezik. Ez megint csak pontatlan megnevezés, ha az állan­ dóan fagyott föld jellegét, szerkezetét vizsgáljuk. Ugyanis itt korántsem felszín alatti jégről van szó. Aki - főleg a nagyobb folyók mentén bevágott falban - először lát a természetben állandóan fagyott területet, bizonyos fokig csalódik. Ott főleg talajt, törmeléket, kőzetet lát megfagyva, s csak ennek a sötét színű tömegében fehérlenek a vízszintes és függőleges jégsávok, vagyis a jégrétegek, jéglemezek, jéglencsék és jégékek. Ezek általában az egész tömegnek mindössze néhány százalékát teszik ki annál többet, minél nagyobb a kőzetek víztároló képessége -, azt is többnyire a felső rétegekben. Mindezt pl. a Léna alámosott partja szépen feltárja. Tehát tulajdonkép­ pen itt állandóan fagyott földről - nagyrészt kőzetről - van szó. Ezek szerint az állandóan fagyott föld szélsőségesen kontinentális éghajlaton na­ gyon kevés vízzel is kialakul, de az csupán fagyott kőzet. Ez a holt, a passzív örökfagy. Száraz örökfagynak is nevezik, ellentétben a csapadékosabb, s ezért jégképződmé­ nyekben gazdag nedves örökfaggyal. Az örökfagyjelenségek és -formák kialakulásá­ hoz ugyanis felolvadás és újrafagyás, vagyis a jég-víz fázisváltozásai szükségesek, ez élteti, aktivizálja. Az örökfagyot Szibériában a Léna mentén, Jakutszkban véletlen folytán fedezték föl az 1830-as években. Ezen a vidéken a jó ivóvíz mindig súlyos gondot okozott, minthogy nem lehet kutat ásni. Egy gazdag prémkereskedő, Fjodor Sergin elhatározta, hogy ő pedig lakása mellett kutat ásat. A kevés helyi ismeret alapján 22 m mélységben számítottak vízre. így kezdték el 1827-ben a kút ásását. A kútásók azonban 3 m mélyen jégbe ütköztek. A gazdag prémkereskedő kiadta a parancsot - kerül, amibe kerül -, folytassák a kútásást mindaddig, míg vizet nem kapnak. Keserves kínok közt állandóan csak jégbe vájták, vésték a kutat, végül is 1837-ben 116 m-es mélység után fel kellett adni a reménytelen küzdelmet. 1933-ban 140 m-ig lyukat fúrtak a kút aljába, s ebben 1936-ig 136 m mélyen is mérték az örökfagy hőmérsékletét (ott csak — 2,6° volt). 1958—62 között mellette újabb 120 m mély aknát létesítettek. Az azóta híressé vált Sergin-kútban másfél évszázada (1829-től) mérik a hőmérsékletet különböző mélységben, az utóbbi évtizedek­ ben 110-120 m-ig (29. táblázat). A műszerekkel egyre jobban felszerelt kút fölé korszerű 29. táblázat Az állandóan fagyott föld hőmérséklete a Sergin-kútban 1829 és 1962 között, különböző szerzők mérési adatai szerint (°C) Szerző

Mélység méterben

örökfagykutató állomást építettek, ahol az örökfagy minden tulajdonságát, főleg azok változá­ sait figyelik és mérik. A gyakori látogatások következményeként az elkerülhetetlenül beszivár­ gó felszíni meleg levegő hatására az örökfagy olvadni kezdett. Ezért egy bő évtizede ezt az örökfagy testébe hatoló pótolhatatlan értékű aknát még a szakember látogatók elől is lezárták.

Az örökfagy kialakulása és hatása Az örökfagy ott alakul ki, ahol a hosszú hideg télen bármilyen kevéssel is mélyebben fagy meg a föld, mint amennyi a rövid, általában hűvös nyáron fölenged, vagyis mélyebben állandóan fagypont alatt marad a hőmérséklet. így a fagyott réteg évről évre hízik, mélyebbre hatol. Ezt elősegíti, fokozza a fagyott föld hűtő hatása közvetlen környezetére, a fölötte és az alatta elhelyezkedő rétegekre, s minél vastagabb az állandóan fagyott föld, vagyis a fagyott tömeg, annál nagyobb mértékben. Közben a felszín alatti vízerekből, ill. nedvességből kivált jég is egyre jobban hízik, minthogy a kialakult jéglemezek, jéglencsék és jéggumók a környezetükben lévő kapilláris vizet mintegy magukhoz vonzzák, ami tovább fokozza a hűtő, fagyasztó hatást környezeté­ re. Ez tehát önmagát gerjesztő folyamat, amely gyorsítja az állandófagy gyarapodá­ sát. Az állandóan fagyott föld kiterjedése és vastagsága, azaz mélysége tehát elsősorban a hőmérséklet függvénye. A fagyott föld növekedéséhez mindenekelőtt fagypont alatti évi középhőmérséklet, ezen belül hosszú hideg tél és rövidebb hűvös nyár kell. Ezért magasabb földrajzi szélességeken, illetve nagyobb tengerszint feletti magasságban alakul ki. Azonban más éghajlati tényezők is lényegesen befolyásolják; így a csapadék mennyisége és eloszlása, főleg a felszínt a fagytól védő hótakaró vastagsága és tartós­ sága, a szelek gyakorisága és ereje, amelyek nagyobb felületekről lefújják a havat, és a szélárnyékos helyeken, sávokban, illetve kisebb-nagyobb foltokban fölhalmozzák. A növényzet - főleg az erdő - bizonyos mértékben szintén védi a felszínt. Tehát a növényzet jellege, összetétele, főképpen pedig a borítottság is lényeges tényező, továb­ bá a domborzat és anyaga, vagyis a kőzetek és a talaj összetétele, víztározó képessége, valamint a vízháztartás, amely az állandó fagy hatására teljesen megváltozik. Ezek szerint alakul az állandóan fagyott területek kiterjedése és jellege, valamint a perigla­ ciális folyamatok és hatékonyságuk. A periglaciális területeken tehát az éghajlat az aktív, az irányító tényező, a növényzet az erősítő, a domborzat és felépítése, anyaga pedig a passzív, a befolyásoló tényező. Ezek együttesen határozzák meg a periglaciális folyamatokat, s így a formakincset. Az örökfagy a mikrobiológiai folyamatok lelassítása vagy leállítása révén a szervesanyag-forgalmat is alapvetően befolyásolja. Negatív hőmérsékleten ugyanis a mikro­ bák élettevékenysége erősen lelassul, ill. megszűnik. Ezért a növénymaradványok lassan bomlanak el, ami szervesanyag-felhalmozódáshoz, tőzegtelepek keletkezéséhez vezet. 360

Egészen természetes, hogy az örökfagy döntően hat a növény- és állatvilágra is. Az állandóan fagyott területek java részén csak a tundranövényzet tud megélni. Délebbre, ahogy a felolvadó réteg vastagsága növekszik, megjelennek az erdők, sőt tovább dél felé haladva (Közép-Szibériában) a nyári meleg fokozódásával az erdős sztyepp is. Egy méter vastag felolvadó rétegen már bizonyos fenyőfajok jól megélnek. Az állandóan fagyott altalaj azonban megakadályozza a gyökér mélyebbre hatolását, emiatt a gyökérzet vízszintesen szétterebélyesedik fölötte. Ezért a fák távolabb kény­ szerülnek egymástól, így a napfény átvilágítja az erdőt. Ez az ún. világos tajga a Jenyiszejtől keletre, Közép- és Kelet-Szibériában a legjellegzetesebb, ellentétben a nyugatabbra kialakult sötét tajgával, amelynek sűrűjébe csak kevés fény tud behatol­ ni. A sekély gyökérzetnek viszont súlyosak a következményei. A fák nem tudnak ellenállni az erős szelek ostromának. Erről tanúskodik az állandóan fagyott területe­ ken a sok kidőlt fa. Ezek annyira jellemzőek, hogy Szibériában külön népi nevük is van (vetrováli). A talajfolyás és a szél a fákat állandóan elmozdítja. így keletkeznek az összevissza dőlt törzsű, ún. táncoló vagy részeg erdők. Minthogy az állandóan fagyott területek túlnyomó részén a mállás teljesen háttérbe szorul, a talajképződés is különleges. Északon a fagyaprózódással kialakult köves, durva törmelékes váztalajok jellemzőek. Az olvadás idején a túlnedvesedés eljegese­ déshez, sőt nagy területeken láposodáshoz s tőzeges láptalajok kialakulásához vezet. Természetesen a felsorolt jelentős változások döntően befolyásolják a felszínformá­ ló folyamatokat is. Arra következtethetnénk, hogy a vastag örökfagypáncél megvédi a felszínt a lepusztulástól, mintegy konzerválja a domborzatot. Ez azonban csak a zord télen érvényes. Nyáron viszont a felolvadó rétegben annál hatékonyabb a letárolás (elsősorban talajfolyással, csuszamlásokkal stb.). Ez az ún. kriodenudáció többnyire rendkívül lassú folyamat. Ezért közvetlen tapasztalattal alig érzékelhető, így csak később ismerték fel, főleg mérések és részletesebb térképezés alapján. Bebizo­ nyosodott, hogy mégsem kiegészítő, mellékes hatású - miként korábban gondolták -, hanem a folyóvízzel vagy a széllel egyenrangú - sőt a kontinentális periglaciális területeken lényegesen fontosabb - felszínformáló tényező. Hatalmas területeken érvényesül egyszerre mint letaroló és felhalmozó, üledékképző erő, amely egy időben több millió négyzetkilométert formál át felületileg.

Az örökfagy kiterjedése Fokozatosan kiderült, hogy az örökfagy térbeli - területi és mélységi - kiterjedése olyan nagy s annyira változó, hogy arra kezdetben senki sem számított. Magába foglalja csaknem egész Szibériát, Európa és Észak-Amerika északi részét (213. ábra), valamint a magasabb hegységek felső régióit, a déli féltekén viszont csupán kisebb területfoltokra terjed ki. Ezért a következőkben egyszerűen csak égtáj szerint jelöljük meg - északra vagy délre - a hosszadalmasabb sarkok, ill. az Egyenlítő felé helyett. 361

213. ábra: Az állandóan fagyott föld jelenlegi és pleisztocénkori kiterjedése az északi féltekén (Butzer, K. W. 1986 nyomán kiegészítve). 1. jégtakaró, 2. összefüggő örökfagy, 3. szaggatott örökfagy, 4. szórványos örökfagy, 5. selförökfagy, 6. az örökfagy határa jelenleg, 7. az örökfagy határa a pleisztocénban, 8. a jelenlegi fahatár

Ez a mintegy 21-22 millió km2 kiterjedésű, vagyis két európányi térség, a szárazföl­ deknek kb. 15%-a. Csak a volt Szovjetunióban 11 millió km2-t foglal el, vagyis Földünk legnagyobb országának éppen a felét, második legnagyobb országának, az Európa nagyságú Kanadának pedig kétharmadát. Ezenkívül még természetesnek tartották, hogy az eljegesedett területek jégtakarója alatt is vastag az összefüggő örökfagy, és ez újabb 15 millió km2-t jelent. Ennek azonban nem lehet felszínformáló szerepe, s nem is periglaciális, hanem glaciális 362

terület. Ezenkívül az utóbbi két évtized egyre szaporodó kőolajkutató fúrásai az északi félteke magas földrajzi szélességeinek selftengereiben, a szárazföldi talapzaton, a tenger alatt is váratlanul állandóan fagyott földre bukkantak. Ez a selfpermafrost, amely természetes következménye annak, hogy a jégkorszakok idején a tengerszint alacsonyabb volt. Tehát a jelenlegi sekély tengerek szintén szárazföldek voltak, ahol éppúgy kialakult az állandófagy, mint a jelenlegi szomszédos partvidékeken, s az ilyen tengerfenék hideg vize alatt nem olvadt fel. Itt ugyanis a sós tengervíz hőmérséklete a fagypont alá hűlhet, s hőmérsékleti egyensúlyba kerül az állandófaggyal. Ez ismét több százezer négyzetkilométerrel növeli az örökfagy eddig ismert területét. így összesen már mintegy 37 millió km2-nyi állandóan fagyott területtel lehetett számolni, ez pedig a szárazföldeknek mintegy egynegyed része! Ebből kb. 21,5 millió km2 a periglaciális, 15 millió a glaciális és több százezer km2 a szubmarinus. Újabb álláspont szerint azonban a nagy jégtakarók hatásos szigetelőrétegként védték a felszínt a szigorú téli hideg behatolásától, ami az állandófagy kialakulásának, illetve fennmaradásának alapvető feltétele. Ezért a Föld belsejéből felfelé áramló meleg hatására a szárazföldi jégtakaró alatt az állandóan fagyott föld fokozatosan fölengedett, legföljebb csak kisebb maradványai - kevésbé védett helyzetben - vészel­ hették át a jégtakaró előrenyomulását. Ennek megfelelően úgy tartják, hogy az utolsó jégkorszakban jégtakaróval borított területeken az állandófagy csakis jelenkori, 10 ezer évnél fiatalabb lehet (Liedtke, H. 1976). Az idősebb jégkorszakokban eljegese­ dett vidékeken természetesen ennek megfelelően idősebb az örökfagy is, annál is inkább, minthogy a nagy jégtakarók előterében a körülmények nagyon kedveztek kialakulásának. Vagyis az örökfagyot, illetve kiterjedését a jelenlegi és az utolsó jégkorszaki jégtakaró alatt, valamint a selfeken további fúrásokkal kell még igazolni. Az örökfagy bizonyított kiterjedése tehát mintegy 22 millió km2, vagyis a szárazföl­ deknek egyheted része. Ez is óriási terület, és egészen eltérő sajátos jelenségeivel elegendő alap ahhoz, hogy néhány orosz geográfus külön szférának tartsa. Ez a kriolitoszféra, ahol valóban egészen más, különleges természeti viszonyok uralkod­ nak, mint a litoszféra többi részén. Szerintünk azonban helyesen alszféra, a litoszféra fagyott része. Hasonló a helyzete, mint a krioszférának, amely a hidroszféra fagyott része, azaz az álló- és folyóvizek - főleg a tengerek - jege. Ha csak az egyértelműen bizonyított jelenlegi örökfagy-területet vizsgáljuk, kide­ rül, hogy ennek csupán a szűk fele helyezkedik el valóban a jégtakarónak legalábbis távolabbi környezetében, nagyobbik felének környékén nincs (Szibéria, Skandinávia, magashegységek stb.), sőt egyharmadának körzetében még a pleisztocén eljegesedé­ sek idején sem volt jégtakaró, csak száraz kemény tél nagyon erős faggyal (KeletSzibéria, Mongólia, Észak-Kína, Alaszka). A pleisztocén eljegesedések idején természetesen a jégtakaróval együtt valamennyi övezet jelentősen előrenyomult az Egyenlítő irányába, így a periglaciális övezet is. Ez azonban nem jelenti azt, hogy ennek arányában nagyobb is lett. Tudniillik éppen a legnagyobb jégtakarók előterében ehhez nem volt elegendő hely. Ezért a jégtakaró legnagyobb kiterjedésekor hosszabb szakaszokon a periglaciális övét valósággal ki­ 363

szorította, így az keskenyebb, kisebb volt, mint jelenleg (Kelet-Európában, NyugatSzibériában stb.). A pleisztocén eljegesedések során az örökfagynak még kb. kéthar­ mada a hatalmas jégtakarókhoz kapcsolódott (Kelet-Európa, Nyugat-Szibéria, Ka­ nada, magashegységek környéke stb.). Ezek a klasszikus, a valódi periglaciális terüle­ tek, melyeknek természetföldrajzát a jégtakarók határozzák meg. Ezenkívül a jégta­ karó közeli előterén a jég közvetlen hatása is érvényesül az olvadékvizek révén. Ezek formálják a felszínt, elsősorban a széles olvadékvízmezők felhalmozásával. Az örök­ jég vidékének csaknem egytizede ilyen volt, jelenleg viszont alig egyszázada (Grön­ land és Antarktisz jégtakaróval nem fedett, keskeny sávjai). A pleisztocén eljegesedések idején, amikor sokkal nagyobb területet borított a jég, ennek megfelelően az örökfagy kiterjedése is jóval nagyobb volt (213. ábra). Ennek napjainkig nagyon fontos, nem ritkán meghatározó szerepe van ezeken a több konti­ nens nagyságú vidékeken. így igen nagy terület természeti viszonyait szabja meg, tehát megismerése földrajzi szempontból is nagyon fontos. Nem kevésbé meglepő az örökfagy mélysége (214. ábra). Vastagsága csaknem mindenütt több 10 méter, hatalmas területen néhány száz méter, Alaszkában és Északkelet-Szibériában, az Ingyigirka völgyében 1000 m. Legnagyobb ismert mélysé­ ge pedig 1500 m Közép-Szibériában, a Marha folyó forrásvidékén (Sologoncinál), vagyis már a Sarkkörtől délre. Ez is a helyi körülmények fontos szerepét mutatja. Tehát az örökfagy vastagsága a helyi földtani, domborzati, éghajlati és vízrajzi viszonyok, az utóbbi évtizedekben pedig egyre inkább az emberi tevékenység szerint nagyon változó, gyakran még egymáshoz közeli helyeken is. Néhány száz méterig átfúrták, Nyugat-Szibériában és Alaszkában 300 m-nél mélyebbre. A nagyobb vas­ tagságokat geofizikai módszerekkel állapították meg. Az elmondottakból egyértelmű, hogy az örökfagy nagyobb vastagságot (kb. 400 m) ott ér el, ahol a felszínt a pleisztocénban sem védte jégtakaró a kemény téli hidegtől, vagyis elegendő idő volt ahhoz, hogy a fagy ilyen mélyre hatoljon. Mikor és mennyi idő alatt fejlődött ki ez az óriási tömegű állandóan fagyott föld? Egyesek szerint fosszilis, vagyis jégkorszaki örökség, mások szerint viszont recens jelenkori képződmény, s mindkét véleménynek megvannak a maga határozott bizo­ nyítékai. Pleisztocén eredetét egyértelműen bizonyítják a benne épen megőrzött jelleg­ zetes jégkori állatok, elsősorban a mamutok és a gyapjas orrszarvúak fagyott állapot­ ban jól konzervált tetemei. Az utóbbi két évszázad folyamán csak Szibériában mint­ egy 22 ezer befagyott mamutot találtak, néhánynak még a szőrzete is teljesen ép volt!* Ez meggyőzően tanúsítja, hogy a terület a jégkor óta megszakítás nélkül befagyott

* A legtökéletesebb mamutleletre a Berezovka folyó partján bukkantak Északkelet-Szibériában 1901ben. Ennek szájából és gyomrából 13 kg takarmányt szedtek ki. így e mamut utolsó vacsorájából tökéletesen lehet rekonstruálni a környezetet, a jégkorszaki tundra növényzetét, amely a maihoz hasonló volt. A természetesen „mélyhűtött” ősállat húsa olyan tökéletesen konzerválódott, hogy a kutyák élvezettel fogyasztották.

364

214. ábra: Az örökfagy mélysége (vastagsága) és hőmérséklete a volt Szovjetunió területén (Atlasz SZSZSZR 1970. 2. kiad. alapján)

volt. Emellett szól az állandófagy rendkívüli vastagsága is. Ez nem alakulhatott ki recensen ilyen rövid idő alatt a jelenkorban. Jelenkori eredetét bizonyítja viszont a folyók holocén ártéri üledékeiben és deltái­ ban feltárt állandóan fagyott föld, amelyben néhol emberi csontokat is találtak. Helyenként viszont csak 20-30 m mélyen érték el az örökfagy „tetejét”, ami kétségte­ lenül jelentős visszahúzódását bizonyítja. Ez a tényanyag egyértelműen igazolja, hogy az állandóan fagyott föld nagy része jégkori maradvány,felső része pedig a jelenkorban képződött. Ezt megerősíti az állandóan fagyott föld függőleges szerkezetének elemzése is, miként a következőkben kifejtjük. A sarkok felé az örökfagy hőmérséklete is csökken (214. ábra). Általában 15 m mélységben a legalacsonyabb ( — 7 és —8° között), majd felfelé növekszik: 80-90 m mélyen —4° körüli, 120 m-en már csak —3° (a Sergin-kút mérésadatai alapján). Az eddig mért legalacsonyabb hőmérséklet - 13,5 °C Kelet-Szibériában, az északi hideg­ pólus táján - azaz megint a sarkkörtől délre -, ahol a levegő évi középhőmérséklete - 16,3°, vagyis még hidegebb. Az állandóan fagyott föld hőmérséklete időben az évszakos hőmérséklet-ingadozás, térben pedig a helyi adottságok szerint ingadozik. Ennek megfelelően változik a fagyott föld hőmérséklete is. Ez az ingadozás azonban 8 m körüli mélységben már a minimumra csökken. Napi ingadozása pedig 80-100 cm-ig figyelhető meg. A hatalmas kiterjedésű és vastagságú állandóan fagyott föld korántsem egységes. Vízszintesen - területileg - és függőlegesen - a mélység felé - egyaránt három típusát kell megkülönböztetnünk (213., 215., 216. ábrák). Az összefüggő örökfagy öve a legkisebb. Horizontálisan és vertikálisan egyaránt egységes, folytonos, átlagos vastagsága itt a legnagyobb, 250-500 m; hőmérséklete pedig a legalacsonyabb, az állandó hőmérsékletű mélységben (ahol már megszűnik az évi hőmérséklet-ingadozás)*; többnyire — 6°-ról a sarkok felé - 10°-ra csökken (30. táblázat), a fagyváltozékony réteg pedig a legvékonyabb, általában mindössze néhány deciméter, s még a déli szegélyén sem éri el az 1 m-t. Déli határául a szokáso­ san használt évi izoterma helyett ( — 6°) egyesek a leghidegebb hőmérséklet havi átlagát ( — 20°) javasolják, minthogy ez sokkal fontosabb és kifejezőbb. Ettől délre - általában a -6°-os évi izotermától kezdve (Kanadában elvétve a + 13°-osig is felnyúlik) - a szaggatott örökfagy területén a hatalmas örökfagymezőt dél felé már egyre több és nagyobb olvadt sziget szakítja meg, elsősorban a délies, napsütötte lejtőkön, azonban még több mint a felén állandóan fagyott a föld. Ennek átlagos vastagsága mintegy 100-250 m-re csökken, s rendszerint ezt is néhány tíz méteres nem fagyott réteg szakítja meg, hőmérséklete pedig kb. - 4°-ra emelkedik. A fagyváltozékony réteg vastagsága általában már 1-2 m, délen 2,5 m. Kisebbnagyobb felolvadt foltokban az örökfagy vastagsága csupán 10 és 150 m között ingadozik, - 1, — 2 °C hőmérséklettel, helyenként azonban még mindig 250-300 m.

*Nevezik évi ingadozás nélküli szintnek vagy nulla ingadozású szintnek is.

366

215. ábra: Az örökfagy szerkezetének általánosított tömbszelvé­ nye (Karte, J. és Liedtke, H. nyomán módosítással). 1. évszakosan felengedő réteg (mollisol), 2. évszakosan fagyott réteg, 3. állan­ dóan fagyott föld, 4. az évi hőmérséklet-ingadozás nélküli szint

216. ábra: A jelenkori (recens) és a jégkorból visszamaradt (fosszi­ lis) állandófagy (Szerk.: Székely A.). A = összefüggő, B = szagga­ tott, C = szórványos örökfagy. - 1. nyáron felengedő (aktív) réteg, 2. állandóan fagyott föld, 3. a jelenkori klímaoptimum idején felengedett, 4. jégkori (fosszilis) állandóan fagyott föld maradványa

Tovább délre a szórványos örökfagy öve a legnagyobb kiterjedésű, ahol az örökfagy már csak kisebb-nagyobb szétszórt szigetcsoportokat alkot felolvadt környezetében. Ez tehát az előzőnek éppen a fordítottja: csak kevesebb mint a fele állandóan fagyott, s ennek vastagsága néhány métertől általában csak több tíz méterig terjed. Mélyebben azonban gyakran ismét pár tíz méteres fagyott réteg következik, amely nyilván jégkori maradvány. Hőmérséklete — 1°, — 3°. A hosszabb és melegebb nyáron felengedő réteg vastagsága viszont már 3-4 m is lehet. 367

Az állandófagy déli határát általában a — l°-os évi izoterma jelöli. Vastagsága itt többnyire már csak pár méter. Konkrét határa természetesen az örökfagy kiterjedése. Jól látható határa azonban azoknak a különleges formáknak a megjelenése, melyek az állandófagyhoz kötöttek, s csakis itt alakulhatnak ki. Ez a felszínalaktani határ tehát a legfeltűnőbb, s itt ez a legfontosabb. A függőleges szerkezet elemzése azt mutatja, hogy a jelenkori felmelegedés, a klímaoptimum (boreális szakasz) idején a fagyott föld mélyen, mégpedig dél felé természetesen egyre mélyebben felengedett: a sarkkörtől északra csupán néhány tíz méterre, délebbre viszont 100 méternél is többre. Az ezt követő lehűlés alkalmával pedig újra megfagyott, észak felé mind mélyebben. Ennek következtében az összefüg­ gő örökfagy területén a jelenkori és a jégkori fagyott föld is összenőtt, dél felé viszont egyre vastagabb felolvadt öv választja el őket (Székely A. 1978; 216. ábra). Sőt délebbre, ahol jelenleg a felszín közelében már egyáltalán nincsen állandófagy, DélSzibériában több helyen is 100 m-nél mélyebben vastagabb örökfagyrétegekre buk­ kantak. Mindez szintén konkrét bizonyíték arra, hogy az állandófagy mélyebben jégkori, felső része pedig jelenkori. Az elmondottakból egyértelműen kiderül, hogy az állandófagy annál nagyobb kiterjedésű és mélységű, minél kontinentálisabb (hidegebb és szárazabb telű) az éghajlat, minél gyérebb növényzettel. Ezenkívül a domborzat felépítésének a szerepe is fontos.

30. táblázat Az évi hőmérséklet-ingadozás nélküli szint hőmérséklete és mélysége különböző földrajzi szélességeken (Karte, J. - 1979 - alapján) Az évi ingadozás nélküli szint

Földrajzi szélesség

A levegő évi középhőmérséklete

Churchill-Kanada (Brown 1978)

58° 45' Ö.

- 7,3 °C

5 m-15 m

-2,5 °C— 3,5 °C I

Rankin Inlet-Kanada (Brown 1970)

62° 40' Ö.

-11,6 °C

15 m

-8,0 °C

Holsteinborg-N yugat-Grönland (Stáblein 1977)

66° 56' F.

-4,9 °C

3m

0,0 °C

Jakobshavn-Nyugat-Grönland (Stáblein 1977)

69° 13' F.

-1,1 °C

5m

-2,8 °C

Mérőállomás és szerző

mélysége

hőmérséklete

....

Ö.: összefüggő, F: szaggatott örökfagy

368

A felszínalatti vizek típusai az örökfagy területén A nagy kiterjedésű és vastagságú állandófagy természetesen meghatározóan hat valamennyi természetföldrajzi tényezőre. Tovább csökkenti a hőmérsékletet, jelentő­ sen mérsékli a párolgást, s teljesen megváltoztatja a vízháztartást. Az eső- és olvadék­ vizek beszivárgásának útját elzárja, így ezek nyáron a mélyedésekben kisebb-nagyobb tavakká duzzadnak fel. Ezért a fajlagos lefolyás értéke a szárazság ellenére is magas (6-10 l/s). Mindez gátolja a normális vízkörzést. A felszínalatti vizek fagyott állapotban vannak, ezért teljesen új típusaik jelennek meg, mégpedig három függőlegesen jól elválasztható szintben. Az örökfagy alatti (subpermafrost) vizek a délies verőkön - ahol az állandófagy vékonyabb - bővizű forrásokként a felszínre törnek, s a téli nagy hidegben rögtön meg is fagynak, vagyis rájegesedés következik be. E fölött, az örökj'agyrétegben (intrapermafrost) a víz szilárd halmazállapotú. Mégis a nyári esővizek és olvadékvizek a repedések falát melegítve utat olvasztanak maguk­ nak, s addig szivárognak lefelé, míg meg nem fagynak. Itt tehát a vizek mozgatója a jég és a leszivárgó vizek szüntelen küzdelme. Ahol az állandóan fagyott réteg nem nagyon vastag, ott lehetővé válik a laza összeköttetés az örökfagy feletti és alatti vizek között. Ezeknek az ún. áthatoló (tranzit) vizeknek gyér hálózata az örökfagy érrend­ szere. Repedések olvasztásával a nagy nyomás alatt álló örökfagy alatti túlhűtött (0° alatti) vizek is feltörhetnek, s megdermedve éppen ezek hozzák létre a legnagyobb rájegesedéseket, többször pedig még a felső talajréteg alatt a maradandóbb jéglakkolitokat, melyekkel hamarosan megismerkedünk. Magában az állandóan fagyott földben sem ritkák a különböző alakú, nagyságú és helyzetű víztartalmú kőzettömegek, melyek különféle helyi okokból - kőzet, dom­ borzat, a felszínalatti vizek helyzete és mozgása stb. - nem fagytak meg. Az ilyen nem fagyott lencséket, ill. szigeteket vagy rétegeket a szovjet szakirodalom talik*-mik nevezi (215. ábra). A most tárgyaltak a zárt talikok, minthogy minden oldalról állandófagy veszi körül őket. Tulajdonképpen víztartályok az állandóan fagyott földben, melyekből - a kriosztatikai nyomás hatására - túlhűtött víz préselődhet fel és rájegesedést okozhat. Ezt nagyrészt a hőmérsékleti egyensúly megbomlása váltja ki. Korábban ilyen volt pl. a villámcsapás, s főleg a nyomában járó erdőtűz, vagy ha erős szél erdősávokat tarolt le. Az utóbbi évszázadban azonban ezeknek túlnyomó többségét társadalmi beavatkozás - erdőirtások és építkezések - idézi elő. Ezek az állandófagy gyors felengedését eredményezik, ennek következtében rájegesedések sorozata tör fel. Mindez súlyos következményekkel jár, miként erre még kitérünk. Az örökfagy alatti rétegek oldalt, a szaggatott örökfagy közötti, nem fagyott mezők pedig fölfelé nyitottak: ezek a nyílt talikok. A domborzat mélyedéseiben vizük

*Magyarul olvadékot jelent.

369

is felszínre törhet, s ott megfagyva szintén rájegesedés jöhet létre. A talikok nagysága, gyakorisága és helyzete elsősorban az éghajlat-ingadozások függvénye. Felmelegedé­ sek idején - az örökfagy pusztulása során - nagy talikok sora alakul ki, lehűlések alkalmával viszont mind jobban befagynak, egyre kisebbek lesznek.

Az örökfagy rétegződése

Az állandóan fagyott föld sem egységes. Felső rétegeiben nem állandó a hőmérséklet. Az évszakos változások és más éghajlat-ingadozások itt még hőmérséklet- és térfogat­ ingadozásokban nyilvánulnak meg. A nedvesebb éghajlaton gyakran erősen feldúsul­ nak a jégképződmények, ezért Büdel, J. (1969) - a Spitzbergákon végzett kutatásai alapján - (1) jégkéregnek (Eisrinde) nevezi. Itt a hőmérséklet- és térfogat-ingadozás rendszeres és szakaszos (periodikus), míg alatta a (2) jégékek övében rendszertelen, már csak alkalmi (epizodikus). Az örökfagy és a jégkéreg ugyanis megvédte a repedé­ seket kitöltő jeget az olvadástól, miként azt hamarosan látni fogjuk. Ez alatt húzódik (3) az állandó hőmérsékletű (izoterm) örökfagy. Ez tulajdonképpen az az egyensúlyi sáv, amelyet a felülről lefelé hatoló fagy és a föld belsejének alulról érkező hőhatása, a geotermikus grádiens tart fenn. Ez az élő (aktív) és a holt (passzív) örökfagy határa. Eddig nyúlhatnak le a legmélyebb jégékek. Szibériában ez a 30 m-t is eléri, a délkeleti Spitzbergákon csak 8 m mélyen húzódik (Büdel, J. 1981). Helyzete térben és időben a mindenkori körülményeknek megfelelően változik. Ezt a kőzetminőség is lényege­ sen befolyásolja. Az imént tárgyalt állandóan fagyott földdel ellentétben a változó réteg csak évszakosan fagyott. Tavass - a talaj felső része felenged, éjszaka azonban ismét megfagy. Később az éjjeli fagyok megszűntével a felengedő réteg vastagsága fokozatosan növekszik. Nyár elején többnyire túlteng benne az olvadék-talajvíz, a tél kezdetén újra fokoza­ tosan átfagy. Ezt aktív zónának vagy újabban mollisolnak* (lágytalaj, Bryan 1946) nevezik. Magyarul évszakosan fagyott vagy felengedő rétegnek, leghelyesebben azon­ ban fagyváltozékony rétegnek mondhatjuk. Ez adja vissza legpontosabban a lényeget, vagyis a fagyás-felengedés évszakos (téli-nyári), az átmeneti évszakokban pedig napszakos (éjjeli-nappali) változásának tényét. Tehát valóban aktív, változó, működő réteg, ezért az állandófagy motorjának is tekinthetjük. Másrészt pedig nem zóna miként a szakirodalomban is gyakran nevezik -, hanem réteg. Vastagsága elsősorban az éghajlattól - mindenekelőtt a nyár melegétől és hosszától, valamint a csapadék, főleg a havazás mennyiségétől függ: a sarkvidék táján néhány deciméter, dél felé haladva több méterre nő.

*Újabban a mollisol ellentétjeként pergelisolnak, azaz átfagyott talajnak is mondják.

370

217. ábra: A rájegesedés fajtái eredetük és for­ májuk szerint (Szerk.: Székely A.). 1. fagyváltozékony réteg (suprapermafrost), 2. állandóan fagyott föld (intrapermafrost), 3. már nem fagyott kőzetek (subpermafrost), 4. újrafagyás iránya, 5. a feltörő túlhűtött víz útja, 6. rájegesedés, 7. a felső tőzeges réteg, 8. forrás, 9. jéglemezek, 10. az örökfagy alsó és felső ha­ tára, h = rájegesedéshalom, d = tőzegdudor, th = tőzeghalom, 1 = állandófagy-lencse, z = zárt talik, t = áthatoló (tranzit) vizek, Ö. K. = örökfagyközi (intrapermafrost) víz (talik)

218. ábra: A fagyos rétegtorzulások és -zavarok három alapformája a rétegek folytonossága szerint (Jahn, A. - nyo­ mán). A = folytonos, B = szaggatott ré­ tegtorzulás, C = tördelt rétegzavar

A tél kezdetén az állandóan fagyott föld fölötti vizek - a felülről mind lejjebb, alulról az örökfagy hűtő hatása következtében pedig lassabban egyre följebb hatoló újrafagyás során - végül is olyan erős kriosztatikai nyomás alá kerülnek, hogy gyakran valamilyen repedésen keresztül utat nyitnak maguknak, valóságos szökőkút­ ként a felszínre törnek. A már amúgy is jéghideg víz a felszíni nagy hidegben hirtelen jéggé dermed. Ezt nevezik oroszul nalegynek, s ezt a szakirodalom is átvette. Magya­ rul rájegesedésnek mondhatjuk. A 0° körüli - viszonylag meleg - víz a felszíni, mintegy 30°-os hidegben bőséges párát áraszt maga körül. Erre mondják a helybéliek, hogy forr a nalegy. Itt befagyá­ suk után gyakran a folyók vize is feltör, s jégpáncéljukra jegesedik. Ez a folyóvízi rájegesedés. A hideg víz azonban - miként láttuk - gyakran mélyebbről préselődik fel, és a domborzat mélyedéseinek oldalában bukkan felszínre többnyire bővizű forrásként, ezért a többitől eltérően vékony lemezekben fagy egymásra. Ez a forrásrájegesedés. Az így egymásra fagyott jéglemezekből pedig a mélyedésekben gyakran nagyobb halom épül föl, ez a rájegesedés-halom (217. ábra). A rájegesedés tehát 371

kialakulhat az állandóan fagyott réteg, illetve ennek köztes vagy az ez alatti nem fagyott rétegek vizéből, valamint az aktív réteg, a befagyott folyók és a források vizéből is. Vagyis sub-, intra- és suprapermafrost eredetű egyaránt lehet (217. ábra). Hasonlóképpen a téli újrafagyás során a kriosztatikai nyomás hatására alakulnak ki - de már magában a fagyváltozékony rétegben - a jégdudorok. A felpréselt nagyon hideg víz nem tud a felszínre törni, hanem megreked a legfelső tőzeges réteg alatt amely elsősorban szigetelő hatásával védi -, s felnyomja, felboltozza azt. így a felszínen rendszerint tözegdudorként vagy nagyobb tőzeghalmokként jelennek meg. Magasságuk 0,5-4 m, átmérőjük 6-50 m (French, Η. M. 1979). Jéglencséjük folyama­ tosan növekszik, ezért a tél vége felé tőzegtakarójuk megrepedezik, ennek következté­ ben nyáron elolvadnak, tehát szintén évszakos jéghalmok. Lényegében a talajjég egyik fajtája. Természetesen a felülről és alulról növekvő - ezért egyre jobban szorító - keménnyé fagyott rétegek nemcsak a vizet, hanem a közéjük zárt meg nem fagyott, még lágy üledéket is felpréselik. Ennek következtében eredeti rétegződésük megváltozik. így jönnek létre a különféle rétegtorzulások (deformációk) és rétegzavarok (involúciók). A szakirodalom ezeket általában azonos értelemben használja, holott e két elnevezést szakmailag hasznosíthatjuk a két fő típus kifejező megkülönböztetésére. Legmegfele­ lőbbnek látjuk, ha a gyengébb faggyal préselés következeiében kialakult jelenségeket, illetve képződményeket - amelyeknél a rétegek többé-kevésbé meggyűrődtek, de eredeti rétegződésük még jól látszik - fagyos rétegtorzulásnak; az erősebben összepréselteket, ahol az eredeti rétegződés annyira összezavarodott, hogy már nem ismerhető fel, rétegzavarnak nevezzük. Több változatuk és többféle szempont szerinti csoporto­ sításuk ismeretes. Legegyértelműbb és legcélszerűbb a rétegek folytonossága alapján osztályozni. E szerint: 1. folytonos és 2. szaggatott rétegtorzulásokat, valamint 3. tördelt rétegzavarokat különböztetünk meg (218. ábra). 1. Kisebb, gyöngébb összepréselődés esetén folytonos rétegtorzulás keletkezik. A rétegek nem szakadnak meg, egyszerűen csak hullámosra gyűrődnek. Nagyobb (homokos kavics, homok, agyagos homok) és kisebb hézagtérfogatú (homokos agyag, agyag) üledékek váltakozása esetén alakul ki. A nagyobb hézagtérfogatú rétegek ugyanis több vizet tárolnak, ezért fagyáskor jobban kitágulnak, s így hullám­ formákban rendeződnek, a kisebb térfogatú üledékek pedig ezt utánozni kényszerül­ nek. A fagy okozta réteggyüredezés mértékét s így formáját elsősorban a kőzet porozitása, víztározó és vízvezető képessége, ezenkívül a fagybehatolás mélysége, a fagyás-felengedés váltakozásának gyakorisága és módja dönti el. Ezért legfeljebb néhány deciméter vastag finom és durvább üledékek váltakozása kedvez kifejlődésük­ nek. Mélységük értékes morfológiai, sőt ősföldrajzi dokumentum. Arról tájékoztat, hogy kb. milyen mélyen feküdt az örökfagy kialakulásuk idején, vagyis nagyjából a felengedő réteg akkori vastagságát jelöli. 2. Ha a fagy préselő hatása erősebb, akkor a rétegek megszakadnak, de azért a hullámformák nagyjából kirajzolódnak.

372

219. ábra: Krioturbációs formák (Szerk. Székely A.)· A = különböző feltárások alapján. I. külön­ féle krioturbációs és fagyformák. II. fagyzsák nagyítva. 1. jelenkori talaj, 2. krioturbált, orientált kavics, 3. löszös fedőréteg, 4. fagyfésűk, 5. fiatal pleisztocén folyóvízi (terasz) kavics, 6. idősebb folyóvízi kavics, 7. ráncolt talaj. B = ráncolt talaj (Würgeboden; Jahn, A. - 1975 - Gora Pulawskánál). - 1. homok, 2. morénaagyag, 3. tőzeg

3. Még erősebb fagypréselés után az eredeti rétegződés már nem ismerhető fel, az üledék ugyanis kaotikusán összegyüredezett. Ezért a rétegek összezavartak, összetör­ deltek. Ez tehát már rétegzavar. A rétegtorzulásokat, ill. zavarokat tehát a fagy különböző erejű préselő hatása alakítja ki. Kicsiben hasonló játszódik le, mint a szerkezeti mozgások hatására. A laza üledékek eltérő mértékben meggyűrődnek. így a szerkezeti formákhoz hasonló for­ mák jönnek létre. Hazánkban ezt legjobban a Vértesben, Gánt mellett, az elhagyott bauxitfejtőkben tanulmányozhatjuk, annál is inkább, minthogy a különböző színek feltűnően kihang­ súlyozzák a „gyűrtformákat”. Ezek után érthető, hogy álszerkezeti formáknak (pszeudotektonika), pontosabban a fagy hatására keletkezett szerkezeti formáknak (kriotektonika) is nevezik őket. így beszélünk fagy okozta réteggyűrődésről - ezen belül fagyredőkről (krioantiklinálisok) -, illetve apró vetőkről, árkokról és sasbércekről, pikkelyekről stb. Rétegtorzulások megfelelő adottságok esetén lejtős folyamatokkal is kialakulhat­ nak, egyszerűen a lefelé mozgás, ill. csúszás során.

A krioturbáció A fagyással járó préselőerő hatásának tárgyalásával tulajdonképpen már rátértünk az egyik legelterjedtebb, ezért fontos jelenség, a krioturbáció megismerésére (krüosz=jég, gör., turbare = összezavarni, összekeverni, lat.). Ez a jég által, helyesen a fagy által összezavart, összekevert üledékeket és formákat jelenti. Magyarul fagyássál 373

keverésnek vagy még inkább fagyással kavarásnak mondhatjuk, lényeges ismérve ugyanis, hogy a fagy az anyagot szinte görgetve kavarja. Tulajdonképpen gyűjtőfoga­ lom. Tágabb értelemben beletartozik minden a fagyás, ill. a tél eleji újrafagyás préselő hatása következtében lényegében függőlegesen irányított anyagátmozgatás, tehát az előbbiekben tárgyalt rétegtorzulások is. Többen a szoliflukciót, sőt egyesek a különfé­ le szerkezeti talajokat is ide sorolják, amit az egyértelműség kedvéért helyesebb kongeliturbációnak neveznünk. Szűkebb értelemben - főleg a fagyváltozékony rétegekben a tél eleji újrafagyás során - az erős préselő hatásra az üledékek alapos összegyűrését, gyúrását jelenti. Ez a krioturbáció folyamata, amely nagyon változatos ráncolt, gyűrt és gyúrt formákat, egymásra hajtogatott, kevert rétegeket jelent, tele rétegelhajlásokkal, -görbületekkel, -ráncokkal, sőt gyűrű alakokkal is (219. ábra). Annál változatosabbak, kaotikusabbak, minél sokrétűbb az üledék összetétele, elsősorban minél többféle a szemnagyság, s ezzel a hézagtérfogat. Ha gyakran váltakoznak benne a finomabb és durvább üledékek, melyek fagyáskor különböző mértékben tágulnak, s minél inkább telítettek vízzel, annál erősebb lesz a fagy préselő hatása. Ez az anyag bizonyos fokú osztályozá­ sával jár, miközben különféle alakzatok rajzolódnak ki, eltérő méretekben. így gyak­ ran zsák- és ráncformák jönnek létre (a németek Taschen- és Würgebodenjei). Ezeket a megnevezéseket a szakirodalom is átvette, használja. Magyarul legszemléletesebben formájuk szerint zseb- vagy üsttalajnak, illetve ráncolt vagy fodrozott talajnak nevez­ hetjük (219IB ábra). E különös formák annál feltűnőbben, élesebben rajzolódnak ki, minél elütőbb az egyes rétegek színe. Összefoglalva: leghelyesebb a krioturbációt eredeti felismerésének és az ezt tükröző elnevezésnek megfelelően azokra a folyamatokra, üledékekre és formákra fenntarta­ ni, amelyek a fagy intenzív préselő hatására alaposan összekeveredtek, s ennek következtében alaktalan (amorf) üledékáthalmozáshoz és rendkívül változatos, kusza formamintázat kialakulásához vezettek. így az erősen összegyüredezett lágytalajon kívül ide tartozik a kavarodással, örvénylésszerű mozgással kialakult amorf szoliflukció is, az egyszerű rétegtorzulások azonban - ahol az egyes rétegek folytonosságu­ kat megőrizték - már nem. Ennek megfelelően beszélünk krioturbációs folyamatok­ ról (faggyal örvénylés), üledékekről és formákról (fagyos örvények).

A felszín alatti jég A felszín alatti jég - miként már láttuk - az állandóan fagyott területeknek csak kisebb, de a legjellegzetesebb, a legjelentősebb része. Fagyáskor a nedves laza üledé­ kek minden szabad üregét jég tölti ki. így a jégtartam térfogatuk 60%-át is elérheti. A fagyváltozékony rétegben talajjégnek is nevezik. Nagyon különböző formákban jelenik meg (220. ábra) : legelterjedtebb a cementjég, a lemezjég, a résjég, az üregjég, a jéglencse, illetve lencsesor, a jégékek és a jégékpoligonok. 374

220. ábra: A talajjégformák (Szerk.: Szé­ kely A.). 1. finom üledék, 2. durva üledék, 3. jég, 4. állandóan fagyott föld, r = résjég, ü = üregjég, 1=jéglencse, lj = lemezjég

1. A törmelékes kőzetek kisebb-nagyobb hézagait víz tölti ki. Ennek gyors megfagyásával a törmeléket, a kavicsot, ill. a homokszemeket egyszerűen csak szilárdan összecementálja. Ezért a szakirodalom általában cementjégnek nevezi. Tulajdonkép­ pen az ásványi szemcsék kötőanyagának szerepét tölti be, keményre fagy, s ezzel a laza kőzetet megszilárdítja. A nagyobb üregekben kisebb jéglencsék is kifejlődhetnek. Ez a felszín alatti jég legközönségesebb, legelterjedtebb formája, típusa. Viszonylag kevés nedvesség esetén alakul ki. 2. A résjég a rések vizének, 3. az üregjég pedig a különböző eredetű és nagyságú üregek vizének tartós megfagyásával jön létre. 4. A felszín alatti jég nemcsak a talajvíz egyszerű helybeni megfagyásával hízik, hanem a környezetéből szivárgó, vándorló víz lassú megfagyásával is (a gyors fagyás ugyanis megbénítja a kapilláris víz mozgását). Ezért származását tekintve migrációs jégnek is nevezik (azaz vándorló vízből keletkezett jég). A fagyváltozékony réteg alján rendszerint nagyon tiszta jégkristályok alakulnak ki. Ezek a jégmagok hozzáfagyással fokozatosan különböző nagyságú és alakú jégtestekké, jéglencsékké nőnek. Majd a fagy behatolási irányára merőlegesen - általában a felszínnel nagyjából párhuzamo­ san rendszerint a finom (iszap, finom homok) és a durva (törmelékes, kavicsos, homokos) rétegek határán - párhuzamos síkok mentén - lemezformát alkotnak. Ezek vastagsága néhány mm-től 20-30 cm-ig változik. Az így keletkezett jeget szegregációs jégnek nevezik, magyarul a legkifejezőbben lemezjégnek mondhatjuk. Ez az elnevezés akkor egyértelmű, ha valóban összefüggő lemez alakul ki. Megjelenési formáját azonban a talaj szerkezete - repedések, idegen anyag stb. is - jelentősen befolyásolja. Gyakran csak szaggatott vagy inkább lencsesor, olykor pedig csupán egy-egy lencse. Ezekre a jéglencsesor, ill. a jéglencse megnevezés illik. így még a különféle alakú típusait is egyértelműen megkülönböztethetjük (220. ábra). A lemezjég kiala­ kulásához a megfelelő talajhőmérsékleten és -nedvességen, valamint a lassú fagyáson kívül elegendő finom anyag is kell. Legkedvezőbb a 0,1 mm-nél kisebb szemcsenagy­ ság. A lemezjegesedéssel (szegregációval) jelentős jégtömegek halmozódhatnak fel. 5. Hosszabb ideig rejtélyesnek tűntek azok a laza üledékekből (homok, kavics stb.) álló különböző nagyságú és alakú zárványok, melyek eltérő anyagú idegen környezet­ be ágyazódtak. Ökölnagyságtól néhány méter - többnyire 1/2—2 m - átmérőig terjedő zsák vagy hordó alakú tömbök. E laza képződmények csak keményre fagyott, merev állapotban kerülhettek távolabb származáshelyüktől. így fagyzárványoknak nevez­ hetjük őket. Folyó teraszokban gyakoriak. 375

6. A fagyékek keletkezését általában a terepmegfigyelésekre és mérésekre, valamint a laboratóriumi modellkísérletekre alapozott zsugorodási (kontrakciós) elmélettel magyarázzák. Ha a hőmérséklet gyorsan és jelentősen a fagypont alá süllyed több méter mélységig, a talaj is ennek megfelelően összehúzódik. így a felszínen 10-20 mm széles nyílt repedések (Black, R. F. 1976) sokszög (poligonális) alaprajzú hálózata alakul ki nagy területen. A poligonok átmérője 1-30 m. Külső megjelenésük hasonlít nálunk a nyári szárazság idején a folyók széles, alacsony árterén - a friss iszapon, ahol még nagyon gyér a növényzet -, elsősorban a Tisza mentén megjelenő szárazságrepe­ dések hálózatára. Itt a szárazság, a periglaciális területen pedig a fagy hatására formálódik ki hasonló sokszög alakú repedésrendszer. A száraz periglaciális vidéke­ ken az évszakosan megfagyó réteg kiszáradása szintén létrehoz kiszáradási repedése­ ket. A lágytalaj jégtartalma jelentősen befolyásolja a fagyrepedések és a jégékek kiala­ kulását. Minél kisebb a jégtartalma, annál hidegebb kell ahhoz, hogy kifejlődhesse­ nek. A mollisol közepes jégtartalma esetén - a helyszínen kutatók szerint - a fagyrepe­ dések létrejöttéhez - 15°-nál hidegebb, s főleg 10°-20°-os hirtelen hőmérséklet-csökke­ nés kell (Black, R. F. 1976), ami leginkább a kora téli hideghullámok idején adódik. Már korábban hangsúlyozták, hogy a lehűlés gyorsasága fontosabb, mint abszolút mértéke. A hőmérsékleti követelmények azonban a lágytalaj anyaga szerint is jelentő­ sen változnak. Emiatt 5-6° eltérés is adódhat. A repedésekben tavasszal megjelenő dér vagy jégtűk hozzák létre az első jégkris­ tálycsomókat, amelyek nyitva tartják a repedéseket. A következő első olvadási sza­ kaszban ezekbe folynak le az olvadék-, a talaj-, a csapadékvizek stb., és ahogy elérik a még fagyott szintet - vagy az éjszakai lehűlés hatására - megfagynak, s ott megaka­ dályozzák a repedések bezáródását. A fagyváltozékony rétegben viszont ezek a repedések tökéletesen záródnak, és ez mélyebb részüket - az örökfagyban - védi az olvadástól. így fejlődhetnek ki a jégékek. Az újabb fagyási szakaszban már ugyan­ azon a helyen - a gyönge sávban - szakad föl a repedés, s az ezt követő olvadáskor a vizek ismét ide folynak. A következő fagyáskor újra megfagynak, s ahogy a jég hízik milliméterenként, úgy tágul és mélyül a rés. Ez évről évre így ismétlődik (221. ábra). Ezt jól tükrözi a jégékek szerkezete, függőleges rétegzettsége, mégpedig annál feltűnőbben, minél változatosabb az anyaguk, s így színük is. Az évi gyarapodás ugyanis a mindenkori időjárásnak megfelelően eltérő összetételű, levegőtartalmú és szennyezettségű. A tiszta jég fehér csíkjaitól a sötét földes (talaj, homok, törmelék) sávokig minden változat előfordul. Ez egykori időjárási naptárként is felhasználható, sőt - megfelelő részletes elemzéssel - a közvetlen környezet akkori földrajzi viszonyai­ nak a rekonstruálására is. Minél gyakrabban ismétlődik ez a folyamat, annál gyor­ sabb a jégfelhalmozódás. Leginkább a hideg-száraz éghajlaton, ill. teleken gyarapod­ nak, amikor a felszínt nem vagy csak nagyon vékonyan védi hótakaró. A kemény hideg teleken gyakran jól hallatszik a felszín megrepedése. A jégék szélesedése az éghajlaton kívül döntő mértékben függ a talaj vízháztartásá­ tól és élővilágától. Az évi tágulási érték 0,1-3,8 mm között változik (Black, R. F. 376

1976). A jelenlegi jégékek szélessége a felső részükön 1-10 m (Czudek, T.-Demek, J. 1973), általában 1-2 m, az Antarktiszon viszont 10 m széles is előfordul (Berg, T. E. és Black, R. F. 1966). Mélységük nagyon változó, általában 3-4 m, a nagyobbaké 5-10 m (French, Η. M. 1976), a leghosszabbak 40-60 m-re is bemélyednek (Czudek, T.-Demek, J. 1973, Jahn, A. 1975) az állandófagy testébe. Az örökfagyba mélyülésük módja még nem teljesen tisztázott. Két genetikai főtípusuk közül a színgenetikusak - melyeknek kialakulása nagyjából egyidejű az üledékképződéssel - sokkal nagyobbak, mint az epigenetikusak, amelyek fiatalabbak, mint azok az üledékek, amelyekben létrejöttek. Tapasztalati adatok szerint a jégékek létrejöttéhez általában legalábbis — 6°-os évi középhőmérséklet szükséges, ezért az összefüggő örökfagyra jellemzőek. Újabban egyesek a leghidegebb hónap középhőmérsékletét (- 20°-os izoterma; Schreiber, D. 1973), mások pedig a leghidegebb hónap átlagos minimum hőmérsékletét (-20° alatt; Black, R. F. 1976) tartják mérvadó­ nak. Álláspontjuk helyesnek látszik, mint­ hogy a fagyrések kialakulásához, ill. ismé­ telt felrepedéséhez - miként láttuk - erős fagy kell. Ezt pedig nem az évi, hanem a leghidegebb hónap hőmérsékleti viszonyai tükrözik. A jelenlegi, még fejlődő jégékek kialakulása - az izotópos mérések szerint - többnyire már a pleisztocénban elkezdő­ dött. Tehát az utolsó jégkorszakból át­ öröklött képződmények. A jégékek az örökfagyban a legjellem­ zőbb képződmények közé tartoznak. Leg­ gyakoribbak a völgytalpakon és a feltöl­ tött síkságokon, ahol az anyag és a sok nedvesség is kedvező kialakulásukhoz. Né­ hol a felszínnek több mint a felét is elfog­ lalják (Czudek, T.-Demek, J. 1973). Ahol viszont nem tud a jégék kialakulni, - pl. állandóan fagyott réteg, ill. kellő ned­ vesség hiányában - vagy még inkább fenn­ 221. ábra: A jégékek kialakulása és fejlődé­ maradni - legtöbbször védő fedőüledékek se, valamint rétegzettsége (Lachenbruch, H. híján -, végül is a fagyrepedésekből csak - 1962 - nyomán módosítással): A = télen, B = nyáron, - 1. fagyváltozékony réteg, fa­ fagyék lehet. A fagyékek a szaggatott s gyott állapotban, la. felengedett állapotban, még inkább a szórványos örökfagyra és a 2. állandóan fagyott, ny = nyitott fagyrés (a szubperiglaciális övre jellemzőek. Elsősor­ jégrétegek vastagságának aránya túlzott), z = zárt fagyrés ban szárazabb éghajlaton és szárazabb he­ 377

lyeken jöttek létre, főleg folyóteraszokon és hordalékkúpokon, valamint a löszös síkságokon. A fagyékek kisebbek, mint a jégékek. Felső részük általában csak 0,5-1,5 m széles, s néhány méter mélyek. A legnagyobbak 4-5 méteresek, ezek már behatolnak az állandófagy testébe is. A fagyrepedéseket ugyanis csak rövidebb ideig, kevesebb jég tágította. A nyitott repedéseket a környezetükből származó üledékek hamarosan kitöltötték. Ezek értékes adatokat szolgáltatnak az akkori környezetről. A szakirodalom kitöltő­ anyaguk szerint osztályozza, s így is nevezi. A homokékeket a bemosott vagy még inkább a befújt (<100 mm évi csapadék esetén) homok, az iszap- vagy agyagékeket a bemosott iszap vagy agyag, illetve a kettő váltakozva, a löszékeket az áttelepített vagy helyben képződött lösz, a talajékeket a bemosott - főleg fosszilis - talajok stb. töltik ki. Az utóbbi esetben egyesek még azt is megnevezik, hogy milyen talaj tölti ki, ami az akkori éghajlati és növényzeti viszonyok szempontjából lényeges. Agyagosvályogos kőzetekben gyakoriak a csupán több deciméter mély apró fagyékek, melyek sűrűn sorakoznak egymás mellett. Ilyenek nálunk a löszön kialakult talajjal kitöltött, 40-80 cm mély fagyfésűk vagy fésűstalajok. Bizonyos körülmények között 1 m-nél mélyebbek is lehetnek (Pécsi M. 1961). Itt a talajjal kitöltött vékony erek valóban úgy sorakoznak egymás mellett, mint a fésű fogai, s mögöttük többször a poligonokat is fel lehet tárni (a legszebb Kerecsendnél). A fagyerek a vályogos, agyagos kőzetekben pár centiméteres repedések sorozatával 2-3 m, olykor 4 m mélyre is lehatolnak. Rendszerint meszes anyag tölti ki őket, ezért - bár kicsinyek - feltűnnek. A jégkorszakból származó fosszilis ékekről már nehéz megállapítani, hogy melyik típushoz tartoztak. Ezt nagyságukon kívül elsősorban a bennük lévő üledékek telepü­ lésviszonyai alapján lehet eldönteni. A fagyékeket kitöltő egyidejű üledékek rétegzett­ sége nagyjából az ék formáját utánozza. A jégékeket pedig általában a jég elolvadása során az olvadékvízben vízszintesen leülepedett szedimentek töltik ki (222. ábra). Ezenkívül gyakran - főleg ha egyidejű kitöltőanyag nincsen - az ék falainak állapota segít a meghatározásban. A fagyékek falai rendszerint épek. A jégékeké viszont a jég elolvadása során többnyire - anyaguktól függően - lépcsősen berogytak (222. ábra). Ezek a rogyott ékek. Itt viszont nehézséget okoz, hogy a jégékek gyorsabb kiolvadása, majd kiszáradása után az éket az üledékek a fagyékhez hasonló módon töltik ki. Összefoglalva: a fagyékek a száraz hideg éghajlaton alakulnak ki: az évi középhő­ mérséklet a fagypont alatt, kevés csapadék, nagyon kevés hó, erős szelek, alacsony légnedvesség, kevesebb talajnedvesség, csak gyér növényzetfoltok, s maga a sokszög­ forma is kevésbé világos, korántsem annyira feltűnő. A jégékek a fagyrepedésekbe lecsurgó víz ismétlődő megfagyása révén jönnek létre, ezért nedves hideg éghajlaton jellemzőek: az évi középhőmérséklet — 4°- — 8°, a leghidegebb hónap átlagos mini­ mum hőmérséklete — 20° alatt, hirtelen 10-20°-os hőmérséklet-csökkenés, kevés hó a tél első felében, magasabb légnedvesség, elegendő talajnedvesség, bőséges olvadék­ víz nyáron, gyér növényzet, a poligonforma világos, feltűnő, jól kidomborodik. 378

222. ábra: Kitöltött fagy- és jégékek, A = homokék magas teraszon (Jahn, A. - 1975 - alap­ ján). - 1. szoliflukciós kavicszsinór, 2. homokos kavics, 2a. a kavicssávokat helyenként fagyre­ pedés jelezte előre, 3. az éket kitöltő homok, B = agyagék, az idősebb alacsony teraszon (Semmel, A. - 1985- alapján): 1. ártéri agyag, 2. lachi horzsaköves tufa, C = feltárások alapján (Szerk.: Székely A.). I. recens fagyék (F) és fosszilis rogyott jégék (J). 1. homokos lösz, 2. homokos kavics, 3. vékony murva

Szerkezeti taiajok A szerkezeti talajok gyűjtőfogalom olyan formákra, amelyek a fagyváltozékony rétegben, a lágytalajban a fagyás-felengedés hatására alakulnak ki, és a felszínen különös mintázattal rajzolódnak ki. Tágabb értelmezésben ide tartoznak a földpoligonok is, szűkebb értelemben pedig csak a fagymintás szerkezeti talajok. Eredetileg csupán az utóbbiakra, vagyis csak az osztályozott anyagú sokszögekre használták a szerkezeti talaj megnevezést (Meinardus, W. 1912). Kialakulásuk alapokának általá­ ban a felszín fagyrepedés-hálózatát tartják (Schenk, E. 1955, Popov, A. I. 1959 stb.), minthogy végeredményben mindegyik változatuk a fagyrepedésekkel körülhatárolt cellákban fejlődik ki (223. ábra). A fagyékek - miként láttuk - a felszínen sokszög alakú repedéshálózatot alkotnak, melyek a mélység felé cellákat képeznek. Az így kialakuló fagy- és jégéksokszögek gyakran földpoligonokmk nevezik - alapvetően különböznek a később tárgyalandó valódi poligonoktól, melyek anyagosztályozással alakulnak ki. Genetikájuk tehát egészen más, csak sokszög alakú repedéshálózatuk hasonló. Leggyakoribbak a hat379

223. ábra: A szerkezeti talajok kialakulásfolyamatának vázlatos magyarázata (Schenck, E. - 1955 - alapján). A kőtömbök jobban vezetik a meleget, mint környezetében a finom anyagok. Ezért az olvadás frontja, s - minthogy fagyáskor több meleget ad le, és ezáltal a fagyás frontjának előrenyomulását hátráltatja - a fagyás frontja is hullámos

(hexagonok), esetleg az ötszögek (pentagonok) egynemű anyagban, inhomogén kö­ zegben pedig a négyszögek (tetragonok) jellemzőek (Lachenbruch, A. H. 1966). Gyakran azonban a terep vezérvonalaihoz - folyó- és tengerpart, morotvaívek, teraszperemek stb. - alkalmazkodnak. A szakirodalomban tajmir-poligon (a Tajmirfélszigeten jellegzetesek) vagy cellás-talaj (Zellenboden) néven is szerepel. Mindig csoportosan jelennek meg nagyobb területen. Nagyságuk - miként alakjuk is - nagyon különböző, s nagymértékben függ anyaguktól. A legnagyobb rendszert egyesek makropoligon repedésrendszernek nevezik (Schunke, E. 1977). Ezek átmérője általában 10 és 1000 m között változik, az egyes sokszögeké pedig 1 m-nél nagyobb. Ezeken belül egyre kisebb sokszögek hálózata alakul ki egészen a mikropoligonokig. Egy ilyen hálózatban gyakran 3-4 egyre kisebb sokszög is egymásba települ. Általá­ ban annál gyakoribbak és nagyobbak, minél vastagabb a fagyváltozékony réteg. A helyi viszonyok szerint jég is képződhet bennük. A sok évezred óta fejlődő jégékek többnyire pár deciméterre, többször 1 méternél magasabbra is kidomborodnak. így a repedéshálózat, vagyis az egész poligonrendszer a felszínen «jól kirajzolódik (224. ábra), de ritkább, mint maguk a fagy- és jégékek. Az elmondottakból kiderül, hogy az állandófagy területén a fagyékek, különösen pedig az összefüggő örökfagy övében a jégékek - közvetlenül és közvetve - milyen fontos szerepet játszanak. Ezért egyesek itt uralkodó formáknak tartják.

A periglaciális területek egyik legfeltűnőbb, legkülönösebb és gyakori jelenségei a fagymintás szerkezeti talajok (225. ábra). Általában sokszögek, agyagos felszínen kör, a lejtőkön sáv alakban rendezett anyag (kőtömbök, törmelék, görgeteg, kavics vagy agyag) és forma a legkülönbözőbb méretekben. Gyakran több km2-en hálózzák be a felszínt. Annyira feltűnőek és különösek, hogy már másfél évszázaddal ezelőtt felkeltették a kutatók figyelmét, természetesen először a svédekét, akik szinte közöttük, a szomszédságukban élnek. Először Sven Loven írta le 1837-ben, Frederik V. Svenonius geológus pedig 1880-ban. Majd egy harmadik svéd, Ottó Nordenskjöld tette ismertté 1909-ben megjelent könyvében (Die

224. ábra: Jégéksokszögek kiemelkedő peremmel (Butzer, K. - 1986 - alapján)

225. ábra: Fagymintás szerkezeti talaj tömbszelvénye. 1. állandóan fagyott föld (vagy szilárd szálkőzet) 381

Polarwelt), illetve 1910-ben a stockholmi geológiai kongresszuson. Zseniális meglátással már köröző mozgással, áramlással, mégpedig a szabad konvekcióval magyarázta kialakulásukat. A szabad konvekció jól ismert jelenség. Valamely gáz vagy folyadék alulról történő melegítése során a felmelegedett anyag gyorsan kiterjed és megritkul. Majd a gravitáció hatására a sűrűbb és ezért nehezebb anyag leereszkedik, a ritkább és könnyebb viszont felfelé áramlik. Ha a hőátadás folyamatos, akkor átkeverő körzés indulhat meg. A cirkuláció révén a felmelegedett anyagban jól elkülönülő zárt pályák, cellák alakulnak ki, amelyek nagyon szabályos alakúvá válhatnak, mégpedig mind vízszintesen, vagyis alaprajzukban, mind függőlegesen, azaz lefelé. A stockholmi geológiai kongresszushoz kapcsolódó spitzbergáki kiránduláson Nordenskjöld ezeket a különös képződményeket sok geológusnak és geográfusnak megmutatta, akik ezután a tanulmányok egész sorában kísérelték meg megmagyarázni keletkezésüket. Köztük elsőként Cholnoky Jenő. A kitűnő szemű Cholnoky (1911) szerint a tundra felszíne a folytonosan ismétlődő fagyásolvadás következtében mozog, repedezik, a repedések tágulnak és záródnak, a sokszöghasáb közepe felpúposodik, a repedésekbe süppedt törmelék pedig nagyon lassú (pár milliméter/év) szakaszos körmozgásba kezd (226. ábra). Rámutatott tehát, hogy a tundra motorja az ismétlő­ dő fagyás-olvadás, ami szakaszosan működik. Keletkezésüket másfél évtizeddel később A. R.

226. ábra: A kőpoligonok keletkezésének magyarázata a Spitzbergák példáján Cholnoky J. -1911- szerint. 1. a törmelék mozgásának iránya a fagynyomás hatására. 2. állandóan fagyott föld

227. ábra: A szabad konvekció kialakulásának és hatásának magyarázata az állandó fagy területén (Szerk. Székely A.). A fagyott talaj fölengedésekor fölmelegedő, s ezért sűrűbb vize a fagyott földig süllyed (1) és fölolvasztja, miközben lehűl, s ismét ritkább lesz. Ezért újra fölemelkedik (2). így jönnek létre a cirkulációs cellák. Ezek leszállóága alatt erősebben, felszállóága alatt viszont gyöngébben enged föl a fagy. Ennek megfelelően az előbbi mélyedést, barázdát (3), az utóbbi kiemelkedést (4) formál a fagyott föld felületén. Vagyis annak dombor­ zata a cellák alakjától függ, a felszínen pedig különböző nagyságú kősokszögek (5), ritkábban kőzsákok formájában jelenik meg 382

Low (1914) anyagkiegyenlítő áramlással magyarázta, melyben minden hasábnak külön áram­ lásköre van. Ezt az elképzelést Gripp, K. (1927) továbbfejlesztette. Szerinte az állandó fagy és a fagyváltozékony réteg között a hőmérsékleti és az ennek következtében kialakult sűrűségkü­ lönbségek kiegyenlítésére konvekciós mozgások indulnak meg. A kérdés azonban nem jutott megnyugtató, általánosabban elfogadott megoldáshoz. Az elmúlt évtizedben e fogas kérdés megoldására Krantz, W. B., Gleason, K. J. és Cain, N. (1989) alapos modellkísérletekkel a szabad konvekció alapján levezette, hogy az állandófagy teteje a cellák alakjának megfelelően egyenlőtlenül felbarázdálódik, s ezzel a minta belevésődik(227. ábra). A cella belseje felől kiinduló fagyás a törmeléket kinyomja a szélére, főleg a fagybarázdákba és föléjük. Tehát a fagy emelő hatására a cellák határa mentén több anyag, főleg törmelék nyomul föl. Közben helyüket finomabb anyag tölti ki, ezért olvadáskor nem tudnak visszasülylyedni. A tél kezdetén a felülről lefelé nyomuló fagy a kiolvasztott barázdák árkaiban csapdába ejti a vizet. Az így keletkezett kriosztatikai nyomás megrepeszti a felszínt, s megemelheti a talajt. Vagyis az állandófagy határán kialakított formákat a krioszta­ tikai nyomás repesztő, nyomó és emelő hatása, a felfagyás stb. átviszik a felszínre, miközben az anyagot osztályozzák. A durvább anyag a sokszöghasábok peremén erősen kihangsúlyozza ezt a rajzolatot. Modelljükhöz matematikai elemzéseket is készítettek, s eredményeiket a természetben is igazolták, ellenőrizték, főleg a kialaku­ ló minták és méreteik sikeres előrejelzésével. Összefoglalva: a fagymintás szerkezeti talajok keletkezése nagyon összetett. Az alapok a cellás köráramlás (konvekció), melyet a hőmérséklet-különbség hatására létrejött sűrűségkülönbségek kiegyenlítése tart fent. A cellák belsejének formálásában az agyag- és humuszkolloidok duzzadásának is fontos szerep jut. A fagymintázat kialakulásának motorja (aktív tényező) a fagyás-felengedés, ennek működtetéséhez az üzemanyag a víz. Ezért döntő tényező a talajvíz állása és áramlása. Ennek megfele­ lően fejlődésük feltételei a folyók árterén és alacsony teraszain, valamint hordalék­ kúpjain a legkedvezőbbek. A kialakuló típus szempontjából elsősorban az anyag, a kőzet a meghatározó. A fagymintás szerkezeti talajok tehát osztályozott anyagú valódi poligonok, anya­ guk és formájuk szerint egyaránt nagyon eltérőek. Anyaguk alapján megkülönbözte­ tünk kő-, kavics-, iszap- és agyagfagymintás talajt, formájuk szerint pedig sokszög, kör és sáv alakúakat. Anyaguk és formájuk szoros összefüggésben van egymással, valamint a felszín lejtésé­ vel. A sokszögeket többnyire a durvább anyag - törmelék, kavics stb. - emeli ki környezetéből, a törmelék nélküli anyag a kör, illetve kupola alaknak kedvez, az iszapban mindkettő előfordul, a lejtőkre pedig a sáv, illetve sávos hant formák jellemzőek. Mindezek a legkülönbözőbb változatban, kombinációban és méretben fordulnak elő. Ez teszi a fagymintás szerkezeti talajokkal borított felszíneket olyan változatossá, tarkává a maguk szabályos mértani alakzataival. Síkon szabályos mértani formák alakulnak ki (sík-tundrajelenség). Három foknál erősebb lejtőn a sokszögek egyre jobban megnyúlnak (lejtős-tundrajelenség), először ovális formára, majd két oldala csaknem párhuzamos lesz. Ezek a lejtővel párhuza­ 383

mos sávos barázdahantok. Tovább erősödő lejtés és füves növényzet esetén a lejtőre merőleges füzéres talajok (girlandok) formálódnak. A konvekciós modell egyúttal a kevésbé gyakori kőzsákok szintén sokat vitatott kialakulását is magyarázza. Ezeket a kősokszögháló mélyedéseinek ellenpárjaként értelmezi. Kitöltőanyaguk szerint megkülönböztetünk kő-, kavics-, vályog-, homok-, vályogoshomok és a különleges kovárványsávos homokzsákot. Ez utóbbiak Somogy­ bán és Zalában a legjellegzetesebbek (Marosi S.-Szilárd J. 1957). A zsákok mélysége általában 1-1,5 m.

A fagyhalmok és a jégdombok Fagyhalmok néven foglaljuk össze a felfagyással keletkezett, mindössze néhány deciméter magas, rövidebb életű kiemelkedéseket, melyek csak a fagyváltozékony rétegben alakulnak ki, mélyebb szintet nem érintenek. Ritkán nőnek 1 m magasra, mégis különleges, feltűnő formák, ezért rendszerint az osztályozatlan fagymintás talajok közé sorolják (Washburn, A. L. 1970). Nincsen többéves talajjég-, de még fagyott talajmagjuk sem. Legismertebb a tufur, izlandi helyi megnevezés, amelyet azonban a szakirodalom átvett. Magyarul legtalálóbban, formája szerint fagypúpnak, anyagát is figyelembe véve zsombékpúpnak vagy zsombékhantnak mondhatjuk. Zárt gyeptakaróval és gyeptőzeggel borított egyveretűbb víztartó, elsősorban egynemű, finom pelites anyag­ ban alakul ki (228.1. ábra A). Ha ez legalább 30 cm vastag, akkor különösen szépen fejlettek, szabályos rendben sorakoznak egymás mellett. Hideg, nedves - főleg tengeri hatás alatt álló - sík vagy enyhén lejtő (<5°) sarkvidéki területeken jellemző. Az erdőhatáron túl csoportosan fordul elő. Formájuk szerint megkülönböztetünk lapos hátú, pajzs és sánc alakú tufurokat (228. I. ábra A). Keletkezésük kiváltó oka a talajfagy egyenlőtlen benyomulási sebessége, ami elsősorban a változó vastagságú gyeptakaró különböző mértékű hőszigetelő hatásának következménye. Egyszerűen a gyeptakaró eltérő mértékű felfagyása alakítja ki, lényegében közvetlen környezete gyeptakarójának csomósodása. Maga a halmok fejlődése, növekedése, de a növényta­ karó csenevészesedése, visszafejlődése vagy éppen túlburjánzása, újabban pedig egyre inkább az emberi tevékenység is, a fagypúpok gyors pusztulásához vezethet. 228. ábra: Fagyhalmok és jégdombok (Szerk. Székely A.) I. tufur, palsa és pingó. A = tufur 1. iszap és 2. finom löszszerű víztároló üledék, télen fagyott, 3. tőzeg, zárt fedőréteg, 4. felfagyott törmelék, 5. a fagybehatolás iránya ősszel. - Formája szerint: a = lapos hátú; b = pajzs, c = sánc alakú tufurok - B = palsa. 1. tőzeg, 2. állandóan fagyott tőzeg, 3. jég és állandóan fagyott tőzegrétegek váltakozása, 4. fagyott iszap jéglencsékkel, 5. moréna, 6. fekükőzet, 7. tőzegláp. 8. vízutánpótlás. - C = pingó, 1. moréna, 2. kiemelt moréna, 3. lápi iszap, 4. feltöltött tó. 5. állandófagy, 6. fagyváltozékony réteg, 7. túlhűtött víz felpréselése. II. A pingó fejlődése jakutiai példák alapján. A = fejlődő pingó, B = pusztuló pingó, C = bero­ gyott pingó, D = pingómaradvány, 1. takaróréteg, 2. fedőréteg, 3. feltöltött tómedence, 4. állandóan fagyott föld, 5. szálkőzet 384

385

Az ezektől eltérő formájú fagyhalmok tulajdonképpen a tufur helyi változatai, főleg a domborzat és anyaga, az éghajlat és a növényzet, valamint a magasság szerint módosulnak. Ezek szerint kissé megváltozik a formájuk, illetve méretük is. A külön­ böző szerzők ezeket a változatokat különféle néven tárgyalják (pl. a foltostundra stb.) Az évszakos tőzeghalmokról már a rájegesedéssel kapcsolatban megemlékeztünk. A nagyobb és tartósabb tözeghalmok a szibériai tundrák legelterjedtebb képződmé­ nyei. Orosz nevüket (bugri torfjányje) - amely csupán tőzeghalmot jelent - a nemzet­ közi irodalom is átvette, de egyszerűen csak bugor, vagyis halom formájában. így szűkebb körben nemzetközi szakszóvá vált. Általában 3-7 m magas kerek halmok. Központi részük olykor vályogból és homokból áll. Magjuk nyáron is fagyott. A tőzeg gyors növekedésének eredményeképpen alakulnak ki. Nagy részük tőzeg, így minden ilyen bugor egyúttal hasznos tőzegtelep is. Lejtőiket nemsokára repedések darabolják fel. Ha ezek elérik a fagyott magot, akkor a következő nyáron felenged­ nek, és belsejük berogyik. így élettartamuk mindössze néhány évtizedtől sok évszáza­ dig terjed. Rendszerint nagyobb csoportokat képeznek: ez a bugor-tundra. A rájegesedés helyenként - miként láttuk - megreked a felső tőzeges talaj alatt, s felboltozza azt. Elvétve ezekre is használják a bugor nevet, hiszen ezáltal is 0,5-2 m-es tőzeghalmok keletkeznek - jóllehet csak kisebbek -, de már injekciós jégmaggal. A jégmagvú tőzegdombok nagyobbak, magasabbak az előbbiekben ismertetett halmoknál. Felépítésüket tekintve is egészen mások. Jégmagvuk van, több méter vastag tőzegbe ágyazva. Idetartoznak a különböző nagyságú és felépítésű, különféle néven emlegetett palsák (helyi lapp elnevezés). 0,5-10 m - a kifejlettek többnyire 2-5 m - magas, kerekded alaprajzú, 2-50 m átmérőjű dombok, melyek fagydinamikai folyamatok hatására keletkeznek. Kontinentális jellegű - hideg telű, meleg nyanl szárazabb - tundrák és erdős tundrák rossz lefolyású síkságainak sekély lápjaiból ahol bőségesen adott a víz - határozott lejtőkkel, feltűnően emelkednek ki. Ezért svéd kutatók már 1910-ben felfigyeltek ezekre a különleges dombokra. Általában csopor­ tosanjelennek meg. Ilyenkor több száz négyzetmétert borítanak. Magjuk néha kisebb - gyakran több - jéglencse, melyek átmérője pár centimétertől néhány deciméterig terjed, máskor pedig többnyire hasonló méretű jéglemezek, ritkábban 1-2 m-ig vastagodó jégrétegek. Ezeket szerves vagy szervetlen anyagú rétegek választják el egymástól és fedik be vastagon. így nyerik el sajátos formájukat (228. I. ábra B . Felszíni vizekből - elsősorban a dombot övező ingoványból, lápból - oldalról táplál­ koznak. Ezért csak rossz vagy legalábbis gyönge lefolyású síkságokon alakulnak ki. ahol ehhez megfelelő lápok képződnek. Belsejük felépítése szerint megkülönbözte­ tünk szerves és szervetlen (ásványi) magvú palsákat. Kialakulásukhoz a jó víztartó szervetlen anyag kedvező, ezután azonban a tőzegtakaró védi a magot a külső hatásoktól. Nyáron a száraz tőzeg a melegtől elszigeteli, tehát nem olvad. Télen viszont a nedves tőzeg a hideget jól közvetíti, ami elősegíti a jégmagok képződéséi, illetve növekedését. A palsalápok és maguk a palsák a szaggatott és a szórványos örökfagy formái, de elvétve az összefüggő örökfagy övében is előfordulnak, ezek azonban jóval idősebbek. 386

Minél vékonyabb a hótakaró és minél rövidebb ideig védi a felszínt, annál jobban, gyorsabban fejlődnek. Erre a legmeggyőzőbb bizonyíték, hogy pl. Észak-Finnországban kísérleti parcellákon 3 télen egyszerűen csak elsöpörték a havat, s 3 év múlva (1979-ben) már apró palsák dudorodtak ki a felszínből 30 cm magasra (Seppálá, M. 1982). Ez a sarki szelek jelentős szerepét is bizonyítja. Ahonnan ugyanis elfújják a havat, elsősorban ott keletkezik palsa. Sok palsa tőzegtakarójának a korát is meghatározták 14C módszerrel. Ezek szerint a legidősebbek 2-3 ezer évesek. Többségük a XI. és XVII. század között alakult ki, néhány legfiatalabb pedig csupán az utolsó száz évben. Az összefüggő örökfagy területén - a kanadai arktikus szigeteken - azonban találtak 10-24 ezer éveseket is! Egyúttal azt is kimutatták, hogy a palsák nagyon rövid idő alatt kialakulnak és fejlődnek, majd éppen a gyors növekedés következtében viszonylag hamar el is pusztulnak. Ez védő tőzegtakarójuk megsérülésével, megrepedésével kezdődik. Ekkor a nyári meleg levegő beszivárog. Ennek hatására fokozatosan, gyakran lépcsőzetesen beomlanak, egyre alacsonyabbak és laposabbak lesznek. A belsejükben így létrejött kerekded mélyedést nyaranta víz tölti ki. Ez a lapos és ezért rövid életű maradványfor­ ma a sekély palsató. A gyorsan fejlődő növényzet hamarosan benövi, s így teljesen eltűnik a lápban. Az egykori palsából tehát igen ritka a maradvány, általában nem fosszilizálódik, pedig értékes felvilágosítást nyújthatna az örökfagy jellegéről. A jégdombok : nagyobbak, magasabbak és tartósabb képződmények, mint a palsák. Egyetlen, de sokkal nagyobb jégmagvuk (ez a pingójég) az előzőekkel ellentétben alulról, az állandófagy felől táplálkozik, a felpréselt túlhűtött vízből alakul ki. Ezért eredetét tekintve - nemzetközileg használt elnevezéssel - injekciós jég, szabatosan: felpréselt vízből keletkezett jég. A szerves (tőzeges) eredetű rétegnek nincs akkora szerepe, mint a palsa esetében, s mennyiségileg is sokkal kevesebb, csak a felső fedőréteg. Ezért a jégdomb elnevezés nagyon kifejező, hiszen masszív magja, belseje valóban nagyrészt jégből és az azt közvetlenül védő, tartósan fagyott 1-10 m vastag szervetlen anyagtakaróból áll, amelybe a jég benyomult (228. C ábra). A felső tőzeges fedőréteg helyzete és aránya a domb tömegéhez viszonyítva hasonló, mint közönséges dombjainkon a talaj és a domb anyaga között. Ezek a dombok a pingók. A Mackenzie-deltán élő eszkimók nyelvén kis dombot jelent (Washburn, A. L. 1973); s ezt a fogalmat a nemzetközi szakirodalom is átvette. Az orosz szakirodalom lényegében azonos értelemben a bulgunnyák megnevezést használja (helyi jakut neve), bár ezek többnyire nagyobbak (40-70 m magasak is lehetnek). Magasságuk 5-70 m, átmérőjük 20 és 300 m között váltakozik (French, Η. M. 1976). Többségük 6-8 m magas, átmérőjük pedig 20-30 m. Kivételes szélsőség­ ként az irodalomban 100 m-es magasságra, az átmérőre pár métertől 1200 m-ig találunk adatokat (Jahn, A. 1975). Határozott kupolaformában emelkednek ki sík környezetükből. Alaprajzuk kerek vagy kerekded, oldalaik helyenként 35 fokkal is lejtenek. így a legnagyobb, a legfeltűnőbb és legjellegzetesebb dombok az állandófagy területén. 387

Ezeken kívül hasonló eredetű, de eltérő formájú hosszúkás jégdombokat is leírtak. Ezeket az eltérő formákat pingószerű dombok néven foglalják össze. Eredetüket tekintve két típusukat ismerjük, aszerint, hogy milyen a hidrológiai rend­ szerük, vagyis honnan származik a víz, amelyből a pingójég kialakult (229. ábra): 1. A zárt rendszerű pingó zárt hidrológiai rendszerben működik az állandófagyon belül. Azaz zárt talikból keletkezik, amikor az ezt fenntartó tó megszűnik, s ezáltal melegítő hatása véget ér. Ezért az állandófagy viszonylag gyorsan előrenyomul (1-2 m/év). A talik minden oldalról folyamatosan szűkül addig, míg teljesen be nem fagy. Közben a kriosztatikai nyomás egyre erősödik, mindaddig, míg a beszorított hideg vagy túlhűtött víz a nagy nyomás alatt a leggyöngébb ellenállás irányába, felfelé nem préselődik. így nagyrészt injekciós eredetű tiszta jégtest keletkezik, kisebb részben lemezjég. Mindez bekövetkezhet külső hatásra is, ha az éghajlat hidegebbre fordul. Kialakulásához különösen kedveznek a deltavidékek, ahol sok a lapos fenekű tó és bőséges a víz. Nagyon jellemzőek a Mackenzie deltavidékén, itt ismerték fel ezt a változatot, ezért Mackenzie típusú pingónak is nevezik. 2. A nyílt rendszerű pingó nyílt hidrológiai rendszerben, nyílt talikból alakul ki. Az állandófagy olvadt szigeteiben a felszíni víz benyomul az állandófagyba vagy alá, a nagy hidrosztatikai nyomás alatt felpréselődik, s így alakul ki a jégtest. Az újabb kutatások szerint a felpréselést nem annyira a hidrosztatikai, mint inkább a kriosztati­ kai nyomás váltja ki. A kanadai arktikus szigeteken végzett legújabb kutatások szerint a nyílt rendszerű pingók kialakulásához a völgyoldalak s általában azok a lejtők kedvezőbbek, amelyeknek felsőbb szakaszán a felszíni víz beszivároghat a vízvezető rétegekbe vagy repedésekbe, minthogy nem zárja el útját az állandófagy, legalsó szakaszán pedig feltörhet, és a felső réteg alatt kialakítja a jégtestet. Megfigyel­ ték, hogy ez többnyire a délre-délkeletre néző lejtőkön következik be (French, Η. M. 1976). Ennek nyilván az az oka, hogy a délies kitettségű lejtőkön hamarább és erősebben olvad, s így könnyebben több víz szivároghat be. A pingók keletkezésének lényege tehát mindkét esetben az, hogy a különböző okból és módon felpréselt vízből kialakult jégtest benyomul vastagabb fagyott szervetlen anyag takarójába, melyet vékony szerves fedőanyag borít, s közben ezeket felbol­ tozza. A pingók pusztulását legtöbbször éppen gyors fejlődésük okozza. Jégmagjuk gyors növekedése miatt ugyanis takaró- és fedőrétegük felszakadozik, ezért a jég elolvad, és fokozatosan berogynak (228. II. ábra). így a pingó kúpján kerekded, tál alakú mélyedés keletkezik, melyben a vízzáró fagyott föld fölött az olvadékvíz gyakran tóvá duzzad. Ez a pingótó. Ennek melegítő hatása meggyorsítja a jégmag olvadását. Formája apró csúcskrátertóra emlékeztet. Ahogy a pingójég olvad, a domb is úgy alacsonyodik, központja egyre mélyül, s a kúp helyén hamarosan zárt mélyedés lesz, benne pedig általában pingótó. E mélyedés feltöltődése után újra kezdődik a pingó növekedése, egész fejlődésfolyamata, ha ehhez az éghajlati feltételek továbbra is megvannak. A pingók elsatnyulása azonban külső hatásra is bekövetkezhet, ha az éghajlati viszonyok (többnyire ha kissé melegebb lesz) vagy a lepusztulásfolyamatok 388

vagy mindkettő kissé változik. Az éghajlat kisebb melegedése is az állandófagy visszahúzódásához, ez pedig a pingók általános sorvadásához vezet. A pingó teljes elsorvadása nyomán kb. 1 m magas, gyűrű alakú töltés marad vissza. Az egykori pingónak ez az utolsó maradványa már csak nagyon lassan pusztul, s alapot nyújt a pingók és méreteik, valamint az összefüggő örökfagy egykori kiterjedé­ sének rekonstruálására. A pingók tehát nemcsak mint az örökfagy különleges formái jellegzetesek, hanem ősföldrajzi szempontból is jelentősek.

31. táblázat A pingók két genetikai típusának összehasonlítása PINGÓ zárt rendszerű M ackenzie-típusú vastag, folytonos állandófagyréteghez kötött, amely kapcso­ lódik az állandófagy talikjához

alapfeltétel

nyílt rendszerű grönlandi típusú vékony, szaggatott állandófagyhoz kötött, amelynek felolvadt szigetein felemelkedhet az állandófagy alatti víz

— 6 °C alatt

évi kh.

— 1 °C és — 6 °C között

kerek-kerekded

alaprajza

kerekded-hosszúkás

sűrűség

többnyire kisebb csoportokban: 2-3/km2

sík felszínen egykori tómeden­ cékben vagy folyók völgytalpán

a megjelenés he­ lye

lejtők és völgyoldalak enyhe lejtésű alsó sza­ kaszán, ill. az állandófagy alatti vizek kilépé­ sénél

független a kitettségtől

kitettség

főleg délre-délkeletre néző lejtőkön

az összefüggőre

az állandófagy melyik övezetére jellemző

a szaggatottra

magánosán:

20-30/km2

Az örökfagy olvadásformái A beomlott pingónál sokkal nagyobb és jelentősebb mélyedés (negatív forma) az álász (helyi jakut elnevezés). Lapos fenekű, többnyire enyhe lejtőjű katlan. Alaprajza hosszúkás vagy kerekded, területe több ezer négyzetmétertől néhány ezer négyzetkilo­ méterig terjed, mélysége néhány méter és 20 m között változik. Rendszerint csoporto­ san jelennek meg egy-egy sávban, ezek könnyen összeolvadnak. így jönnek létre a hosszan elnyúló álászvölgyek. A legnagyobb, Balaton-hosszúságú Jakutiában van. Helyüket rendszerint szerkezeti vagy domborzati vonalak, illetve felszín alatti (talik) és

229. ábra: A jellegzetes periglaciális formatársulások általánosított tömbszelvénye. A = az Északi-sarkvidéken (Karte, J. - 1979 - alapján). 1. tenger, 2. fagyváltozékony réteg, 3. laza üledék, 4. szilárd kőzet, 5. jégéksokszögek, 6. epigenetikus jégékek, 7. szingenetikus jégékek, 8. jégék-makropoligonok, 9. fagyékek, 10. jégékpoligonok, 11. tufurok, 12. krioturbációs formák, 13. nem osztályozott törmelékes iszapgyűrű, 14. nagyméretű szerkezeti talaj, 15. kisméretű szerkezeti talaj, 16. kőhantsávok, 17. kötetlen-, 18. féligkötött-, 19. kötött talajfolyásformák, 20. földfolyások, 21. osztályozott törmeléknyelv, 22. féligkötött földfolyások, 23. kötött földfolyások, 24. szélorientált tavak, 25. palsalápok, 26. szalagos lápok, 27. fejlődő pingó, 28. pusztuló pingó kráterral, 29. pingómaradvány tóval, 30. fagyos lemosásformák, 31. deflációs formák. Λ álász, Áv. álás/völgy, a sarkvidéki, b .sarkvidéki intenzív törmelék képződési öv, c = sarkvidéki tundra periglaciális öv, d = az állandófagy határa, e - boreális, f - szubpoláris óceáni periglaciális terület, g - erdőhatár, h - tűlevelű erdő, j - szubpoláris periglaciális öv.

B = A boreális periglaciális övben (Karte, J. - 1979 - alapján). (A jelmagyarázat megegyezik az előzőével.)

felszíni (folyók, a szomszédos álaszok lefolyásai) vizek, többnyire vízfolyások jelezték előre. Gyakran a vízlevezetésben is részt vesznek. Az álászok alját rétek borítják, ezért az állatokat ide hajtják „természetes karámok­ ba”. így a településeket közelükbe vonzották, ez a magyar állás szó megfelelője. Nyáron vizenyős zöld foltok, rétek szigetei a tajga rengetegében. Legmélyebb részüket tó, az idősebbeket pingó vagy már több pingó dombja élénkíti. Kialakulásuk nyilvánvalóan az egy­ kor alattuk elhelyezkedő jégtömegek ol­ vadásának a következménye. Keletke­ zésüket lényegében így magyarázták korábban is, csak leegyszerűsítve; kisebb-nagyobb jégtestek, jéglencsék elol­ vadására gondoltak. A legújabb kutatá­ sok szerint (Czudek, T. és Demek, J. 1973) azonban kiformálódásuk az alat­ tuk lévő jégékhálózat kiolvadásával kezdődik (230. ábra I.). Mihelyt a nyári felengedés mélysége eléri a jégékek tete­ jét, megindul olvadásuk, s felettük egyre jobban behorpad a felszín. Ezekben a mélyedésekben gyakran sekély tó duz­ zad fel, közöttük pedig pogácsa alakú kopáros halmok (bajdzsarahok) emel­ kednek mind magasabbra. Ez az álász­ képződés kezdeti állapota (230. ábra II.). A mélyedésekben keletkezett tó vi­ zének melegítő hatására, alatta talik képződik, amely szinte önműködően el­ indítja az álász fejlődését. A tó vize kör­ nyezetét melegíti, felülete egyre na­ gyobb lesz, s ennek megfelelően szélese­ dik az alattuk lévő talik is. Az álász peremein a melegebb nyári esők, záporok, főleg pedig a talajfolyá­ sok és csuszamlások hatására, valamint az olvadásos páholyképződés révén a lejtők hátrálnak. így az álász évről évre 230. ábra: Az álászképződés folyamata (Czu- nagyobb lesz. dek, T.-Demek, J. - 1973 - szerint): 1. szingeA pingókhoz hasonlóan az álászok netikus jégék, 2. vörösfenyő (Larix dahurica) és pusztulását is gyorsuló növekedésük gyep, 3. víz, 4. csuszamlások, 5. álászüledékek, idézi elő, csak egészen más módon. Tá­ 6. epigenetikus jégékek, 7. pingó, 8. az állandó­ fagy felső határa. B = bajdzsarah, D = dujoda gulásuk és főleg összeolvadásuk követ392

keztében egyre kisebb részüket borítja víz (230. ábra. III. b), s ennek megfelelően terjeszkedik az állandófagy a talik rovására. Ez az álász elöregedésének temészetes módja. A kívülről jövő változások azonban meggyorsíthatják pusztulásukat. Az állandófagy terjeszkedésének feltűnő felszíni megnyilvánulása, hogy az idősebb álászokban megjelennek a zárt rendszerű pingók, s ez már pusztulásuk jele (230. ábra, IV. a). Később azonban a pingó berogyásával és a pingótó kialakulásával az egész fejlődés újrakezdődhet a korai, a tóképződési állapottól (230. ábra, IV. b). Vagyis az álász és az állandófagy fejlődése bizonyos ciklusos, ill. ritmusos vonásokat mutat. így az álászokat fejlődésük különböző állapotában találjuk, elsősorban koruk függvényé­ ben, többször egymás közelében is. Az álászok leggyakoribbak a tajga és a tundra átmeneti sávjában - az erdős tundra övében. A nagy folyamok teraszain és a vizenyős alföldeken a felszínnek a felét, helyenként kétharmadát is elfoglalják, az Északkelet-szibériai-alföldön pedig 50-70%-át is. Helyenként bizonyítható, hogy a jelenkori álászképződés a holocén klímaoptimum melegebb éghajlatán indult meg, de ezt egyre jobban elősegítette a fokozódó emberi beavatkozás is. Ezek hatására az állandófagy egyre nagyobb terüle­ ten visszahúzódóban van. A fokozatosan nagyobbodó, táguló, mélyülő és összeolvadó álászok végül is felületileg alacsonyítják s egyúttal egyengetik is a felszínt. Az álászok leggyakoribbak a tajga és a tundra átmeneti sávjában, az erdős tundra sós tavak. Vizenyős alföldeken, különösen parti síkságokon jellemzőek a hosszúkás, elnyúlt alakú, egy vonalban sorakozó irányított tavak. Az Észak-alaszkai parti síksá­ gon a legfeltűnőbbek. Itt az uralkodó szél irányában helyezkednek el, másutt pedig szerkezeti vonalon.

Az állandófagy visszahúzódása (permafrost degradáció) Két fajtája ismeretes: függőleges és vízszintes visszahúzódása. Idetartozik az olvasz­ tó erózió és abrázió. Ezt újabban egyesek depergelációnak (az állandófagy lebontása), a depergelációs folyamatokkal kialakított formákat pedig depergelációs formáknak nevezik. 1. Az állandófagy függőleges - felülről lefelé tartó - visszahúzódása az előbbiekben megismert olvadásos mélyedések (pingótó, álász stb.) kialakulását, fejlődését, majd az olvadással egyengetést, a felszín alacsonyodását eredményezi. Közben környeze­ tükben az állandófagy is ennek megfelelően fogy, alacsonyodik, a fagyváltozékony réteg pedig vastagszik. Ezt a folyamatot újabban termoplanációnak (Czudek, T. és Demek, J. 1973) - magyarul olvadással egyengetés - nevezik. Az állandófagy visszahúzódása során kialakított formaegyüttest a nemzetközi szakirodalom - a bemélyedő (negatív) formák bizonyos hasonlósága alapján -

393

leggyakrabban termokarszt néven foglalja össze. A beomlott pingó pl. a töbörre, a pingótó még jobban a töbörtóra, az álász a poljéra emlékeztet (229. B ábra). Eredetük viszont mégis egészen más. A karsztformák oldással keletkeznek, ezek pedig olvadás­ sal. Ezért az olvadásos formákra nem szabad a karszt nevezéktant használnunk, ugyanis megtévesztő és zavart okozhat, másrészt az örökfagy területén a hőkarszt elnevezés furcsán hangzik, téves képzetet kelthet. Ezt elkerülendő fagykarsztnak neveztük (Székely A. 1978). De ez sem egészen helyes, legföljebb a kiemelkedésekre alkalmazható, a mélyedések ugyanis éppen ellenkezőleg, olvadással alakulnak ki. Ezért ezeket egyszerűen olvadásformáknak (a magaslatokat fagyformáknak) mond­ hatjuk. 2. A vízszintes irányú hátrálás: olvasztó erózióval és abrázióval történhet. A víz melegítő vagyis olvasztó hatása mindkét esetben sokkal fontosabb, mint mechanikai romboló munkája, bár ez utóbbi is lényeges. A tengerek és tavak, valamint a folyók

231. ábra: A víz olvasztó hatása. A = Olvasztó hullámmarással (termoabrázióval) alakított formák (Grigorjev, N. F. - 1966 - szerint). 1. fagyott agyag, 2. fagyott homok, 3. leomlott agyag, 4. kavics, 5. jégékek a repedésekben, 6. fagyott tőzeg, 7. fagyék, tsz = a tenger szintje B = Folyóvízi olvasztó erózióval kialakított formák (a Közép-jakutiai-alföldön; Czudek, T.-De­ mek, J. - 1973 - szerint): a = mélyítő erózióval, b = oldalozó erózióval. 1. talaj, 2. homokos agyag, 3. jégékek a repedésekben, 4. az állandóan fagyott föld felső határa, 5. a folyóvíz szintje, 6. moha és gyep, 7. agyag, 8. fellazított agyag. (A fokok vízszintesen a felszín, függőlegesen az oldalfalak lejtését jelölik.) 394

fagyott partfalaiból a mindig melegebb víz a jeget kiólvasztja, sokkal gyorsabban, mint erre a levegő lassan emelkedő hőmérséklete képes. Ezzel üregeket, bemélyedése­ ket formál, köztük pedig kiemelkedések keletkeznek, azokhoz hasonlóak, amelyeket máshol a víz mechanikai erejével mos ki. Ezek azonban nagyon rövid életűek, minthogy a part az olvadási időszakban gyorsabban hátrál, és ez a folyamat nemsoká­ ra el is pusztítja őket. Az átformálás hatékonysága a víz és az állandóan fagyott föld hőmérsékletétől, a falak talajjégtartalmától, a fagyott föld anyagától és az olvadás időtartamától függ. Ezek a formák az Északi-Jeges-tenger partján, illetve az oda tartó nagyobb folyók menti alámosásokban a legszebbek, legjellegzetesebbek. A tenger vagy a tavak, illetve a folyók fagyos, jeges meredek partfalán a jég kiolvadásával bajdzsarah (helyi jakut elnevezés) keletkezhet (230. és 231. A, B ábra). Az abráziós és eróziós falakat a jég kiolvadása után mélyedések darabolják fel (231. ábra). így pogácsa alakú dombok sora, sőt gyakran tornyok formálódnak. Magassá­ guk egytől sok méterig, átmérőjük pedig 3 m-től néhány tíz méterig változik. Az olvasztó hullámmarás (termoabrázió-hőabrázió; 231. A ábra) természetesen annál hatékonyabb, minél gyakoribbak és erősebbek a szelek, s így a romboló hullámok is (mértek már 40 m/év, sőt kivételesen 100 m/éves parthátrálást is). (Czudek, T.-Demek, J. 1973.) A folyóvízi olvasztó erózió (termoerózió-hőerózió; 231. B ábra) a tavaszi és a nyári ma­ gasvíz idején a legerősebb, amikor a víz nemcsak a legmagasabbra ér fel, hanem egyúttal a legnagyobb felületet is borítja. Mindenkori szintjében a partfalakból kisebb-nagyobb fülkéket olvaszt és mos ki. Ezek magassága 1-1,5 m-t, mélysége 8-10 m-t, hossza pedig néhány száz m-t is elérhet. Az alámosott falakból kisebb-nagyobb tömbök omlanak, olykor csúsznak le, s a folyók ezek anyagát hamarosan el is szállítják. így a partfalak gyorsan hátrálnak. Ezért az állandófagy területére a tekintélyes szélességű tágas, nagy völgyek jellemzőek. Erre legjobb példák a szibériai nagy folyók. A hőeró­ zió két formában jelenik meg: oldalozó és mélyítő erózióként. Többnyire mindkettő érvényesül, de nagyon eltérő mértékben. Ehhez járul még a folyóvíz jelentős mechani­ kai eróziója is az olvadási szakaszban. Az oldalozó olvadásos erózió általában számottevően erősebb és általánosabb, min­ den vízfolyásra jellemző. A mélyítő (vonalas) olvasztó erózió elsősorban a jégékeken tud jól érvényesülni. Ezt tükrözi a vizmosáshálózat s annak gyakori derékszögű megtörése és cikcakkos alap­ rajza, minthogy a jégéksokszögeket követik. Ezért a vízmosások kezdeti állapotukban - amíg csupán a jégéket olvasztják - sokkal gyorsabban fejlődnek, és több van belőlük, mint másutt. V alakú keresztmetszetük is a jégék formáját utánozza. Az emberi tevékenység (erdőirtás, útépítés stb.) következtében a hőegyensúly megbomlá­ sa miatt az utóbbi évtizedekben nagyon megszaporodtak. Mindezt legjobban Szibé­ riában figyelhetjük meg. Gyakoriak a hőalagosodás- (termoszuffóziós) formák, amelyek a talajjég elolvadá­ sának következményeként keletkeznek. Ha az olvadékvíz a finom anyagot kimossa, akkor az egykori üregeket, ill. a jégékek repedéseit eltérő hosszúságú és szélességű alagutak, barlangok kötik össze. Ezek hamarosan fel is szakadhatnak.

A felszínközeli periglaciális folyamatok Az alábbiakban azokat a folyamatokat mutatjuk be, amelyek közvetlenül a felszín­ hez kapcsolódnak. Rendszerint néhány deciméterre a felszín alatt, illetve közvetlenül a felszín fölött játszódnak le. Nagyon lassú folyamatok, de felületileg hatnak egy időben óriási területeken. Gyakran sok magyarországnyi, sőt szubkontinensnyi, oly­ kor kontinensnyi térszíneket formálnak. És mindezt szinte rejtve, nem látványosan, ezért kevésbé ismertek. Tudományos megismerésük is csak a jelen században kezdő­ dött, és még napjainkban is tart. Az egyik leggyakoribb és ezért az egyik legfontosabb közülük a fagy emelő hatása, röviden faggyal emelkedés, amely sokféleképpen és helyen működik. A kövek, kavi­ csok jobban vezetik a hőt, mint az őket körülvevő finom anyag, ezért alattuk - a gyorsabb lehűlés miatt - kis jéglencse vagy -lemez keletkezik. Minél nagyobb a kő kiterjedése, annál több jég képződik, s mivel a víz megfagyása 9%-os térfogat-növeke­ déssel jár, annál magasabbra emeli a követ. Ez függ a környező anyagtól, azaz a laza üledékek vízgazdálkodási tulajdonságaitól is. A különböző szemcsenagyságú üledé­ kek (homok, iszap, agyag és ezek keverékei) pórustérfogata, ennek megfelelően vízbefogadó, víztároló, ill. vízvezető képessége eltérő. Ezért az emelő hatás mértéke végső soron a laza talaj fagyásakor fellépő különböző mérvű térfogat-növekedéshez igazodik. Olvadáskor viszont a fölemelt kő alatti hézagba finomabb anyag nyomul be oldalról, s ez megakadályozza, hogy a kő korábbi helyére visszasüllyedhessen. Mindezt kísérletekkel is igazolták (Washburn, A. L. 1979). E folyamat folytonos ismétlődésével a durvább anyag - kő, kavics - fokozatosan a felszínre tolódik, s így valóságos törmelékmező keletkezik. A nemzetközi szakirodalom steinpflasternek ne­ vezi.

Feltűnően kopár, több száz négyzetméteres foltokat gyakran cseréptöredékre emlékeztető, durva, lapos kőtörmelék borít, mintha valami kikövezett tér volna. Ezért pflasterbodennek nevezik (Troll, C. 1944, Washburn, A. L. 1973), magyarul legszemléletesebben kőcserépmezőnek mondhatjuk. A vastagabb mezők évszakos hófoltokhoz kötöttek. így kialakulásukat általában hónyomással magyarázzák (Schunke, E. 1975). Védett helyzetben ugyanis a vasta­ gabb hótakaró a lassú olvadás következtében egyre sűrűsödik, jegesedik (firnesedik), így egyre súlyosabb lesz. Ezért mind nagyobb nyomást gyakorol az alatta fekvő finomabb anyagra, amelyből a beléágyazott kődarabok a faggyal fokozatosan felpréselődnek (232. ábra).

A steinpflaster és a pflasterboden fogalmát a szakirodalom nem egységesen használ­ ja, ill. a kettő gyakran átfedésben van. Genetikai alapon egyértelműbbnek tartjuk a felfagyott törmelékmező (a valódi steinpflaster) és a hónyomásos kőcserépmező (az igazi pflasterboden) megkülönböztetését. Az előbbit a fagy-, az utóbbit pedig a hó-, ill. jégnyomás alakítja ki. Ezért leggyakrabban finom anyagban gazdag, lapos, nedves felszínen, elsősorban lejtők alsó sávjában és széles talpú völgyekben fordulnak elő. 397

A jég tűemelés: a jégkristályok a felszíni kövek, kavicsok alatt is gyorsabban növek­ szenek. Az így keletkező jégrostok vagy jégtűk lefelé nőnek, s ezzel egyrészt elősegítik a fagy mélyebbre hatolását, másrészt a felettük lévő köveket, ill. a finom talaj- és üledékrészecskéket, szemcséket is a felszínre merőlegesen megemelik. A jégtűk sok­ szor csak néhány milliméteresek, általában pár centiméteresek, a kövek alatt olykor 10-15 cm-re is megnőnek. Olvadáskor, minthogy a kövek eredeti helyükre már nem csúszhatnak vissza, előredőlnek, ezáltal a felemelt törmelék, ill. üledékszemcse a lejtőn néhány centimétert előrehalad, a súlyosabb kövek pedig a környező finom anyagba

232. ábra: A kőcserépmező (Pflasterboden) kialakulása (Szerk.: Székely A.) 1. felszín, 2. a hótakaró felszíne, 3. idős kristályos kőzet, 4. fiatal laza üledék, 5. lapos kőcserepek, 6. az előző eredeti helyzete, 7. felpréselődés iránya, 8. hó, 9. csonthó (firn), 10. hó, illetve a csonthó nyomása

233. ábra: A jégtűs talajfolyás (Washburn, A. L. nyomán): I. A = a törmelék eredeti helyzete. B = a jégtűvel emelés után, C = ide várnánk visszaesését, D = a retrográd komponens hatására ide esik le. II. szelvényben: 1. aprózódott dolomit, 2. gyeptakaró, 3. jégtűrétegek: a = a felső legidősebb, részben már széteső réteg, tetején törmelékdarabokkal, b = a középső fiatalabb réteg tiszta, átlátszó jégből, c = alsó legfiatalabb még növekvő jégtűréteg, az egyes jégtűnyalábok egymástól viszonylag még távolabb vannak, tetejükön megemelt talajrészecskékkel. 398

süllyednek (233. ábra). Ez minden fagyás-olvadás után ismétlődik, s így a sok százezer jégtű a finomabb anyagban enyhe lejtőkön is komoly tömeget képes nagyon lassan lefelé mozgatni. Ez már átvezet a geliszoliflukcióhoz, ezért jégtűs talajfolyásnak (szoliflukciónak) nevezik. Ez az egész folyamat néhány centiméter, legföljebb pár deciméter mélységig, tehát gyakorlatilag már a felszínen játszódik le. A geliszoliflukció: olvadáskor a fagyott aljzat fölött az olvadékvizek összegyülemlenek, s a felső felengedett réteget teljesen átitatják. Az így vízzel telített laza üledék képlékeny, esetleg folyékony állapotba kerül. Ez a képlékeny tömeg a fagyott aljzat fölött a lejtőn lassan lefelé csúszik, olykor folyik, gyakran kavaró mozgással. A szoliflukció megnevezést Andersson, I. G. használta először (1906), eredetileg a „vízzel telített laza tömegnek (masszának) lassú mozgása magasabbról alacsonyabb­ ra” értelemben. Periglaciális környezetre értette (a Falkland-szigeteken figyelte meg), de nem korlátozta erre a területre, csupán azt fejtette ki, hogy a feltételek ott optimáli­ sak. Azt azonban, hogy fagyhoz kötött, csak később Büdel, J. (1959) hangsúlyozta, s mindjárt ennek megfelelő neveket is javasolt: krioszolifiukció és geliszoliflukció. Mindkettő fagyos talajfolyást jelent, vagyis fagyott aljzaton végbemenő talajfolyás. Ez a megkülönböztetés azonban nagyon fontos. A szoliflukció ugyanis egyszerűen csak talajfolyást jelent. Ennek viszont sok - az éghajlatnak megfelelő - változatát ismerjük. Periglaciális körülmények között a fagyott aljzat miatt minden más talajfo­ lyástól alapvetően különbözik. A szoliflukció egyes változatai többféle éghajlati területen is jelentős felszínformálók. Nagyon jellemzőek az esőerdők övében, a mon­ szun- és mediterrán területeken stb., de mennyivel mások ezek! A fogalom tartalma kezdetben tágult, a legtöbb periglaciális pusztító folyamatot beleértették. Jelenleg azonban a fagyott lejtőn nagyon lassan lefelé haladó tömegmoz­ gások gyűjtőneve. Washburn (1967, 1973) rendszeres, részletes kutatásai alapján két lényeges alapmechanizmust különböztet meg: a fagyos talajkúszást (frost creep) és a tulajdonképpeni fagyos talajfolyást (gelifluction). Mindkettő motorja a fagyváltozé­ konyság. így a geliszoliflukció a felengedő réteg felső - mintegy 0,5 m vastag - sávjára korlátozódik, minthogy a téli fagy során a talajjégképződés ezt lazítja fel a legjobban. Az eddigi mérések szerint sebessége pár mm és 15 cm/év között változik (French, H. M. 1978). A mélység felé a talajmozgás csökken. A geliszoliflukció mértéke és jellege függ: - elsősorban az éghajlattól: fagypont alatti évi kh., folytonos téli fagy és szakaszos nyári meleg, a felolvadt réteg vízzel telítetten tartásához elegendő csapadék szükséges; - az anyagtól: szemcsenagyság, hézagtérfogat, durva és finom, valamint a pelites anyag mennyisége és aránya, vízáteresztő és víztartó képesség; - a domborzattól: a lejtő meredekségétől (> 1,7°, felső határa 25-30° közötti, ennél meredekebb lejtőkön már másfajta tömegmozgások jellemzőek), ezenkívül az átned­ vesedés és a növényzettel fedettség mértékétől. Másrészt lényeges a különbség a szakaszos és az alkalmi talajfolyás között (Büdel, J. 1959). A periodikus szoliflukció évente rendszeres a hóolvadás időszakában, 4-6°os lejtőkön általánosan elterjedt és gyorsabb, tehát nagyotjb távolságra szállítja az 399

anyagot. Az epizodikus viszont rendszertelen, csak ehhez kedvező időjárás esetén érvényesül. Ez a közepes földrajzi szélességek laposabb (<4°) agyagos lejtőin volt jellegzetes a pleisztocénban, s csak közelebbre szállított. A szállítási távolság, vagyis a mozgás sebessége elsősorban a talajnedvességtől és a lejtéstől függ. Az utóbbi szerint megkülönböztetünk: -szabad talajfolyást: lényegében kopár felszínen, törmeléktakarókon szabadon érvényesül; - félig kötöttet: mozgását a laza, hézagos növényzet hátráltatja, akadályozza; - kötött talajfolyást: mozgását a zárt növényzet megakadályozza, megköti. Számunkra most a felszínalaki megkülönböztetés a legfontosabb, elsősorban for­ májuk, anyaguk - annak összetétele, szemnagysága, osztályozottsága, rétegzettsége - és növényzettel fedettségük szerint: I. Egyenletes felszínű fagyos talajfolyások: kopár vagy gyér növényzetű enyhébb lejtőn fordulnak elő. Tagolatlan, nagyjából egyenletes, sőt gyakran viszonylag sima, máskor kissé hullámos, legfeljebb enyhén hepehupás felszínük lényegében nagyon lassú, egyenletes sebességű felületi mozgás következménye. Vagyis többnyire nemigen ütnek el környezetüktől, ezért szinte észrevétlenül simulnak bele a lejtőbe. Ez a legjellemzőbb vonásuk. Általában hiányoznak a kisformák, de annál jelentősebb domborzatformáló, völgyeket szélesítő és hátakat alacsonyító, vagyis elegyengető szerepük. Kialakulásukhoz kedvezőbb a hosszan tartó lassú, mint a hirtelen olvadás. Kétféle megjelenési formájuk: 1. Lamináris geliszoliflukció, magyarul lemezes fagyos talajfolyás: tavasszal, mikor még csak a felső néhány mm, később cm enged föl, a vízzel átitatott képlékeny anyag a még fagyott vízzáró rétegen nagyon lassan, felületileg mozog, csúszik lefelé. így vékony rétegben szinte lehámozódik a lejtő, a lábánál pedig feltöltődik. A feltárások­ ban mint egymásra rakódott vízszintes lemezek jelennek meg (234. ábra).

234. ábra: A peri glaciális domborzatátalakítás általánosított szelvénye harmadidőszaki üledé­ kekből álló dombságainkon (lemezes fagyos talajfolyással), a Nógrádi-medence példáján (Szé­ kely A. - 1983 - szerint) 1. harmadidőszaki tengeri üledékek, 2. preperiglaciális domborzat, 3. jelenlegi domborzat, 4. deráziós üledék a rétegek dőlésével

2. Amorf geliszoliflukció: az előbbinél vastagabb (több cm - pár dm) felengedett massza mozog lefelé, közben keveredve fajsúly szerint nagyjából rendeződik. Két különböző változata van: - A) Ha nagyrészt finomabb anyag keveredik durvábbal, akkor földfolyásnak mondják. Rétegesen, szőnyegszerűen csúszik lefelé, ezért kifejezőbb a szőnyeges talajfolyás megnevezés. Ez a keverék osztályozatlan, rétegzetlen, durvább anyaga alig kopott, vagyis helyi eredetű. - B) Lejtőtörmelék; ha túlnyomórészt durva kifagyott törmelék keveredik kevés finomabb lejtőhordalékkal. Turbolaminárisan mozog. II. Tagolt fagyos talajfolyás fon létre, ha a lejtő alján, ill. lábánál a lejtés csökkenése vagy a növényzeti fedettség növekedése fékezi a talajfolyás sebességét. Az előbbivel ellentétben határozott tereplépcsőként jelenik meg. Ezzel megszakítja az egyenletes lejtőt, felszíne is egyenetlen, kis formákkal tarkított, ezért feltűnő, környezetétől jól elválik. Eltérő mozgássebességük szerint - ami elsősorban anyaguktól és az átnedve­ sedés mértékétől függ - szintén két változatát ismerjük: - l . A lejtők enyhébb lejtésű alján nagyjából a szintvonalak mentén elnyúló talajfolyáspárkány. Előfordulnak ferde párkányok is, melyek a szintvonalakat keresztezik. - 2. A meredek felsőbb lejtőszakaszon pedig a lejtéssel párhuzamosan, íves alakban lenyúló talajfolyásnyelvek alakulnak ki. A kettő közötti különbséget az alábbi táblázatban foglaljuk össze: 32. táblázat

A tagolt fagyos talajfolyás két változata Talaj folyás párkány a lejtő alsó szakaszán, nagyjá­ ból a lejtésre merőlegesen

helyzete a lejtőn

nyelv a lejtő középső és felső szakaszán, nagyjából a lejtéssel párhuzamos

enyhe: 5°-15°

a lejtés mértéke

meredekebb: 10°-30°

néhány dm-től több méterig

hossza

egytől néhány méterig

néhány cm-től több méterig

homlokmagassága

néhány cm-től pár méterig

laza homokos

anyaga

nagyobb része pelites

csekély

talajfolyás hajlama

erős

Miként említettük, a lejtés növekedésével - 25°-nál meredekebb lejtőkön - a talajfo­ lyást egyre inkább más folyamatok váltják fel. így elsősorban a sokkal gyorsabb fagyos lemosás (gelipluvioniváció), amely a talajfolyáshoz hasonlóan a fagyott talaj fölött felületileg pusztítja a felszínt nagy területeken a gyorsabb hóolvadás (geliniváció), ill. a nagyobb - főleg nyár eleji - esők, záporok (gelipluviáció) alkalmával. Másutt - főleg növényzetétől és anyagától függően - a fagyott talaj fölött barázdák­ kal vagy sekély árkokkal vonulásán felszabdalja a lejtőt, ez a fagyos felbarázdálás, ill. 401

felárkolás. Ezekben a folyamatokban is jelentős szerepet játszik a a melegebb esővíz olvasztó hatása. Minél meredekebb a lejtő, annál ciós tömegmozgások: a fagyos csuszamlások, majd omlások lépnek rolt tömegmozgások hússzor is hatékonyabbak lehetnek, mint a övben.

hóié, főleg pedig inkább a gravitá­ előtérbe. A felso­ jelenlegi mérsékelt

A fagy okozta aprózódás A talaj folyáson kívül a fagy hatására történő aprózódás - röviden a faggyal aprózódás - a legfontosabb periglaciális felszínformáló folyamat. Ezt mutatja az is, hogy a periglaciális képződmények közül ezt ismerték föl először (Lózinski, W. 1909, 1912: periglaciális aprózódásfácies). Hasonló jelentőségű a formáló hatása szilárd kőzeteken, mint a talajfolyásé laza üledékeken. Vagyis itt a felszínformálás kétütemű motorja: a kőzetrésekbe hatoló víz jéggé fagyása. Ha ez sokszor ismétlődik, a megrepesztett kőzetek szétesnek. A szétfagyás oka tehát a fagyváltozékonyság, vagyis az irányító (aktív) tényező a víz jéggé fagyása, majd fölengedése. Ezért annál hatéko­ nyabb, minél gyakoribb a fagypont körüli hőmérséklet-ingadozás, azaz a fagyás és a fölengedés váltakozása (az ún. regeláció). Ebből következik, hogy ez a folyamat az átmeneti évszakokban érvényesül a legjobban. Az adottságok közül (passzív ténye­ zők) pedig a kőzetek szerkezete, szövete, pórustérfogata,' víztartalma, mindenekelőtt pedig repedéshálózatának jellege és sűrűsége, azonkívül a legfinomabb szemcséjű agyagásványok aránya meghatározó. így-elsősorban a; kőzetek függőleges (oszlopos elválás) és vízszintes (a padok vastagsága) tagoltsága a döntő. Ennek megfelelően a dolomit aprózódik a legkönnyebben, ezért a leggyorsabban és a legkisebb darabokra, de egyes gránitok is. Ezt követik az egyre lassabb aprózódási sebességgel mind nagyobb törmelékekké széteső lemezes (főleg palák, bazaltok, egyes fiatalabb mész­ kövek stb.), majd a vékonypados (andezitek és bazaltok, valamint mészkövek stb.). végül a vastagpados (idősebb mészkövek, riolitok, kovás andezitek és homokkövek stb.) kőzetek. Leglassabban és legkevésbé a rétegzetten, tömeges magmás kőzetek (diorit, gabbró, ill. riolit, dácit, fonolit stb.) aprózódnak. Ezek szerint természetes, hogy az aprózódás a dolomitfelszíneken hatol a legmélyebbre, középhegységeinkben egyes helyeken 8-10 m-ig is, a vastagpados kőzeten viszont csak 3-4 m-ig. így alakulnak ki mindenekelőtt a kőtengerek. Anyaguk durva, általában szögletes, különböző nagyságú, lényegében helyben maradt törmelék (periglaciális elúvium) a kőtömböktől az apró murváig, elsősorban a kőzettől függően. A nemzetközi szakiro­ dalom többnyire kőtengernek tekint minden a felszínt nagyjából összefüggően borító durva törmeléket, beleértve a lejtőn lefelé vándorlókat is. Helyesebb azonban csupán a csaknem helyben maradiakat így neveznünk, s a vándorló törmeléktől megkülön­ böztetnünk. A kőtenger a kifagyás hatására helyben is továbbaprózódik, ezért lassan növekszik az egyre kisebb törmelékdarabok aránya. így a fiatal kőtengerek - a kőzetminőségtől függően - nagyjából éles tömbökből állnak, minél idősebbek, annál jobban aprózó402

dottak. Az idősebb tömbök nagyrészt saját helyben aprózódott törmelékükbe ágya­ zódnak, s abból állnak ki. A kőtengerképződés geomorfológiai jelentősége sokkal nagyobb, mint korábban gondolták (Székely A. 1969.). Először is a legdurvábbtól a legfinomabb periglaciális üledékekig kiinduló forrása és elsődleges táplálója a periglaciális üledékek genetikai­ lag összefüggő gazdag sorozatának (235. ábra). Másodszor mint feltűnő morfológiai képződmény periglaciális külsőt kölcsönöz az általa borított felszíneknek, még a harmadidőszaki elegyengetett felszíneknek is. Ezt mi sem bizonyítja jobban, mint az, hogy - miként láttuk - ez hívta fel a figyelmet először a periglaciális képződményekre (Lózinski, W. 1909, 1912: periglaciális blokkfácies), sőt hazai középhegységeinkben is, s indította el ezek kutatását (Kerekes J. 1938, 1941). Harmadszor jelentősen befolyásolja a nagyformák fejlődését is. Ugyanis sík felszíneken nagyjából helyben maradnak, s ezzel védik, valósággal konzerválják az alattuk lévő felületet, minthogy a kőtengerképződés ritkán hatol 4-5 m-néí mélyebbre.

235. ábra: A periglaciális üledéksorozat (a Magyar-középhegység példáján, Székely A. 1969, 1972 alapján). A = alaprajzban, B = szelvényben. 1. A hegység szilárd szálkőzete, 2. periglaciális eluvium; helyben aprózódott durva törmelék, a kőtenger, 3. periglaciális deluvium; domború, meredekebb (15-30°-os) felső lejtőszakaszon gravitációval és jégtűs talajfolyással lefelé vándor­ ló, közben egyre kisebbre aprózódó és koptatottabb törmelék, a törmeléktakaró, 4. periglaciá­ lis kolluvium; a homorú, enyhébb, 5-20°-os alsó lejtőszakaszon fagyos talajfolyással és lemo­ sással mozgó, közben finomabb anyaggal keveredő osztályozatlan keveréktakaró, 5. enyhe lejtésű (5-10°-os) hegylábi félsíkon talaj folyással és leöblítéssel tovább vándorló egyre fino­ mabb lejtőüledék (apró törmelék, murva), 6. a hegység távolabbi előterében lemosott finom lejtőüledék (homokos murvacsíkokkal, homokkal stb.), 7. a mozgás iránya és hossza

403

Az általánosan elterjedt domború jellegű felszíneken viszont a kifagyott törmeléket a nehézségi erő és a geliszoliflukció lassan továbbszállítja. így egyre újabb kőtengerek képződhetnek, miközben az eredeti felszín jelentősen alacsonyodik. így keletkeznek a periglaciális folyamatokkal letarolt és módosított elegyengetett felszínek. Ha hasonló jellegű törmelék lejtőn fagy ki, akkor lassan lefelé vándorol, miközben élei lekopnak, és továbbaprózódik egyre kisebb darabokra. így keletkeznek a közepe­ sen meredek lejtőket (kb. 15-30°) felületileg beborító törmeléktakarók, ezeket főleg a nehézségi erő és a jégtűs talajfolyás mozgatja. Ha a táplálóterület - ahonnan a kőtörmelék származik - csak szakaszos, akkor a törmelék is csupán szélesebb-keskenyebb sávokban borítja a felszínt. Enyhébb lejtőkön (kb. 5-20°) a nehézségi erő nem elegendő a felaprózódott kőtenge­ rek mozgatásához. Ezért a törmeléket nagyrészt a fagyos tömegmozgások - elsősor­ ban a fagyostalaj-folyás és lemosás (a hóié és a záporerózió) - szállítják, így erősebben keverednek a finomabb anyaggal. Ez a keveréktakaró: semmiféle határozott szerkeze­ te nincs, osztályozatlan, éles vagy gyengén koptatott törmelék keveréke a talajjal, vályoggal, ill. sárga vagy barna agyaggal.

236. ábra: A törmeléklejtő fejlődése: (A=a Budai-hegység példája nyomán, Székely A. 1969. 1979 alapján): a = szelvényben, b = alaprajzban. 1. lemezes mészkő, 2. jelenlegi felszín, 3. a törmeléklejtő korábbi felszíne, 4. leesett törmelék, 5. legurult vagy lecsúszott törmelék, 6. kőfolyás. B = rétegzett lejtőtörmelék (grézes litées), a Laskó-völgy - Egerszólát környékén példája nyomán (Székely A. 1969, 1979 alapján). 1. a dombság anyaga (különféle miocén üledékek), 2. durva szögletes apró törmelék és homok keveréke, 3. finom üledék 404

A 30°-nál meredekebb lejtők alján a kifagyott törmelék a nehézségi erő hatására törmeléklejtőkben halmozódik fel. Egyenes, 25-37°-os labilis lejtővel támaszkodnak a még meredekebb sziklalejtőhöz vagy sziklafalhoz, s így törtlejtőt képeznek (236. A ábra). A leguruló törmelék szaporodásával a törmeléklejtő egyre vastagszik, fokoza­ tosan felfelé nyomul, s eközben mindinkább meredekebbé válik. A törmeléklejtőket bizonyos fokú osztályozottság jellemzi. A nagyobb darabok ugyanis a lejtő alsó részére gurulnak, ezért anyaga a lejtő lábánál a legdurvább. A törmelék nagy része továbbaprózódik, olykor egészen a kőzetlisztig, egy része pedig geliszoliflukcióval továbbvándorol. A rétegzett törmeléklejtőt néhány centiméter vastag durvább (szögletes aprótörme­ lék és homok keveréke) és finomabb (főleg kőzetliszt) rétegek szabályos váltakozása jellemzi (236. B ábra). A nemzetközi szakirodalom általában francia nevét használ­ ja: grézes litées (Guillien, Y. 1951). Lejtése (5-30°, többnyire 20-30°) sokkal enyhébb, mint az előbbié, ezért kialakulásában a nehézségi erőnek sokkal kisebb a közvetlen szerepe, törmeléke tehát osztályozatlan. A válogató kifagyás (szelektív kriofrakció) következtében a szálkőzet összetételé­ nek, szerkezetének, ellenálló képességének megfelelően változatos sziklaformák ala­ kulnak ki: merész sziklafalak, szirtek, tornyok, állókövek, kőgombák, ingókövek, kőkapuk, illetve sziklafülkék, tölcsér alakú völgygaratok stb. A sziklahalmaz az előbbiekkel ellentétben már nem szálban álló képződmény, hanem helyben lebontott sziklacsoport, sziklarakás, amely határozottan emelkedik környezete fölé. Nagy, éles törmelékből áll, helyenként azonban lekerekített, néhol egészen a gyapjúzsák formáig. Tehát az erős aprózódás mellett olykor a mállás is formálhatja. A közép-európai irodalom a Felsburg, vagyis sziklavár, illetve a nyugat­ európai a tor nevet használja. Itt azonban nem stabil (szálban álló) várról, hanem valóban sziklahalmazról van szó. Ezért ez a legszemléletesebb elnevezés. Olyan töme­ ges kőzetekben alakul ki, melyek függőlegesen és vízszintesen nagyobb tömbökre tagolódnak (gránit, homokkő stb.).

A niváció és a krioplanáció Az erős aprózódás következtében, a viszonylag gyors törmeléklejtő-, törmeléktaka­ ró- és kőfolyásképződés hatására éppen a meredekebb lejtők pusztulnak és hátrálnak a legerősebben, amit az előttük felhalmozott törmelékanyag mennyisége is bizonyít. Ennek következtében a lejtők egyre enyhébbekké válnak, a hátak alacsonyodnak, a mélyedések feltöltődnek. Vagyis a kifagyás hatékonyan egyengeti a felszínt, mégpedig egyszerre több szinten is, de különböző módon és eltérő hatékonysággal (Székely A. 1983). A tetőkön és a magasabb szinteken a kiemelkedéseket bontja le, a hegységek peremén pedig a lejtők hátrálnak, s kifelé lejtő félsíkok, ún. hegylábfelszínek alakul­ nak ki. Egyes kutatók szerint a lepusztulás s végeredménye, a felszín-elegyengetés éppen a periglaciális éghajlaton a legerősebb (Dedkov, A. 1965). 405

A faggyal egyengetésre egyesek már a század elején felfigyeltek, s különböző elnevezéssel bevezették, a szakirodalomba·. először ekviplanáció (Cairnes, D. D. 1912), majd altiplanáció (Eakin, H. 1916), újabban pedig krioplanáció (Bryan, K. 1946) néven. Ebben a folyamatban a vezető szerepet a niváció játssza.

A niváció eredeti értelmezésében (Matthes, F. E. 1900) a mozdulatlan hófoltok közvetlen helyi (a hófolthoz kötött) formáló hatása, vagyis a hófolterózió. Később egyes szerzők ezt a fogalmat kiterjesztették, beleértik a hófoltok mozgását (Berger, H. 1967 stb.), nagyon lassú csúszását, mások még a gyors hócsuszamlások, lavina­ mozgások tarolását, valamint az olvadékvizek erózióját is. A hóerózió lényege, hogy nyáron a kifagyás felaprózza a felszíni kőzetet, majd a tömegmozgások, elsősorban a talajfolyás, elhordják az anyagot. Ezzel a kezdeti mélyedés fokozatosan tágul, helyenként ezt kőzetomlás is segíti, s lassabban mélyül, így különböző alakú és nagyságú üregek, mélyedések, illetve szintek keletkeznek (237. cibra). Leggyakoribbak a nivációs fülkék, továbbá kisebb nivációs völgyek, valamint medencék, párkányok és tereplépcsők. Alakjuk - főleg a kőzettől és a szerkezettől függően - hosszúkás vagy kerek, illetve kerekded. A hófolterózió a hóhatár közelében a leghatékonyabb, de előfordul egészen az erdőhatárig. A faggyal egyengetés során - főleg a lejtőkön - ennek kezdeti állapotaként egyenet­ lenségek: lépcsők és párkányok alakulnak ki. Miként láttuk, a megmaradt hófoltok tartós kifagyást eredményeznek. Ennek hatására a mélyedés fala fokozatosan hátrál a magaslat felé, s egyre magasabb, meredek, általában függőleges falat (krioplanációs fal), s ezzel együtt mind szélesebb lépcsőfelszínt formál. Enyhe lejtőn előfordul fordítva is, ti. hogy a lépcsőfelszín pusztul, s ezzel lejtése csökken. Ennek folytán alakul ki az egyre magasabb és meredekebb fal (238. ábra). A folyamat lényege: a legtartósabb hófelhalmozódás helyén, a fal tövében a legerő­ sebb a niváció. Itt hosszabban elhúzódó nivációs fülke képződik, amelyik mindin­ kább bemélyül a lejtőbe. Ha már nagyon mély a fülke, a fölötte lévő kőzettömeg leomlik a hófoltra és továbbaprózódik. A lépcső közben egyre szélesedik. A lejtők felső és középső szakaszán sokszor a kisebb-nagyobb lépcsők tucatjai sorakoznak egymás fölött. Nálunk sztratovulkáni felépítésű hegységeinkben jellegzetesek.

237. ábra: A niváció folyamata és formáló hatása (Szerk.: Székely A.): 1. jelenlegi felszín, 2. a lejtő eredeti felszíne, 3. a hótakaró felszíne, 4. fagyássa] kitágított repedések, 5. leomlott törmelék, 6. a pusztulás iránya, 7. a törmelék továbbszállítása, főleg geliszoliflukcióval és hólélemosással, 1 = ni­ vációs lépcső, sz = nivációs szint, h = nivációs ha­ lom, f = nivációs fülke 406

238. ábra: Krioplanációs lépcsők (a Mátra példája nyomán, Székely A. 1969, 1979 alapján). A = völgyközi hátakon (a Központi Mátra példáján), B = a déli lejtőkön (a Mátra-fennsík példáján). 1. lemezes andezit, 2. vékonypados andezit, 3. leomlott andezittömbök, 4. lekopta­ tott tömbök, 5. leomlott andezittorony helye, 6. fagyással kitágított repedés, 7. andezittörmelék málladékkal keverve, t = krioplanációs torony, f = krioplanációs fal, n = nivációs fülke

A völgyekben hosszan elhúzódó kifagyott párkányok (krioplanációs teraszok), a lejtők alján félsíkok, ún. hegylábfelszínek (kriopedimentek és -glacisok; a Geomorfo­ lógiai szintézis c. fejezetben tárgyaljuk) alakulnak ki. 33. táblázat A kifagyott lépcsők, párkányok és hegylábfelszínek méretei Magassága

Hossza

Szélessége

Lejtése

pár m-több 10 m 1-6 fok 1 m-néhány 10 m pár 10 m-1 km 1-8 fok 10 m-több 10 m pár 100 m-néhány 10 m-több 10 m km Kifagyott hegylábfelszín 10 m-több 10 m néhány 100 m1/2 km-több km általában 2-7 fok, néhány km olykor 12 fok is (pediment) Kifagyott lépcső Kifagyott párkány

Nagyságuk elsősorban az idő, azaz a periglaciális éghajlat tartamának függvénye. A jól fejlett lépcsők kialakulásához mindenesetre több tízezer esztendő kellett. Az időtartamon kívül az éghajlat, a növényzet és a kőzetminőség meghatározó. Korábban egyértelműnek tartották, hogy legjobban a szélsőségesen kontinentális periglaciális éghajlaton fejlődnek ki, minthogy Mongóliából (Richter, H. 1963) és Kelet-Szibériából (Demek, J. 1969, 1972) ismertették a legszebbeket, itt golecterasz a nevük. Az újabb kutatások azonban azt bizonyítják, hogy képződésükhöz a nedves periglaciális területek a legkedvezőbbek, ahol sok a hó, hosszú az évszakos talajfagy, hűvös a nyár (Waters, R. S. 1962, Karrasch, H. 1972 stb.). Végeredményben a döntően ható, vagyis az irányító tényező a hófolterózió, de fontos erősítő tényező az éghajlat jellege és a növényzettel fedettség, lényeges befolyásoló 407

tényező a kőzetminőség. A folyamat menete és a létrejött formák meglepően emlékez­ tetnek a hullámmarásra; abrázió: abráziós fülke, ez egyre mélyül, lenyesett abráziós terasz keletkezik, ez mindjobban szélesedik, kialakul a sík abráziós szint és a függőle­ ges abráziós fal, a kliff; krioplanáció: krioplanációs fülke, ez egyre mélyül, a kriopla­ nációs terasz szélesedik, kialakul az enyhe lejtésű krioplanációs felszín és a függőleges krioplanációs fal, melyet a külföldi szakirodalom éppen ezért többnyire krioplanációs kliífnek nevez (egyszerűen kriokliff is lehet).

A periglaciális völgy- és lejtőformálás A folyóvizek munkája, szakaszjellege és ezzel völgyformáló tevékenysége a perigla­ ciális korszakokban alapvetően megváltozott. Ugyanakkor új völgyecskék ezrei ala­ kultak ki egészen más, periglaciális folyamatok révén a különleges periglaciális fel­ szín-, közelebbről lejtőformálás során. Láttuk, hogy az előbbiekben tárgyalt folyamatok - elsősorban a fagyos talajfolyás és lemosás - milyen jelentősen alakítják át a lejtőket, méghozzá egyszerre nagy felületeken. Mindegyik erő magában is a legerősebb periglaciális felszínformáló té­ nyezők közé tartozik, együttesen pedig a legjelentősebbek, s általában együtt fordul­ nak elő. Egymást váltogatják az év folyamán, amit a nagy mennyiségű felhalmozott anyag rétegzettsége egyértelműen tanúsít. Ezt az összetett folyamatot nagyon külön­ böző nevekkel illetik. Szinte ahány ország annyi elnevezés, sőt a népi nevek vidéken­ ként is változnak. A hazai szakirodalomba Bulla B. (1954) vezette be korrózió néven, majd - minthogy a külföldiek ezen gyakran mást értettek - Pécsi M. (1964) a nemzetközi egyértelműség kedvéért egészen új nevet, a deráziót javasolta, s ez hama­ rosan el is terjedt. Elsősorban a szubperiglaciális területekre jellemző, ezért ott tár­ gyaljuk. A deráziós folyamatok a különböző kitettségü lejtőket eltérő hatékonysággal pusz­ títják. Ezeken ugyanis különböző mindenekelőtt a besugárzás mértéke, emellett a hó vastagsága, ezek szerint az olvadás-megfagyás gyakorisága és mélysége, az olvadás sebessége, valamint a növényzet. Ennek megfelelően változik a felengedő réteg vastag­ sága, az olvadékvíz mennyisége és lefolyásának időtartama, s ennek következtében a fagyos talajfolyás és lemosás hatékonysága, vagyis a lepusztulás mértéke. Ezért a periglaciális övben sokkal gyakoribb a völgyaszimmetria, mint másutt. A periglaciális öv azonban ebből a szempontból sem egységes. A részaránytalan völgy a sarkvidéken kevés, a mérsékelt öv felé közeledve gyakoribb, ahol a növényzet sűrűbb lesz, ott viszont nem alakulhat ki. A szubperiglaciális övben a legtöbb és a legerősebb, tehát a legjellegzetesebb az aszimmetria. Kialakításában tehát a talajfolyás és a lemosás az irányító tényező, ezt helyenként a nyár első felében kiegészíti a folyók oldalozó eróziója, a befolyásoló tényező pedig a domborzat és felépítése, valamint növényzete. Az aszimmetria oka még vitatott. Az egyes szerzők megfigyeléseikkel alátámasztva különböző kitettségű lejtőket tartanak gyorsabban pusztulónak aszerint, hogy hol 408

melyik földrajzi szélességen, ill. jelenlegi vagy pleisztocénkori periglaciális területen - végezték vizsgálataikat. Többször homlokegyenest ellenkező következtetésre jut­ nak, s mindegyiknek megvan a kellő bizonyítéka. Az újabb kutatások ezt a vitát megoldani látszanak. Az aszimmetriát aszerint jelöljük, hogy merre néz a meredek oldal. így pl. az északi aszimmetria azt jelenti, hogy az északi kitettségű lejtő a meredekebb. Általában az észak-déli részaránytalanság a leggyakoribb és a legerősebb, ezért a legfeltűnőbb, minthogy az éghajlati különbségek, a besugárzási eltérés és következményei a kétol­ dali lejtő között ebben az esetben a legnagyobbak. A délies kitettségű lejtőkön ugyanis a napsugárzás közvetlen hatására korábban indul meg a hó lassú olvadása, s így bőséges a vízutánpótlás, ezért tartós az erős talajfolyás és lemosás. Az északra néző lejtőkön viszont csak akkor kezdődik a hirtelen olvadás, amikor már a levegő hőmér­ séklete fagypont fölé emelkedik, így az olvadékvíz gyorsan lefolyik, s a pusztulás megáll. A kelet-nyugati aszimmetria esetén már kisebb a különbség. Általában a nyugatra néző lejtők pusztulnak erősebben, minthogy a délelőtti besugárzásnak először a levegőt kell felmelegítenie, a délutáni viszont már a fagyott talajt olvasztja. Tehát általában az északi és a keleti, illetve az északkeleti aszimmetria a jellemző. Ennek azonban az ellenkezőjére is akad sok példa. Ezért más szerzők (Büdel, J. 1977 stb.) a déli aszimmetriát úgy magyarázzák, hogy a délre néző lejtőket a napsütés már korábban kiszárítja, ezért kevésbé pusztulnak, mint az északra nézők, ahol tovább tart a nedvesség. A keleti aszimmetriát pedig azzal indokolják, hogy a nyugati szelek a keletre néző szélárnyékos lejtőkön halmozzák fel a havat, s ez biztosította a vizet hosszabb időn át az erősebb lepusztuláshoz (239. ábra). Az újabb kutatások a jelenlegi periglaciális területeken a sarkkörtől északra az északi és a keleti aszimmetriát igazolják, a sarkkörtől délre azonban éppen ellenkező a helyzet. Ennek okát abban látják, hogy a sarkvidéken a több hónapos állandó, de nagyon gyönge napsugárzás miatt csak igen lassan, s csupán pár deciméternyit enged föl a talaj (a Spitzbergákon 5-30 cm-t), alatta a fagyott föld továbbra is védi a felszínt a lepusztulástól. A sarkkörtől délre viszont egyre gyorsabban és mélyebben olvad föl.

239. ábra: A keleti aszimmetria a Nyugati-Spitzbergák deráziós völgyeiben (Semmel, A. - 1985 alapján). 1, hófolt, 2. a fagyváltozékony réteg, 3. a talaj télen fagyott, 4. állandóan fagyott föld 409

Gyakorlati gazdasági problémák az örökfagy területén Az örökfagy sok súlyos gyakorlati problémát okoz, különösen most, hogy ezek a zord területek is mind jobban benépesülnek, s egyre szorosabban kapcsolódnak be a gazdasági vérkeringésbe. A gondok nagysága természetesen erősen függ az örökfagy jellegétől, elsősorban a fagyott réteg jégtartalmától. Minél több benne a jég, annál erősebb a fagy változékonyság, minthogy annál nagyobb tömeg enged föl és fagy meg újra, tehát annál több és nagyobb veszélyt rejteget. így az összefüggő örökfagyon okozza a legtöbb problémát. Lényeges szerepet játszik a felszíni és a felszínközeli rétegek anyaga, összetétele, szemnagysága. Ugyanis elsősorban ez határozza meg a víz- és így jégtartalmát is. A finomabb agyagos, iszapos, vályogos rétegekkel szemben a durvább homokos, kavicsos, törmelékes üledékeknek szigetelő hatása van, nehezeb­ ben, lassabban fagynak meg, minthogy gyönge a víztartó képességük. Ezért szigetelő rétegnek használják. Jelentős a domborzat és a növényzet szerepe is. A délre néző lejtők veszélyeztetettebbek, minthogy gyorsabban és mélyebben engednek föl. Az építkezések során a legnagyobb gondot nagy víztartalmuk miatt a lápok és a mohata­ karók okozzák. Ezért ezeket gondosan el kell szigetelni. Legtöbbször homokos, kavicsos üledékkel fedik be. Az egyik legsúlyosabb és legköznapibb nehézség a gyorsan növekvő népesség és a fejlődő ipar vízellátása. Minthogy a hozzáférhető felszín alatti vizek az örökfagy foglyai, a vízigények jó részét hó- és jégolvasztással - például a rájegesedésekből - kell fedezni. A vékonyabb szaggatott örökfagy területén azonban könnyebb a megoldás. A nagyobb mélyedésekben, ahol a feltételek megvannak - megfelelő laza víztároló és vízrekesztő rétegek esetén (240. ábra) - artézi kutat lehet fúrni. Másutt a talikok vizét használják, bár ezek ritkán működnek hosszabb ideig megbízhatóan. Ezért célszerűbb az állandó fagy alatti vizet mély kutakkal feltárni, ha a fagyott réteg nem nagyon vastag. Ezek nemcsak bőséges, hanem jó minőségű vizet is adnak, minthogy vizük általában cserélődik, de költségesek. Az összefüggő örökfagy alatti víz viszont nem friss, ezért ásványi sókban nagyon gazdag (félsós).

240. ábra: Artézi kút a szaggatott örökfagy területén Alaszkában (Péwé, T. L. - 1963 alapján). 1. állandófagylencse a völgytalpon, 2. alatta a víztároló homokréteg, 3. állandóan fagyott föld, 4. talajvízszint

A víznek a vezetékben állandóan folynia kell, hogy be ne fagyjon. Sok helyre télen különleges tartálykocsikban szállítják az ivóvizet. A nagy és mélyebb tavak egész évben alkalmasak népesebb települések vízellátására. Partvidéken a tenger vizét használják - miként a sarki tengerek hajósai is minthogy nagy sótartalma miatt nehezebben - csak a fagypont alatt - fagy be. Télen komoly gondokat okoz a szennyvíz elvezetése is, bár ez melegebb, tehát nehezebben fagy be. Az igazi nehézség a szennyvíz végleges tárolása, minthogy a szerves anyagok lebontása ilyen alacsony hőmérsékleten rendkívül lassú. Az egyik módszer, hogy sekély - de 2,5 m-nél mélyebb (hogy befagyáskor a jég alatt maradjon még víz) - tavakba, ún. szennyvízlagúnákba eresztik le, ahol oxigén nélküli közegben anaerobikusan lebomlik, de csak nagyon lassan. A kutatások az örökfagy területén egyre több értékes ásványkincset tárnak fel, így mindenekelőtt óriási kőolaj- és földgáz- (elsősorban Nyugat-Szibériában és Alaszká­ ban), valamint kőszén- (Közép-Szibériában) és vasércmezőket (Nyugat-Szibériában). Itt van Földünk legnagyobb tőzegvagyona (Nyugat-Szibériában). Hatalmas gyé­ mánt- és arany-, jelentős nikkel-, réz-, kobalt- és graüttelepeket (Közép-Szibériában) stb. művelnek. Kitermelésük során megbontják a természetes egyensúlyt. A növekvő iparhoz egyre több és nagyobb állandó települést kell létrehozni, megfelelő ellátószer­ kezettel, úthálózattal stb. A felszín egyre növekvő megbolygatása, a városok, épületek fűtése mind fokozot­ tabban segíti elő az örökfagy olvadását. Ez gyorsítja a mélyedések beomlását és a rájegesedést. A lakott területeken mindkettő komoly veszélyt jelent. A berogyások megbillentik, sőt össze is dönthetik az épületeket, a rájegesedés pedig jéggel bélelheti ki őket. A természetes állapotot tehát a lehetőség szerint óvni kell. Ha ugyanis az olvadásfolyamat megindul, aligha lehet megállítani. Ezért az építkezések során új egyensúly kialakítására kell törekedni. Az épületek alatt 15-20 fokkal magasabb az évi középhőmérséklet, mint másutt. Ez a különbség a mélység felé csökken, 6 m mélyen már csak 4°, de csekély különbség még 30 m mélységben is mérhető. A hőmérséklet-ingadozás viszont az épületek alatt sokkal kisebb. Fűtésük különösen növeli a rájegesedés veszélyét azzal, hogy a nyomás alatt álló víz alattuk törhet fel. A legemlékezetesebb nalegykatasztrófa a múlt század­ ban egy irkutszki laktanyában történt. A sorakozó legénységet a feltörő túlhűtött víz jégbe fagyasztotta, valósággal úgy dermedtek meg, mint a borostyánkőben a rovarok. A közelmúltban pedig a Bajkálon túl a rájegesedés - a fűtés kikapcsolása után - egy lakást pillanatok alatt jéggel töltött ki. Éppen ezért, az örökfagy sokoldalú tanulmányozásának eredményeként egyre újabb és újabb különleges építkezési módszereket dolgoznak ki: a házakat cölöpökre helyezik, ezzel biztosítják alattuk a légkörzést, alulról elszigetelik az állandófagytól, hogy a lehető legkevesebb meleget sugározzák a talajba stb. A cölöpöket az állandóan fagyott földbe jól kell rögzíteni, hogy a fagy föl ne nyomja őket. Ezért kétszer olyan mélyen kell az állandófagyban lenniük, mint a felengedő réteg vastagsága.

411

A növényzet nélküli, sötétebb színű tereptárgyak (utak, vasutak, repülőterek stb.) alatt a talaj nyáron jobban felmelegszik, így a mélyebben felengedett állandófagyba besüppednek, télen viszont erősebben kiemelkednek. Ezért költséges szigetelésre szorulnak, leginkább úgy, hogy durvább homokos kaviccsal, esetleg műanyaggal alapozzák az utat, ebből építik a töltését. Ha azonban a szigetelés túl vastag, túl erős, akkor a faggyal emelés hatására az út egyes részletei különböző mértékben emelked­ nek. Ezen okok miatt - ahol lehet - célszerűbb a burkolat nélküli természetes utakat használni. Ezek télen fagyott állapotban lényegesen nagyobb terhelést bírnak, mint nyáron. Ekkor sok erősen befagyott folyó és tó is fontos úttest lesz. Sőt, a Bajkál-tóra még a vasutat is áthelyezik, így nagyon lerövidítik az útvonalat. Még jobban kell óvni a különféle - áram-, telefon-, főleg pedig az olaj- stb. - vezetékeket. Ezeket lehetőleg a nehezebben fagyó talajba vagy a fölé rögzített cölöpökre helyezik jól szigetelve, illetve helyenként melegítve, állandó szigorú műszeres ellenőrzéssel. Az örökfagyon természetesen a mezőgazdaság meghonosítása a legnehezebb. Több­ nyire csak legeltető állattenyésztés lehetséges, de az is megbontja a természetes egyen­ súlyt. Az állatok kitapossák és letrágyázzák a füvet, e foltok alatt olvadással lyukak, mélyedések keletkeznek. A szigorú télen viszont az istállózó állattartás okoz komoly gondot. A földművelés pedig szinte lehetetlen. Ehhez szerény keretek között 2 m vastag réteg felengedése is elegendő; 1 km2 felolvasztásához azonban 6000 t szén szükséges. Számítások szerint a volt Szovjetunió egész örökfagyterületét 66 milliárd t szénnel lehetne 2 m mélységig felolvasztani. Ez a Donyec-medence szénkészletének bő 2/3-át venné igénybe. S ezt az óriási kemencét minden tavasszal be kellene fűteni, minthogy a talaj télen ismét befagyna. A földművelés következtében a szántóföldeken nagyobb olvadásos mélyedések alakulnak ki, mint a legelőkön. Hasonló nagy veszélyt jelent az erdőirtás, ezért kerülni kell. így megfelelő erdőgazdálkodás sem lehetséges.

A magashegységi periglaciális jelenségek A földrajzi szelességen kívül a tengerszint feletti magasság is alakítja a periglaciális éghajlatot. Végül is a kettő együtt határozza meg kiterjedését és jellegét. A növekvő szélességgel és magassággal egyre nagyobb kiterjedésű és valódibb lesz. A periglaciális éghajlat az alacsonyabb szélességek felé haladva mind magasabbra tolódik (241. ábra). Ezek azonban már nem összefüggő, nagyobb övék, hanem a magassághoz igazodó különálló, felszabdalt szintek. Általában a sarkvidéktől a térítők menti trópusperemi féligszáraz övig (kb. a 30. szélességig) egyre magasabban húzódnak, a felhőtlen száraz öv fölött jelentősen megemelkednek (ezért itt jelenleg nincs is perigla­ ciális szint, ti. ehhez nincsenek elég magas - 4000 m fölötti' - hegyek), végül az egyenlítői övben - a naponta többórás rendszeres déli-kora délutáni erős felhőzöttség miatt - ismét süllyednek. Vagyis a periglaciális terület alsó határa nemcsak a maga­ sabb szélességektől az alacsonyabbak felé, hanem az óceáni nyugati peremektől a kontinensek szárazabb belseje, sőt az egyes hegyvidékek peremétől a központjuk felé 412

241. ábra: A periglaciális szint helyzete a Sarkvidéktől az Egyenlítőig (Karte, J. - 1979 szerint). 1. Uralkodóan kötetlen szoliflukciós és szerkezeti talajformák, 2. uralkodóan félig­ kötött geliszoliflukciós és szerkezeti talajformák, 3. uralkodóan kötött geliszoliflukciós formák, 4. a periglaciális szint alsó határa, 5. erdőhatár, 6. a hegységi állandófagy előfordulásának alsó határa is fokozatosan emelkedik. A fagydinamizmus működéséhez ugyanis éppúgy nem elegendő a hideg, mint az állandó jég kialakulásához, hanem a csapadék is elengedhe­ tetlenül szükséges. Közvetlenül tehát az éghajlat a meghatározó, közvetve viszont a növényzet is lényegesen befolyásolja. Felső határa - ha elég magas a hegység - a tartós hóhatár. Jelentős különbségek mutatkoznak azonban a földrajzi szélesség és a tengerszint feletti magasság alakította periglaciális éghajlat között. Ennek alapvető okai a napsu­ gárzásban, a csapadékmennyiségben és -eloszlásban, valamint a változatos felépítés­ ben és domborzatban mutatkozó jelentős eltérések. Az alacsonyabb szélességek felé haladva a magashegységekben ugyanis a napsugárzás egyre több és erősebb, az évi hőmérséklet-ingadozás pedig mind kisebb, az egyenlítői övben már csak 1-2°. A napi ingadozás viszont itt ennek sokszorosa, kb. tízszerese, de ez csupán pár cm mélységig hatol le; 30 cm mélyen már állandó a hőmérséklet. Ezért állandó fagy nincs, a talajfagy is csak néhány cm mély lehet. A fagyváltozékonyság itt a leggyakoribb, napszakos ritmusú. Minden éjjel fagy, nappal fölenged. Ennek megfelelően nagyon erős a faggyal aprózódás, a formák pedig jóval kisebbek. így több van belőlük, változatuk viszont kevesebb, a lehetségesnek 10-15%-ára csökken. Leggyakoribbak k kisméretű szerkezeti talajok, főleg a kőgyűrűk, a kőpoligonok, a talajfolyások és a finom anyagú földsávok, valamint a tufurok, s megjelennek a sziklaárak. A kopár vagy gyér növényzetű törmelékövben - többnyire a hóhatárhoz közel jellegzetes uralkodó forma a sziklaár; a nemzetközi szakirodalomban szikla- vagy blokkgleccser néven szerepel. Olyan hideg, kemény, fagyos - elsősorban szaggatott állandófagy - területeken alakulnak ki, ahol már nincs elég hó valódi gleccser kifejlő­ 413

déséhez. Sok magashegységből ismertek, a legtöbbet és a legalaposabban az Alpok­ ból, Alaszkából és a Sziklás-hegységből írták le. Elsősorban durva tömbökre aprózódó tömeges kőzeteken (főleg gabbró, gránit, bazalt, homokkő) alakulnak ki. Tartósan (több évig) fagyott törmelékmagjukat több méter vastagságban durva, szögletes nagy tömbök borítják. Alattuk azonban általá­ ban kétszer olyan vastag továbbaprózódott finomabb törmelék halmozódik föl, melynek köztes üregeit jég tölti ki. így tulajdonképpen kétszintesek : felső harmaduk a legdurvább törmelékből áll, amely az alsó finomabb (murvától ökölnagyságig) törmelékbe ágyazódva szinte úszni látszik. A rendszerint keskenyebb nyelv alakú törmeléktömeg néhány tíz-több száz méter hosszú, néhány tíz-pár száz méter széles és néhány tíz méter vastag, meredek homloka 10-100 m magas. Rendszerint magas völgyfőkben és völgyoldalakon, az északias lejtőkön alakul ki. Fennmaradásuknak különösen az egy évszakos erős aprózódás és a hosszan tartó hótakaró kedvez, amely védi a besugárzás olvasztó hatásától. így rengeteg törmelék képződik, ez a mélyebb völgyekben gyakran a jégárak tetején halmozódik föl, és teljesen betakarja azokat (turkesztáni típusú gleccserek), s ezek szállítják tovább. A törmeléktakaró nyomása a jégárak mozgását gyorsítja. Ha a törmelék-utánpótlás elapad vagy a gleccser elolvad, akkor inaktívvá, esetleg fosszilissá válnak. Az utóbbi esetben szó szerint gleccsermaradvánnyá lesznek. Ez is jól mutatja, hogy a sziklaárak tulajdonképpen átmeneti képződmények a glaciális és a periglaciális között. Ha nem jégárra települ a törmelék, akkor a hasadékjég fagyása és olvadása által előidézett nyomó- és feszítőerő mozgatja a völgy lejtésének megfelelően. Alkalmas kőzetek - főleg iszap, márga, pala - erősen átnedvesedett állapotban képlékennyé válva szállítják lefelé. - Az inaktívak nagyon hasonlítanak az aktívakhoz, még fagyott törmelékmagjukat is megőrzik, de már nem mozognak, azonban még aktivizálódhatnak. - A fosszilisaknak fagyott magjuk is kiolvadt, ezért már nem jöhetnek mozgásba. Ebben a törmelékövben hó- és törmeléklavinák is kioldódnak, melyeket egyes szerzők szintén periglaciális jelenségként értelmeznek.

A szubperiglaciális jelenségek Miként már láttuk, az örökfagy területén dél felé haladva, az állandóan fagyott föld egyre vékonyabb lesz, s a szórványos örökfagy övében mind kisebb szigetekre szorul vissza, majd megszűnik. Az ettől délre húzódó nagyon változó szélességű sáv - amely még mindig a jégtakaróról lebukó hideg szelek uralma alatt ájl - a külső jégkörnyéki öv. Itt a periglaciális hatások már sokkal gyöngébbek, ezért leghelyesebb szubperigla­ ciális övnek neveznünk (Székely A. 1978). Éghajlata zord, de már nem annyira, a tél hideg, de kevésbé, a nyár viszont hosszabb és lényegesen melegebb. Emiatt az állandófagy nem tud kialakulni, legfel­ 414

jebb a hidegebb évtizedekben vagy évszázadokban rövidebb időre vékony rétegben. Ennek nyomai csak gondos vizsgálattal ismerhetők fel, pl. a ritka jégék-maradványok révén. Elmaradnak az örökfagy legfeltűnőbb kiemelkedései (pingók, palsák stb.) és olvadásos mélyedései (pingótó, álász stb.). Ennek az övnek az arculata tehát lényege­ sen más. Ezen az éghajlaton a legfontosabb felszínformáló erő, vagyis az irányító tényező a faggyal aprózódás, valamint a fagyos talajfolyás és lemosás. Ennek következménye­ ként a hegységekben a kifagyásos formák uralkodnak: rengeteg a legkülönbözőbb nagyságú és alakú aprózódott törmelék. Ezekből kőtengerek, törmelék- és keverékta­ karók, kőfolyások, törmeléklejtők lesznek. A faggyal emelés pedig törmelékmezőket, eltérő méretű poligonokat, különféle szerkezeti talajokat, sziklahalmazokat formál. Nivációs formák, főként kisebb fülkék, keskeny párkányok, elsősorban a hátak és gerincek orrán pedig krioplanációs lépcsők fagynak ki. Ezek nálunk főleg sztratovulkáni felépítésű hegységeinkben jellegzetesek: a Börzsönyben és a Mátrában (Székely A. 1969, 1973), valamint a Tokaji-hegységben (Pinczés Z. 1974) szépen fejlett lépcső­ sorok tagolják a lejtőket. A hegységek peremein pedig széles szikla-hegylábfelszínek (pedimentek) jönnek létre. A szelektív kifagyás változatos sziklaformákat alakít ki. Az üledékes kőzetekből álló dombságokon a fagyos talajfolyás a fő domborzatformáló folyamat. A lejtőkön gyakran a jégtűs talajfolyás szállítja a törmeléket. A folyók megcsappant vízhozamukkal a sok törmelék következtében megnövekedett hordalékukat nem tudják továbbszállítani, ezért völgytalpukat felkavicsolják. A jégkorközökben és a posztglaciálisban ilyenekből vésték ki teraszaikat. A száraz szelek a széles árterekről és északabbról, az örökfagy területéről hozott homokból és porból a féligszáraz éghajlaton féligkötött homokformákat alakítanak ki, a messzebbről szállított legfino­ mabb anyag pedig lösszé alakul. Ezért ennek az övnek legjellegzetesebb és legelterjed­ tebb képződménye a lösz. A finom homokot és a port a völgyekben a folyók, a lejtőkön pedig főleg a záporok és az olvadékvíz, valamint a talajfolyás szállítja tovább. Ezekre a lejtőkre a lejtőlösz jellemző. Mindezek a folyamatok nemcsak új formakincset alakítanak ki, hanem a dombor­ zatot is átformálják, mindenekelőtt az irányító tényezők együttese, vagyis a derázió révén. A deráziós formák hazánkban nagyon gyakoriak, ezért magyar megnevezésük is kívánatos. Ezekre a martformák (deráziós formák) elnevezést javasoltuk (Székely A. 1978), a kialakító folyamatra pedig a felszínmarás a legkifejezőbb, minthogy valóság­ gal lemarja a felszínt. A leggyakoribbak a martvölgyek (deráziós völgyek). Ezek hívták fel a figyelmet mindenütt a derázióra. Nálunk Bulla B. (1954) szentel először néhány sort egyetemi tankönyvében az „agyagos, vályogos területek érdekes korráziós völgyei”-nek (p. 110), vagyis egyértelműen kőzetmorfológiai formáknak tartja. Az ezt követő két évtizedben az akkori terepkutató geomorfológus nemzedék figyelme erősen a korrázi­ ós völgyek felé fordult, először Pécsi M. (1955) Duna-völgyi teraszkutatásai során. 415

Szerinte elsősorban éghajlat-morfológiai jelenségek a legkülönbözőbb kőzeteken. Majd Peja Gy. (1957) a Borsodi-medencében végzett nagyon alapos terepmunkája alapján szintén éghajlat-morfológiai jelenségnek, lényegében a pleisztocénből átörök­ lött maradványformának tartja. Számos magyar geomorfológus három évtized egyre részletesebb, alaposabb, egzaktabb kutatásai (1. az irodalomjegyzéket) bebizonyítot­ ták, hogy a félszínmarás hazánkban az egyik legáltalánosabb és így legfontosabb felszínformáló erő (Pécsi M. 1962, Székely A. 1960, 1969, 1978). Az ország domborza­ tának kialakításában vezető szerephez jutott. Elsősorban a dombságokon formálta a lejtőket, ezzel szélesítette a völgyeket, és közben keskenyítette, majd alacsonyította a völgyközi hátakat. Ezáltal először tagolta, élénkítette, a pusztulás előrehaladtával pedig egyengette a domborzatot (242. ábra), vagyis az egyik legjelentősebb dombor­ zatátalakító, -módosító erőnek bizonyult, főleg a pleisztocén periglaciális szakaszai­ ban. Az egyre részletesebb kutatások mindjobban bebizonyították, hogy a derázió nagyon összetett folyamat, melyet sok tényező és hatás befolyásol. Éghajlat-morfoló­ giai jelenség - ebbe az éghajlat alakította növényzet fontos szerepét is hangsúlyozottan beleértve — a kőzettől erősen függően és a társadalmi (antropogén) tevékenység jelentős módosító hatásával. A felületi és a vonalas letárolás párharca, amely végül is változó szélességű sávokban érvényesül. Lassan, fokozatosan, de - a vonalas erózió keskeny csíkjaival szemben - térben egyszerre nagy felületen, időben pedig tartósan formálja a domborzatot. így a sok kis hatás jelentős, nagymérvű felszínformálássá összegeződik. A martvölgy rövidebb-hosszabb, általában széles, sekély, enyhe lejtőjű, tál kereszt­ metszetű, másutt keskenyebb, mélyebb, meredekebb lejtőjű, félhenger alakú mélye­ dés, szárazvölgy. Fenekén időszakos vízfolyás sincs, sőt még meder sem, azért hiány­ zik benne a folyóvízi lerakódás is. Jellegzetes homorú lejtőit és alját változatos lejtőüledékek bélelik ki. Tehát nem folyóvízi eróziós völgy, bár általában ilyenekre nyílik. A folyónak azonban fontos a szerepe a martvölgyből kihordott anyag elszállí­ tásában, enélkül ugyanis nem fejlődhetne tovább. E völgyek alakját (keresztmetszetét) a vonalas és a felületi erózió formálja. Keresztmetszetük attól függ, melyik tényező hatékonyabb. Minél inkább túlsúlyban van a lineáris erózió az areális fölött, annál mélyebb, keskenyebb és meredekebb oldalú völgy jön létre, és megfordítva. Hogy a két tényező közül melyik milyen formáló szerephez jut, az sok tényező függvénye (Székely A. I960.). E völgyek formája, kialakulásuk sebessége, menete nagymértékben függ a kőzet minőségétől, rétegzettségétől, településviszonyaitól, a lejtő szögétől, az éghajlati, a domborzati viszonyoktól, a növényzet és a társadalom hatásától. A deráziós völgye­ ket ezeknek a tényezőknek bonyolult összjátéka alakítja ki, s ez az oka, hogy olyan változatos formában jelennek meg. A deráziós völgyeket sokféleképpen osztályozzák: általában keletkezésük (geneti­ kájuk) vagy formájuk - főleg hossz- és keresztmetszetük - szerint. Legegyértelműbb e két utóbbi kombinációja alapján osztályoznunk, hiszen a hossz- és a keresztmetszet között szoros az összefüggés. Ezek szerint a főbb típusok (242. A ábra): 416

1. Tál alakú: enyhe lejtőjű, kevéssé bemélyedt, rövidebb völgyek. 2. Teknő alakú: közepes lejtésű oldalakkal határolt, néhány 100 m hosszú, széles talpú völgyek. 3. Kád alakú: meredek lejtőjű, hosszabb völgyek, szélesebb völgytalppal. 4. Aszimmetrikus, egyik oldaluk lényegesen meredekebb. 5. Deráziós tálak: kerekded tál formájú, egészen rövid, pár száz méter hosszú, rendszerint az eróziós völgy felé tölcsér alakban kiszélesedő völgyek. Az enyhe, homorú lejtőjű, valódi völgytalp nélküli sekély völgyekre (1. és 5. típus), illetve gyakran csak völgyhajlatokra a nemzetközi szakirodalom átvette a német népi

242. ábra: A mart (deráziós) formák. - A: a mart völgyek fő típusai hossz- és keresztmetszetük szerint (Székely, A. 1989 alapján). 1 = újharmadidőszaki agyag, 2 = újharmadidőszaki márga, 3 = felsőoligocén homokkő, 4 = újharmadidőszaki tufa és tufit. A vonalak dőlése a rétegek települését, dőlését jelzi, a) tál alakú, b) teknő alakú, c) kád alakú, d) aszimmetrikus deráziós völgy. B = Mart (deráziós) formák együttese. 1. harmadidőszaki tengeri üledék, 2. negyedidő­ szaki deráziós üledék, 3. preglaciális felszín, 4. jelenlegi felszín, G = deráziós gerinc, H = derázi­ ós hát, K = deráziós koporsó, Kúp = deráziós kúp, Ny = deráziós nyereg, V = deráziós völgy, P = deráziós párkány, Pi = deráziós piramis 417

elnevezést: Delle, ezt hazánkban is használjuk (delle). A martvölgyeket az eróziós völgyekkel ellentétben egyszerűbb, szabályosabb alaprajz jellemzi. Formájuk nem­ csak térben, hanem időben is változik. Ezt az éghajlatváltozások idézik elő. Jelenleg nagy részük fosszilis, amit a belsejüket kibélelő zavartalan talaj szelvény is bizonyít. A nagyobb martvölgyekben a folyóteraszokat martpárkányok (deráziós teraszok) helyettesítik. A legnagyobb völgyekben 4-5 ilyen szint is kialakult. Ezeket több esetben sikerült lényegében a főfolyó kavicspárkányaival egyeztetnünk, s ezek alapján korukat is meghatároznunk. így a martpárkányoknak e völgyek fejlődéstörténetének szempontjából is nagy a jelentőségük. A többé-kevésbé sűrű martvölgyhálózat fokozatos kialakítása során szükségszerű­ en más martformák is keletkeznek (Peja Gy. 1957). A bemélyülő völgyek között először szélesebb deráziós hátak, majd keskenyebb gerincek, ezeken martkúpok vagy szélesebb piramisok és koporsók, közöttük deráziós nyergek, a kitáguló völgyfőkben pedig martcirkuszok alakulnak ki (Székely A. 1960); (242. B ábra). így teljes martformaegyüttesek, egyszerre, párhuzamosan fejlődött, szorosan összetartozó, va­ lódi formatársulások jönnek létre, s közben alaposan átformálják a lejtőket. Vagyis a martvölgyképződés alakítja a lejtőket, s a lejtőformáló folyamatokkal keletkeznek a martvölgyek. A két folyamat elválaszthatatlanul összetartozik. A deráziós lejtők tehát szintén szerves részei ennek a formatársulásnak. A deráziós formakincs kiterjedt dombságokat is ural, ezeket nevezhetjük deráziós vidékeknek, pl. a Dunántúli-domb­ vidék. A derázió gyakran a völgy egyik oldalát erősebben pusztítja, mint a szemben fekvőt. Ez az oka, hogy a völgyaszimmetria is a szubperiglaciális övben a legtöbb és a legerősebb. A pleisztocénban a szubperiglaciális öv is lényegesen kiterjedtebb volt a jelenleginél. Ezért az előzőkben ismertetett jelenségek annak idején szintén sokkal nagyobb terüle­ ten - a mérsékelt öv jelentős részén, így hazánkban is - uralkodtak, s maradványfor­ máik napjainkig igen jellemzőek. Ezek a klasszikus szubperiglaciális területek és formatársulások.

Irodalom Andersson, I. G.: Solifluction, a component of subaerial denudation. - Journal Geol. 14. 91-112. Chicago, 1906. Berg, T. E.-Black, R. F.: Preliminary measurements of growth of nonsorted polygons, Victora Land, Antarctica. - Antarctic Research Series, 8, 61-108. Washington, 1966. Berger, H.: Vorgange und Formen der Nivation in den Alpen. - Buchreihe des Landesmuseums für Kárnten, 17. Klagenfurt, 1967. Bird, J. B.: The physiography of arctic Canada, with special reference to the area south of Parry Channel. Baltimore, 1967. 418

Black, R. F.: Periglacial features indicative of permafrost. Quat. Res., 6, 3-26. Seattle, 1976. Bryan, K.: Cryopedology - the study of frozen ground and intensive frost action with sugges­ tions on nomenclature. - Am. Jour. Sci., 244, 622-642. New Haven, 1946. Bulla, B.: Néhány szó a poláris és szubpoláris tundraképződmények kutatástörténetéhez. Földr. Közi. 64./9-10, 279-284. 1935. Bulla, B.: A Magyar-medence periglaciális képződményei és felszíni formái. - Földr. Közi. 67., 280-281. 1939. Büdel, J.: Die klima-morphologischen Zonen der Polarlánder. - Erdkunde II. 22-53. Bonn, 1940. Büdel, J.: Periodische und episodische Solifluktion im Rahmen der klimatischen Solifluktionstypen. - Erdkunde. 13, 297-314, Bonn, 1959. Büdel, J.: Der Eisrinden-Effekt als Motor der Tiefenerosion in der exzessiven Talbildungszone. - Würzb. Geogr. Arb., 25, Würzburg, 1969. Cairnes, D. D.: Differential erosion and equiplanation in portions of Yukon and Alaska. Geol. Soc. Am. Bull., 23, 333-348. Washington, 1912. Cholnoky J.: A Spitzbergák. Földr. Közi. 39, 301-345. 1911. Czudek, T.-Demek, J. : Die Reliefentwicklung wáhrend der Dauerfrostbodendegradation. Rozpravy CSAV, Rada Matematickych a Prirodnich Ved, 83. 1-68. Prága, 1973. Dedkov, A. P.: Das Problem der Oberflachenverebnungen. - Petermanns Georg. Mitt. 109, 258-264. Gotha, 1965. Dedkov, A. P.: Cryogene processes and the development of cryoplanation terraces. - Biul. Perygl. 18., 115-125. Lódz, 1969. Dedkov, A. P.: Die Pedimentation im subnivalen Bereich. - Göttinger Geogr. Abhandl. 60. 145-154. Gottingen, 1972. Eakin, H.: The Yukon-Koyukuk region, Alaska. - US. Geol. Survey Bull., 631, 76-82. Washington, 1916. French, Η. M.: Soil temperatures in the active layer, Beaufort Plain. - Arctic, 23, 229-239. Montreal, 1970. French, Η. M.: The periglacial environment. London, 1976. French, Η. M.: Periglacial geomorphology. - Progress in Physical Geography, 2, 127-134. London, 1978. French, Η. M.: Periglacial geomorphology. Progress in Physical Geography, 3, London, 1979. Gripp, K.: Beitráge zur Geologie von Spitzbergen. - Abhandl. aus dem Gebiete der Naturwissenschaften XXI. 8/3-4 H. Hamburg, 1927. Guillien, Y.: Les grézes litées de Charente. - Rev. Geogr. Pyrénées Sud-Ouest, 22, 154-162 1951. Jahn, A.: Problems of the periglacial zone. - Washington, 1975. Jahn, A.: Geomorphological modelling and nature protection in Arctic and Subarctic environ­ ments. - Geoforum, 7. 121-138. Braunschweig, 1976. Karrasch, H.: Das Phánomen der klimabedingten Reliefasymmetrie in Mitteleuropa. - Göttin­ ger Georg. Abhandl. 56. Gottingen, 1970. Karrasch, H.: Fláchenbildung unter periglazialen Klimabedingungen. - Göttinger Geogr. Abhandl. 68. 155-168. Gottingen, 1972. Karte, J.: Rámliche Abgrenzung und reigonale Differenzierung des Periglaziars. 1-211. Paderborn, 1979. Kerekes, J.: Fosszilis tundratalaj a Bükkben. - Földr. Közi. 66, 112-116. 1938. Kerekes, J.: Hazánk periglaciális képződményei. - Beszámoló a Földt. Int. vitaüléseinek műnk. 97-166. 1941. Kranz, W. B.-Gleason, K. J.-Caine, N.: Fagymintás talaj. - Tudomány. 6, 36-41. 1989.

419

Lachenbruch, A. H.: Contraction theory of ice-wedge polygons: a qualitative discussion. Proceedings: Permafrost International Conference. 1963, Lafayette, Ind., Natio­ nal Academy of Sciences, National Research Council Publication Nr. 1287, 63-71. Washington, 1966. Liedtke, H.: Die nordischen Vereisungen in Mitteleuropa. Forschungen zur deutschen Landeskunde 204, 1-160. Bonn-Bad Godesberg, 1976. Lózinski, W.: Über die mechanische Verwitterung dér Sandsteine im gemássigten Klima. Bull. International de l’Academia des Sciences de Cracovie, Classe des Sciences Mathématiques et Naturelles, 1, 1-25. Kraków, 1909. Lózinski, W.: Die periglaziale Fazies der mechanischen Verwitterung. - Compte Rendu. XI. Congrés International Geol. Stockholm 1910. 1039-1053. Stockholm, 1912. Low, A. R.: Instability of viscous fluid motion. Nature CXV. London, 1925. Maarleveld, G. C.: Frost mounds, a summary of the literature of the past decade. - Mededelingen van de Geologische Stichting, Nieuwe Serie, 17, 3-16. Heerlen, 1965. Marosi S.-Szilárd J.: Pleisztocén kovárványos homok Somogybán. Földr. Ért. 6, 522-523. 1957. Matthes, F. F.: Glacial sculpture of the Bighorn Mountains, Wyoming. - US. Geol. Survey21, Annual Report, 2, 167-190. Washington, 1900. Meinardus, W.: Beobachtungen über Detritussortierung und Strukturböden auf Spitzbergen. - Zeitschrift d. Ges. f. Erdk. zu Berlin, 250-259. Berlin, 1912. Nordenskjöld, O.: Die Polarwelt und ihre Nachbarlánder. - Leipzig, 1909. Peja Gy.: Korráziós formák felszínalakító hatása a Bükk észak-északkeleti előterében. Földr. Közi. 5, (81) 109-132. 1957. Pécsi M.: Eróziós és korráziós völgyek és vízmosások képződése a Duna völgyében Dunaalmás és Nyergesújfalu között. - Földr. Ért. 4, 41-54. 1955. Pécsi M.: A periglaciális talajfagy-jelenségek főbb típusai Magyarországon. - Földr. Közi. 1-24. 1961. Pécsi M.: Die periglazialen Erscheinungen in Ungarn. - Petermanns Georg. Mitt. 161-182. 1963. Pécsi M.: A magyar középhegységek geomorfológiai kutatásának újabb kérdései. - Földr. Ért. 1-29. 1964. Péwé, T. L.: The periglacial environment, past and present. 1-487. Montreal, 1969. Pinczés Z.: The cryoplanation steps in the Tokaj Mountains. - Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, VIII. 27-47, Kraków, 1974. Pinczés Z.: Középhegységeink magas övezetének periglaciális képződményei és üledékei. Nemzetközi Földr. Tudományos Ülésszak, 69-89. Pécs, 1981. Pinczés Z.: A krioplanációs meredek lejtő kialakulása és morfológiája. - Földr. Ért. 32. 461-471. 1983. Pissart, A.: Geomorphologie périglaciaire - Note de cours. 94 p. Liége, 1982. Popov, A. I.: Merzlotnije javlenija v zemnoj koré (kriolitologija). 304 p. Izd. MGU.-Moszkva. 1967. Richter, H.-Haase, G.-Barthel, H.: Die Golezterrassen. - Pettermann’s Mitt. 3, 183-192 Gotha, 1963. Schenk, E.: Die periglazialen Strukturbodenbildungen als folgen der Hydratationsvorgánge im Boden. Eiszeitalter und Gegenwart 6, 170-184. Öhringen /Württemberg, 1955. Schreiber, D.: Entwurf einer Klimaeinteilung für landwirtschaftlich Belange. - Bochumer Geogr. Arb., Sonderreihe, 3. Paderborn, 1973. Schunke, E.: Periglazialformen und -formengesellschaften in der europáisch-atlantischen Arktis und Subarktis. - Abhandl. Göttin. Ak. Math.-Phys. Κ., 3. Folge, 31, 39-62. Göttingen, 1977. Semmel, A.: Periglazialmorphologie. 1-111. Darmstadt, 1985.

Seppálá, Μ.: An experimental study of the formation of paisas. Proceedings Fourth Canadian Permafrost Conference. 36-42. Calgary, 1982. Szabó J.: A Cserehát természeti viszonyai. In: Cserehát. - 5-86. MTA Miskolci Akadémiai Bizottsága kiadása. Miskolc, 1986. Székely A.: A Mátra és környékének kialakulása és felszíni formái. - Kandidátusi értekezés. Budapest, 762. 1960. Székely A.: A Magyar-középhegyvidék periglaciális formái és üledékei. - Földr. Közi. 17., (93). 271-298. 1969. Székely A.: A Magyar-középhegyvidék negyedidőszaki formái és korrelatív üledékei. - Földr. Közi. 21, (97) 185-203. 1973. Székely A.: Periglaciális domborzatátalakulás a Magyar-Középhegységben - Földr. Közi. 26., (102), 46-59. 1978. Székely A.: Szovjetunió I. Természetföldrajz. 1-561. - Gondolat Kiadó, Budapest, 1978a Székely A.: A pleisztocén periglaciális domborzatátformálás Magyarországon. - Földrajzi Értesítő 32, 389-397. 1983. Székely A.: A derázió felszínformáló szerepe Magyarországon. Földr. Ért. 38/3-4, 225-242. 1989. Tricart, J.: Geomorphology of cold environments. 1-320. Macmillan - London, 1979. Troll, C.: Strukturböden, Solifluktion und Frostklimate der Erde. - Geol. Rundschau, 34., 545-694 Stuttgart, 1944. Washburn, A. L.: Instrumental observations of mass-wasting in the Mesters Vig District, Northeast Greenland. - Medd. om Grönland, 166, Koppenhága, 1967. Washburn, A.L.: An approach to a genetic classification of patterned ground. - Acta Geogra­ phies Lodziensia, 24, 437-446. Lodz, 1970. Washburn, A. L.: Periglacial processes and environments. 328 p. Edward Arnold, London, 1972. Washburn, A. L.: Periglacial processes and environments. - London, 1973. Washburn, A.L.: Geocryology - A survey of periglacial processes and environments. - Lon­ don, 1979. Waters, R. S.: Altiplanation terraces and slope developments in Vest-Spitsbergen and south­ west England. - Biul. Perygl. 11. 89-101. Lódz, 1962. Weise, B. R.: Das Periglazial. 1-199. Berlin-Stuttgart, 1983.

A tengervíz felszínalakító munkája, a tengerpartok formái A part a tenger és a szárazföld érintkezési helye. Térképeinken az egyik legszembe­ tűnőbb és legállandóbbnak látszó vonal. A valóságban a tengerpart nemcsak állandó­ an változik, de tulajdonképpen nem is vonal. Vízszintes vetületben még a függőleges parton sem vonal, hanem az apály- és dagályszint különbsége szerint keskenyebbszélesebb sáv. Az enyhe lejtésű, alacsony partokon pedig különböző szélességű sze­ gélyterület, amelyet partszegélynek nevezünk. A partszegély formáit a tengervíz ala­ kítja ki, és abráziós (abrázió = lefaragás, levésés), akkumulációs formákat hoz rajta 421

létre. Határa a szárazföld felé valamivel beljebb húzódik, mint a legmagasabb dagályvízszint partvonala, mert a hullámverés ennél a vonalnál még tovább sodorja az általa mozgatott hordalékot, addig, ameddig a partszegélyen a hullám kifut. A geomorfoló­ giában megkülönböztetünk külső és belső partszegélyt. A partszegély belső, a tenger felé eső részét állandóan víz borítja, a szárazföld felé néző része viszont apály idején száraz. A partszegély geomorfológiai jelentősége abban van, hogy a partfejlődés folyama­ tát a mozgó tengervíz mellett elsősorban a partszegély általános jellege határozza meg. A partszegély általános jellege viszont elsősorban a partvidék geológiai, szerkezeti és domborzati viszonyaitól függ. A partok lehetnek mély és sekély vizűek. A mély vízből néhol meredek, máshol lapos partok emelkednek ki. Csak általánosságban érvényes az a megállapítás, hogy a hegyvidéki tájakat meredek, a síksági területeket pedig lapos partok szegélyezik. A Párizsi-medence alföldi jellegű, alacsony krétatáblája a Somme és a Szajna torkola­ ta között 100 m magas meredek sziklafallal bukik le a tengerre. Hasonló a helyzet az angliai partoknál Dovernél, vagy Rügen meredek kréta partjainál. Az Iránimedencét szegélyező déli hegyláncokat viszont széles part menti lapályok kísérik. Ezt lehet látni Jáva déli oldalán is.

A hullámverés felszínformáló munkája Ha a tengervíz nyugodt és csendes, csak kémiai hatást fejt ki. Főképpen a mészkő­ ből felépült partokon oldja a szálban álló kőzeteket. Igazi felszínformáló munkát a partra zúduló tarajos hullámok és az öblökbe, szorosokba betóduló dagályhullámok végezhetnek. A part menti áramlásoknak már kisebb a jelentőségük. Az erős hullám­ zás hatására hosszú partszakaszok a pusztulás képét mutatják, máshol viszont éppen a partépülésnek lehetünk tanúi. Az, hogy valamely partszakasz épülőben vagy pusztulóban van-e, függ a geológiai felépítéstől, a szerkezeti és domborzati viszonyoktól, a partok tagoltságától és főképpen a tengervíz munkavégző képességétől. A leghatékonyabb folyamat, amely a partokat formálja, kétségtelenül a hullámverés. A jellegzetes hullám típusok (hullámmorajlás, hullámtörés) közül különösen a hullám­ törésnek van erős partformáló hatása. Ilyenkor a víz akár 30 m magasra is felszökik. A megtörő és felcsapódó hullámok igen nagy pusztítást okozhatnak a kőzetekben. Azért, hogy ezt az erőt pontosan megállapíthassák, a hullámnyomás mérésére meg­ szerkesztették a rugós mérleg elve alapján működő nyomásmérőt, az ún. hullámdinamométert. Gaillard, D. D. a Felső-tónál már 1904-ben megállapította, hogy a 3 m magas és 30 m hosszú hullám egy vele szemben álló akadályra m2-enként akár 80 kPa nyomást is gyakorolhat. A 4 m magas és 60 m hosszú hullám pedig 120 kPa-t m2-enként. Stevenson, Th. a skót partokon a nyári hullámnyomás közepes értékére 30 kPa-t határozott meg m2-enként. A téli közepes érték 100 kPa/m2 volt. A heves viharok idején a rendkívül magas hullámok nyomása elérheti a m2-enkénti 300 kPa-t. 422

A hullámnyomás, hullám törés erőssége nagymértékben függ a hullámok méretétől. A nyílt óceánok és a nagyobb beltengerek partjain a hullámtörés abráziós munkája sokkal jelentősebb, mint a kisebb zárt öblökben, mert ugyanakkora erősségű szél mellett is nagyobbak a hullámok a nyílt tengerek partjain, mint a kisebb, zárt öblökben. A hullámtörés partromboló munkájával kapcsolatban felmerül a kérdés, hogy a hullámzás csak a hullámnyomással pusztít-e, vagy az abráziós munkában szerepe van az abráziós eredetű törmeléknek is. Elkülöníthető-e egymástól a hullámverés szabad abráziós tevékenysége és a hullámok által mozgatott abráziós vagy más eredetű törmelék koptató, csiszoló hatása, amit tengeri korráziónak nevezünk? A megfigyelések azt bizonyítják, hogy a partokra nagy erővel zúduló víz a hullám­ töréssel is ki tudja fejteni abráziós tevékenységét. A pusztító munka azonban fokozó­ dik, ha a mozgó víznek törmelékanyag is rendelkezésére áll. Az abráziós törmelék mindig termelődik, de a kőzetanyagtól függően nagyon különböző mennyiségben. Ismeretesek nagyon kemény kőzetekből felépült partok, ahol a kőzetekben alig akad hasadék, és kevés abráziós törmelék képződik. Az ilyen partokon a törmelékhiány miatt lassan dolgozik az abrázió. Norvégia helyenként nagyon kemény kőzetekből felépült nyugati partjain az igen erős hullámverés ellenére többfelé még jól láthatók a gleccserkarcolatok. Ennek az az oka, hogy az ilyen területeken nincs számottevő durva törmelék, és így gyenge a hullámmarás. Ez amellett szól, hogy a hullámverés egyedül csak nehezen tudja megbontani a kemény kőzetű partokat, partszakaszokat. Ahhoz, hogy változatos abráziós formakincs alakuljon ki, a partokon feltétlenül szükséges a kellő mennyiségű törmelékanyag. A poláris és szubpoláris éghajlatú partokon, de még a mérsékelt övi északibb fekvésű partokon is jelentősen segíti a hullámtörés partromboló munkáját a fagy kőzetrepesztő hatása. A meredek sziklafalakra nagy erővel felcsapódó víz behatol a kőzetrepedésekbe, ott megfagy, és ezzel lazítja a kőzetek szövetét, mintegy előkészíti a part anyagát a hullámverés, hullámtörés pusztító tevékenysége számára.

A mély vizű partok felszínalakító folyamatai és formái Mély vizű, magas partok Az elmondottak alapján könnyű belátni, hogy a mély vizű, meredek partokon a hullámverés hatására a kőzet minőségéhez igazodó, hosszan elnyúló, félkörös mélye­ dés, ún. abráziós fülke képződik (243. ábra). A hullámverés és hullámmarás hatására az abráziós fülke fokozatosan hátrál. Fölfelé is tágul, de csak kisebb mértékben. Az alja valamivel az alacsony víz szintje alatt húzódik. Az abráziós fülke felett alátámasz­ tás nélkül maradt partrészletek előbb vagy utóbb szükségképpen leomlanak, így a 423

fülke felett rendszerint egy falszerű meredek lejtő keletkezik (kliff). Amikor a meredek partfal kialakul, tulajdonképpen egy új forma jön létre, amely a korábbi szárazföldi felszínbe vágódik be. Az abráziós fülke kialakulásában az oldó hatásnak és a hidrolí­ zisnek is szerepe van. Különösen a mészkőpartokon (a Brit-szigeteken, Provence partjain, Marokkóban és a Vörös-tenger partján) lehet látni a tengervíz oldó hatásá­ nak a nyomait. Azt is megfigyelték, hogy a vulkanikus kőzeteken, konglomerátumo­ kon, homokköveken is kialakulnak olyan mélyedések a hullámverés zónájában, amelyek nem magyarázhatók a hullámverés mechanikai eróziójával (Fernando de Noronha-szigetén, Madeira-szigetén és a Zöld-foki-szigetekhez tartozó Sáo Vicenteszigeten). Rácsszerű bemélyedéseket, karrszerű formákat a kristályos kőzetekből felépült bretagne-i partokon és máshol is meg lehet figyelni. Az abráziós fülke képződését követő partszakadások törmelékanyaga a part lábá­ nál halmozódik fel. Hullám mozgatta darabjaiból gömbölyű abráziós kavicsok for­ málódnak. Ezeket jól meg lehet különböztetni a hosszúkás, lapos folyóvízi kavicsok­ tól. A leomlott törmelék a partfalat mindaddig védelmezi a hullámveréssel szemben, amíg annak hatására kisebb darabokra nem esik szét. Az apró szemű törmeléket, kavicsot, homokot az ellenáramlás (soog) a mélybe szállítja, és a partfal aljában törmeléklejtőt épít belőle. A nagyobb görgetegek, tömbök a fokozatosan hátráló partfal előtt széles sávban halmozódnak fel. Az abráziós fülke fokozatos hátrálásával és az abráziós partfal állandó leszakadásával a hullámverés, hullámtörés a partszegé­ lyen a kőzet keménységétől és a hullámzás erősségétől, időtartamától függően szélesebb-keskenyebb abráziós síkot (abráziós teraszt) alakít ki. Ennek felszíne enyhén lejt 243. ábra: Abráziós fülke képződése. T = abrá­ ziós törmelék

244. ábra: Az abráziós part­ fal fokozatos hátrálása (P1, P2, P3, d=dagályszint, a = apályszint, AT = abrázi­ ós terasz)

424

a tenger felé (244. ábra). A szárazföld felé tekintő része apály idején száraz, a belső felét viszont apály idején is víz borítja. Ahol a part meredeken álló rétegekből épült fel, az abráziós terasz felszíne tulajdonképpen lenyesi a rétegek fejét. Mivel a hullám­ marás szintén a kőzetkeménység szerint erodálja a kőzeteket, az abráziós terasz felszíne is egyenetlen, ha különböző kőzetekből épül fel. A mélyedésekben apály idején tócsák vannak, és nagy területeket boríthat az abráziós kavics. A part felől a tenger irányába lejtő abráziós terasz nagyon kedvez a hullámok átbukásának. A rendkívüli erejű hullámok esetében az olyan szirteknél, ahol abráziós terasz alakult ki, 30-40, sőt 60 m magasra is felcsaphat a víz, amely épületkárokat idézhet elő, és még a világítótornyokat is veszélyeztetheti. Az elmondottak alapján azt lehetne gondolni, hogy a meredek partfal alámélyítése az abráziós terasz fejlődésé­ vel még csak fokozódik. A valóságban más a helyzet. Mennél szélesebb az abráziós terasz, annál ritkábbak és hatásukban gyengébbek a viharok idején keletkező hatal­ mas hullámok támadásai a partfal lábánál. Az abráziós terasz növekedésével a part felé haladó hullámoknak nő az energiavesztesége. A hullámok lelassulnak, felhabza­ nak, átbuknak, és gyakorlatilag már a partfal elérése előtt elvesztik energiájukat. Amennyiben a körülmények nem változnak, ez a fejlődési folyamat oda vezet, hogy a hullámverés energiája már az abráziós teraszon felhasználódik. Amint ez az állapot bekövetkezik, a hullámverés (legalábbis egy ideig) nem veszélyezteti a partot. Maga a partfal így fokozatosan lejtősödik, és hovatovább elveszti az élő part jellegét. Azt azonban nem szabad elfelejtenünk, hogy a hullámverés hatása biztosan nem szűnik meg. A part felől visszaáramló víz ugyanis magával viszi az abráziós teraszon fekvő anyagot. Ezzel az abráziós teraszt is koptatja. A hullámverés hatása azonban ilyenkor már nem olyan, mint az abráziós fülke képződésének kezdetekor. Akkor ugyanis a meredek partfalnál egy keskeny sávra koncentrálódott, most pedig az abrázió hatása egy széles sávon oszlik el. Éppen ezért a széles abráziós terasz kialakulása után a parton nagyobb változások csak hosszabb idő múlva következnek be. A gyakori és nagyon erős hullámveréssel ostromolt meredek partok, még ha kemény kőzetből épülnek is fel, gyorsabban pusztulnak, mint azok a partok, amelyeken a hullámtörés gyengébb. Cornwall és Wales partjait nagy erejű hullámok ostromolják, és annak ellenére, hogy a partokon kemény kőzetek fordulnak elő, nagyobb az abráziós eredetű területi veszteség, mint Kelet-Anglia puhább kőzetű vidékein, ahol a hullámzás gyengébb. A történeti időkben Cornwall területéből 588, Waleséből 236 km2-t pusztított el a tenger. A keleti partokon ennél jóval kevesebbet, Suffolk terüle­ tén 116 km2-t faragott le a hullámverés. A meredek partokon a kőzetminőség változása érdekes formák kialakulását teszi lehetővé. A puhább kőzetek pásztái öblökké alakulnak széles abráziós terasszal. Az öblök között a kemény kőzetek kiugró fokokként állnak őrt, vagy félszigetként nyúlnak előre. A félszigeteket, hegyfokokat a hullámok gyakran mindkét oldalról ostromolják, és emiatt az egymás felé mélyülő, hátráló abráziós fülkékből abráziós kapuk, felettük abráziós hidak és ívek, a két oldalról mélyülő abráziós barlangok egyesüléséből pedig abráziós alagutak képződnek (245., 246 ábra). 425

245. ábra: A partfejlődés három állapota (Raisz, E. szerint). Az abráziós terasz és a meredek partfal kialakulása a hullámverés, hullámmarás hatására. A = abráziós ív, O = abráziós oszlop, B = barlang, T = abráziós terasz, F = abráziós fülke, S = homokos, kavicsos tengerpart (strand), M = abráziós partfal, I = inaktív part

A kétoldali hullámverés abráziójának és az ezt támogató dagályhullám eróziójának az eredményeként a félszigetek felszabdalódnak. Abráziós tornyok, pillérek, abráziós sziklaszigetek válnak le a szárazföldről, és ágaskodnak ki a viharos tengerből. 426

246. ábra: Vékony kavicstakaróval fedett abráziós terasz apály idején. AT = abráziós torony, AK —abráziós kapu, B = abráziós barlang, T = abráziós terasz

A mély vizű, alacsony partok formálódása A mély vizű lapos partok előterében a vihardagály szintjétől a tenger felé enyhén lejtő abráziós sík helyezkedik el, amely különböző mélységig süllyed a tenger szintje alá. A mély vizű lapos partok általában laza anyagból épülnek fel, és rendszerint nincs meredek partfaluk. (Vagy ha ilyen helyenként ki is alakul, annak nincs számottevő jelentősége.) Az abráziós terasz az ilyen partoknál is lefékezi a part felé igyekvő hullámokat. Az anyaga lehet keményebb kőzet, amelyet helyenként laza üledék fed, és puha üledék. Amennyiben az abráziós teraszt görgeteg vagy homok fedi, illetve ebből épül fel, görgeteges vagy homokos abráziós teraszról beszélünk. A terasznak azt a részét, amely időnként szárazra kerül, strandnak nevezzük. Maga a strand is két részre tagolható. Magasabb része a középmagas vízszint fölött terül el, az alacsony strand a középmagas vízszint és a legalacsonyabb tengerszint között húzódik. A strandon túl az abráziós teraszt már állandóan víz borítja. Az abráziós terasz a hullámokra gyakorolt fékező hatását elsősorban nem a súrló­ dás révén idézi elő, hanem úgy, mint emelkedő ferde felület, amelyen a hullámok előrefutnak egészen addig, amíg mozgási energiájukat el nem vesztik. A part felé fújó erősebb szélben a víz az abráziós terasz felett megemelkedik, és a tenger felé lejt. A víznek ez a megemelkedése a teraszfelszínen szükségképpen egy ellenáramlást hoz létre, az ún. soogot. Mennél nagyobb a tengerszint emelkedése, a mélyben annál erősebb a kellően még mindig nem ismert soog.

Az alacsony partok előtti abráziós terasz 5-10%-os lejtője a partokon mérsékelt hullámzást tesz lehetővé. Az abráziós terasz végénél 5-10 m, a viharoktól gyakran látogatott Brit-szigeteken viszont már 20-30 m mély a tenger. Az abráziós terasz szélessége nagyon változó, akár több km is lehet.

Anyagmozgás az abráziós teraszon A meredek partokon az abráziós fülke képződése miatt alátámasztás nélkül ma­ radt, majd leszakadt kőzettömeg törmelékké, kaviccsá, homokká aprózódott anyaga és az alacsony partok többnyire laza üledéke a hullámverés hatására továbbsodródik, azaz elmozdul az abráziós síkon. Az itt keletkezett görgetegek, kavicsok általában koptatottabbak, gömbölyűbbek, mint a folyóvízi szállításúak. A homokszemek eny­ hén matt fényükkel szintén különböznek a fényes vagy félfényes szemcséktől. A folyóvízi kavicsok a folyásirányban tetőcserépszerűen fekszenek a mederfénéken, a meder lejtésének megfelelően. A hullám mozgatta kavicsok is hasonlóan rakódnak le, csak a rétegek a strandon felfelé emelkednek. így a hullámok görgette kavicsot a rétegek sajátos dőlése és a szemek koptatottsága miatt viszonylag könnyű megkülön­ böztetni a folyóvízitől. A tenger partján a hordalékmozgás abból az irányból megy végbe, ahonnan a szél is fúj. A partra gyakran hegyesszögben kifutó hullámok a kavicsot, homokot ferdén mozgatják végig a strandon. Tehetetlenségi okból a víz a visszaáramlásnál nem a partra merőlegesen, hanem oldalirányú komponens mentén folyik le, és természetesen homokot és kavicsot is visz magával. A vízrészecskék által megtett pálya megközelítő­ leg parabolikus, és ezáltal a hordaléknak a szélirányba történő elmozdulását idézi elő. Az ilyen parabola-, cikcakk alakú pályákon (247. ábra) végbemenő szakadatlan hordalékmozgás a parton jelentős mértékű anyagáttelepítést eredményez. Megfigyel­ ték, hogy erős szélben néhány óra alatt az említett pályán mozgó szemek akár egy km-t is előrenyomulhatnak. A partszegélyen végbemenő anyagszállítás eredményeképpen az abráziós terasz víz alatti részén a nagyobb egye­ netlenségek legalábbis annyira kiegyen­ lítődnek, hogy változatlan szélviszo­ nyoknál a hullámok egyenletesen - kü­ lönlegesjelenségek nélkül - juthatnak ki a partra. A hullámverés által érintett sáv szárazföld felőli oldalán rendszerint egy törmelékgát képződik, amelynek közel vízszintes a koronaszintje, és 247. ábra : A partra kifutó hullámok által moz­ gatott hordalék parabola-cikcakk alakú pályája olyan magas, mint ameddig a hullámok 428

a partra kifutnak. A törmelékgát elnevezés nem utal a forma eredetére, éppen ezért a magyar irodalomban turzásnak nevezzük. A turzás szárazföldre néző lejtője néhány 10 cm-rel magasodik a szárazföld felől hozzá csatlakozó felszín fölé. Minden part felé tartó hullám előrelendülő vize, mielőtt visszafolyna, az általa szállított hordalék egy részét lerakja, és ez az anyag ott is marad, mert az egyszer lerakódott anyag mozgásba lendítéséhez nagyobb kritikus indítósebesség szükséges. Az egyenletesen fújó szelek­ nél az interferenciajelenség következtében olykor különlegesen magas hullámok kelet­ keznek, amelyek átbuknak a turzás koronaszintjén. Ezzel természetesen annak magasodásához járulnak hozzá. Az ilyen hullámok vize nem áramlik vissza, hanem elszivá­ rog a turzás kavics- és homokanyagában. A parti turzástól a tenger felé tekintő abráziós szinlő sohasem lejt egyenletesen. Az északnémet homokos partokon a víz csak a parttól több száz m távolságra mélyebb 10 m-nél. Az ottani abráziós szinlőt (és sok más hasonló típust a Földön) egymással és a parttal párhuzamos víz alatti turzások teszik változatossá. Ilyen víz alatti turzások a kavicsos partokon is előfordulnak, és ez esetben kavicsból épülnek fel. A néhány 10 m széles zátonyok nem helyhez kötöttek. Tartós, egyenletes szelek és hullámok esetén lassan elmozdulnak a partok irányába. Egy erős vihar azonban jelentős változásokat idéz elő az abráziós szinlőn, ami elsősorban abban nyilvánul meg, hogy a szintje mélyebbre kerül. A vihar elmúltával a tenger nyugodtabb viszo­ nyainál ismét megkezdődik az abráziós szinlő fokozatos magasodása és a parttal párhuzamosan futó, lassan előrehaladó laza zátonyok formálódása. Ezek képződése még nem teljesen tisztázott. Úgy tűnik, hogy a partra kifutó hullámok és a vissza­ áramló soog összjátéka idézi elő azt, hogy a parttal párhuzamosan, ritmikus távolság­ ban anyagelhordás, illetve felhalmozódás megy végbe. Az abráziós szinlőn végbemenő változásokról érdekes és tanulságos beszámolót közöl Guilcher, A. (1954). Megfigyelései szerint a második világháború idején, 1941ben Fecampnál (Le Havre-tól északkeletre) az abráziós szinlő néhány hónap leforgása alatt 7 m-t alacsonyodott, majd a későbbi hónapokban megkezdődött az abráziós terasz fokozatos magasodása. Ha figyelembe vesszük azt, hogy egy, a szárazföld felé irányuló erős vihar idején a partoknál a tengerszintnek jelentős emelkedése követke­ zik be, érthetővé válik, hogy emiatt az abráziós szinlőnek nagyobb lesz a lejtése. A parton a víz felduzzadása miatt bekövetkezett túlnyomás a tengerfenék felett a soog felerősödését idézi elő. Ez oda vezet, hogy a hullámzás által felkavart anyag a tenger felé helyeződik át. Reineck, Η. E. (1970) az északnémet tengerparton és Mexikó partjain is kimutatta, hogy heves viharok idején a tengerfenéken olyan homokszállítás megy végbe, amely csökkenő szemcsenagysággal, a partoktól még 40 km távolságra is eljuttatja a finom szemű homokot. Az elmondottakból azt lehet megállapítani, hogy az abráziós szinlő formakincse, mélysége mindig úgy változik, hogy a pillanatnyilag uralkodó hullámmozgásnak energetikai szempontból a legkedvezőbb fékezőfelületet nyújtsa. Ha a tenger mélysége csak közvetlenül a partszegély előtt csökken le annyira, hogy a fenéksúrlódás miatt a partra kifutó hullámok átbuknak, és összeomolva a parthoz csapódnak, a hullám­ 429

morajlás a part előterében, ahhoz mintegy hozzáforrva építi fel a törmelékgátat. Ezt a turzást szegély- vagy parti turzásnak nevezzük (248. ábra). Mögötte, ha van is lagúna, az egészen keskeny. A szegélyturzás sem egyetlen törmelékgát, hanem a hullámmagasságnak, vízállásváltozásoknak megfelelően egymással összeforrott, a part előterében húzódó törmelékgátak rendszere. Említést érdemel, hogy szegélyturzások az inaktív abráziós partfal aljában is kiala­ kulhatnak, ott, ahol az abráziós terasz már elérte a teljes szélességét. Az ilyen partfa­ lak aljában a partvidék lassú emelkedése is elősegíti a szegélyturzások képződését. Ezt lehet látni Normandia partjainál, ahol az inaktív partfalak előtt széles, homokos partszegély húzódik alacsony szegélyturzásokkal. 248. ábra: A parti (szegély) turzás ke­ resztmetszete. AB = partszegély, C = a turzás gerince

249. ábra: A lidó képződése. L = lidó, 1 = lagúna A parttól nagyobb távolságra képződött turzásnak lidó a neve (249. ábra). A lidó nem összefüggő turzásgát. A hosszú törmelékgát fejlődésének a gát teljes hosszában ugyanis nem mindenütt azonosak a lehetőségei. Egyik helyen lassabban, máshol gyorsabban magasodik a turzás. A gyorsabban fejlődő részek sorba rendezett szigetek alakjában bukkannak elő a tenger szintjéből. A szigetsor mögött sekély vizű lagúna helyezkedik el. A szigetek közötti nyílások a lidókapuk. A kapuk a lidó szigeteinek összenövésével eltűnnek. Csak azok maradnak nyitva, amelyeken át a dagály vize a lagúnába beáramlik, az apálykor viszont visszaáramlik. A lidó gátjainak védelme mögött a lagúna lassan feltöltődik. A lidók további fejlődése során egyes részeik teljesen elzáródnak a tengertől. A sós vizű, „élő” lagúnából eleinte elegyes vizű, majd teljesen kiédesedett, mocsaras, holt lagúna lesz. Végül teljesen kitöltődve szárazulattá, feltöltött parti síksággá alakul. (Hosszú megszakítatlan lidók - mögöttük tágas lagúnákkal - ismeretesek a beltengerek alacsony partvidékén. Texas partjait a Mexi­ kói-öbölben 160km hosszú lidó kíséri. Típusos lidók ismeretesek az Odesszától délnyugatra fekvő partvidéken és a krími partvidéken. Genyicseszk és Arabat között több mint 100 km hosszú a turzásgát.) 430

250. ábra: A partfejlődés különböző stádiumai lassan alámerülő parton (Strahler, A. N. szerint). P = abráziós partfal, D = az öbölbe érkező vízfolyás deltája, TH = turzásháromszög, ÖT = öbölbeli, ívesen hajlott turzás, S = az öböl belsejében levő homokos strand, KT = kettős tomboló, RT = az öblöt lezáró rekesztőturzás, TK = turzáskampó, T = tomboló, PT = parabo­ laszerűén hajlott turzás, L = lagúna, TD = tengerbe torkolló vízfolyás deltája

A turzások épülésének, fejlődésének érdekes, sajátos típusai jelennek meg ott, ahol a hullámok ferdén, hegyesszögben futnak ki a partokra. Ebben az esetben a turzás anyaga nem marad helyben, hanem vándorol. A turzások hosszirányban történő elvándorlása és növekedése a partok lassú, fokozatos minőségi változását idézi elő. Korábban már láttuk azt, hogy a partra ferdén kifutó hullámok hatására hogyan mozdul el a hordalék. A szél és a hullámzás erejétől, a törmelék mennyiségétől, szemcseméretétől függően vándorol, növekszik a parti szegélyturzás hossza is. Ha a part iránya változik, és a növekvő turzás öböl bejáratához érkezik, a turzás a parti 431

áramlás iránytartása miatt egy bizonyos távolságig még megőrzi régi irányát, majd lassan az öböl belseje felé fordul. Ha az öböl vize mély, nincs hullámmorajlás, és így nem épülhet tovább a turzás. Többnyire nem egyenesen ér véget, hanem kampószerűen meghajolva (250. ábra). Ez az ún. turzáskampó, amelyre a Gdanski-öböl bejáratá­ nál levő Hel-félsziget nyújt jó példát. Az űrfelvételeken számos turzáskampót látni Délnyugat-Afrika és Amerika keleti partjánál is. Egyes helyeken a turzáskampó épülése szakaszos volt. Alakja ilyenkor villás elágazású. Ott, ahol az öböl bejáratánál a tenger sekélyebb, tehát kialakulhat a hullámmorajlás, a turzás túlnő az öböl bejáratán. Enyhén az öböl belseje felé domborodó ívvel hatol előre az öböl bejáratá­ nak túlsó partjáig. Mivel az ilyen turzás az öblöt a nyílt tengertől leválasztja, rekesztőturzás a neve (németül: Nehrung, angolul: bar, oroszul: pereszip, franciául: étang). A rekesztőturzás mögött lefűzött öböl a lagúna. Típusos rekesztőturzások képződtek Jylland nyugati partjain. A Keleti-tenger déli partvidékén a Szczecini-, a Gdaúski- és a Kalinyingrádi-öblöt rekesztőturzások választják el a tengertől. Jellegzetesek Darss és Rügen ívesen meghajlott turzásai is. Nagyon sok rekesztőturzást lehet látni Ameri­ ka keleti partjainál, Bostontól Florida déli részéig. Ez az övezet a különböző típusú turzások igazi hazájának tekinthető. Légi- és űrfelvételeken a turzások fejlődését, alakjuk változásait és a part menti sajátos áramlásokat jól lehet tanulmányozni. Gyakori jelenség, hogy az abráziós teraszon fekvő kisebb-nagyobb sziklasziget abráziós törmelékéből a hullámmorajlás - a sziget védelme alatt - turzást épít a szárazföld felé, és a szárazföldhöz is kapcsolja. A turzásképződés olykor a szárazföld­ ről indul meg, és a parti áramlások hatására a sziget felé kanyarodva azt a szárazföld­ höz fűzi (250. ábra). Az ilyen turzásnak szép példái láthatók Itália partjain. Innen

251. ábra: A part előtti szigetet kettős tomboló kapcsolja a szárazföldhöz 432

252. ábra: A turzásháromszög képződése. Th = turzásháromszög, L = lagúna

származik a turzás neve is: tomboló. Ez köti a parthoz pl. a Monté Circeót, kettős tomboló pedig a Monté Argentariót. A két turzás között csendes vizű lagúna van (251. ábra). A kettős tomboló tulajdonképpen turzásháromszög. Turzásháromszög azonban létrejöhet sziget nélkül is, az egymással szemben dolgozó hullámok és a parti áramlá­ sok interferenciája miatt (252. ábra). így alakult ki az Egyesült Államok keleti partjain a Hatteras-fok típusú turzásháromszög, nálunk a Balatonban pedig a szántódi turzásháromszög. A Balaton déli partján a holocénban az északnyugati szél által keltett hullámmoraj­ lás hatására jól fejlett turzásrendszer keletkezett. A turzásrendszer a Balatonról több öblöt fűzött le, amelyek elmocsarasodtak (Nagy-berek, Fonyódi-berek, Lellei-berek, Szemesi-berek, Sió-berek). A mély vizű, jól fejlett partok helyszíni és űrfelvételeken történő tanulmányozása­ kor megállapíthatjuk, hogy a keményebb kőzetekből felépített partokat különböző erővel ostromló hullámverés azonkívül, hogy alámosott, többé vagy kevésbé magas, meredek partot és széles abráziós teraszt dolgoz ki - rajta szegély-, vízpart menti és víz alatti turzásokkal (gerendek) -, a partvonal kiegyenesítését, a parttagoltság csök­ kentését idézi elő. A partfejlődés az öblök közötti előreugró partrészletek, félszigetek, fokok hátrálása, fokozatos lepusztulása és a nem túl sekély öblöknél a rekesztőturzások kialakulása révén a partvonal rövidülésének, kiegyenesedésének irányába vezet (pl. Bretagne és Wales partjainál). Erős hullámverés esetén ez a parttípus fejlődik ki a mély vizű, laza anyagból felépített partokon is. Jó példát nyújtanak ebben a vonatkozásban a Keleti-tenger déli szegélyén húzódó fenékmoréna-anyagból fel­ épült partok. A partfejlődés végső következménye: a kiegyenesedett, kevésbé tagolt part hama­ rabb alakul ki ott, ahol laza üledékeket ostromolnak a tenger hullámai. 433

Gyengén fejlett, mély vizű partok A gyengén fejlett, mély vizű partoknál hiányoznak azok a formák, amelyeket a jól fejlett, mély vizű, magas és alacsony partoknál megismertünk. Ennek az az oka, hogy az ilyen partokat nem ostromolja a hullámverés, amely pl. az abráziós fülkét, a meredek partfalat vagy az abráziós teraszt kialakítja. A partok formáinak fejlettebb vagy fejletlenebb volta a kőzetminőségen kívül elsősorban a hullámverés erősségétől, annak időtartamától és a partnak a széllel szembeni kitettségétől függ. Az árapály hiánya vagy létezése csak fokozatbeli különbségeket idéz elő. Mély vizű partokon gyengén fejlett partformák ott alakulnak ki, ahol a domborzati viszonyok nem engedik meg a nagyobb, erősebb hullámok kifejlődését. Az ilyen partokon, ha esetleg előfordul is nagyobb hullámverés, az csak rövid ideig fejtheti ki felszínformáló hatását. Ilyen körülmények között nincs megfelelő lehetőség a típusos abráziós terasz létrejöttére, és hiányoznak a meredek partfalak, illetve az előterére jellemző formák is. A gyengén fejlett parttípus többnyire a keskeny tengerágakban, a hegyvonulatok árnyékában fordul elő, ahol a szélerő számottevően lecsökken, és nincs is elég tér a nagyobb hullámok létrejöttéhez. Ezt láthatjuk a dalmát partokon és a délkelet-ázsiai szigetvilág keskeny tengerágaiban. A folyók torkolati formái viszont nem különböznek számottevően a jól fejlett, mély vizű partok torkolattípusai­ tól. Ahol jelentősebb az árapály, tölcsértorkolatok keletkeznek, az árapály hiánya vagy gyenge volta a delták képződését segíti elő.

A sekély vizű partok felszínalakító folyamatai és formái Ahol a partok előtt a vízmélység nagyobb távolságig kevesebb, mint 5 m, ott az erős hullámok egyáltalán nem érik el a partot. Ebben az esetben sekély vizű partról beszélhetünk. Bizonyos szempontból hasonló a helyzet ott, ahol a vízfelület kisebb kiterjedése vagy orográfiai okok miatt a szélhatás nem tud megfelelőképpen érvénye­ sülni. Az utóbbi esetben csendes vizű partokról lehet beszélni. Mindkét parttípusnál csekélyebb a hullámverés jelentősége, mint a partformálódásra ható egyéb folyama­ toké. A sekély vizű partokon, a szárazföldtől elég nagy távolságra, ott, ahol a vízmélység eléri vagy meghaladja a 10 m-t - tehát azt a határt, amely a hullámverés szempontjá­ ból már mély víznek számít -, abráziós terasz alakul ki lidóképződéssel. Emiatt a turzásgát mögötti rész fokozatosan leválik a nyílt tengertől. Az ilyen sekély vizű, a tengertől elkülönített övezetben és azokban az öblökben, kisebb tengeri medencék­ ben, ahol a szélhatás kellőképpen nem érvényesülhet, lassú feltöltődés megy végbe. 434

Ez egyrészt az ideérkező folyóvízi hordalék miatt következik be, másrészt azoknak az élő szervezeteknek az elhalása révén, amelyek ebben a vízben éltek. A sós tengervíz­ ben a nagyon finom szemű, folyóvízi hordalék kicsapódik, gélszerű anyagot képez, és leülepedik a tengerfenékre. A lidó mögött a sós vagy félig sós tengervízben iszap, agyag rakódik le, az édesvizű medencékben viszont rothadó anyagot tartalmazó iszap. A partvonal gyorsabb átalakulása ott következik be, ahol a tengeri medencébe hordalékban gazdag folyó érkezik, és az a nyugodt vízben deltát épít. A sekély tengerpartnak azon a részein, ahol erős az apály, a watt-tengerre jellemző vonások alakulnak ki, az ún. watt-partokkal. A watt-tengernél apály idején a tengerfe­ nék nagy része szárazra kerül, dagály idején viszont sekély víz borítja el. Ennek az a következménye, hogy a sík watt-felületeken lebegő anyag, iszap rakódik le. Ezt több m mélységet is elérő apálymedrek, ún. ,,prielek” tagolják, amelyekben apály idején a visszaáramló víz összegyűlik, és jelentős eróziós tevékenységet fejt ki. A watt-part tulajdonképpen iszapos part. Ahol az ember gátépítő tevékenységével az ilyen partot nem kötötte meg, a változó árapálymagasságok miatt a part további alakulása teljesen bizonytalan. Ahol a watt-felületből magasabb szárazföld emelkedik ki, a gyengébb hullámzás hatására szerény mértékű partfalképződés és parteltolódás megy végbe. A watt-partokra igen jó példákat lehet látni a dán, a német és a holland partokon, valamint az Egyesült Államok délkeleti részén. A csendes, sekély vizű területeken a vegetáció is elősegíti a feltöltődést. A mérsékelt övi, szubtrópusi területeken az alacsony sótartalmú és a brakkvizet kedvelő növénytársulások elpusztult maradványai vesznek részt a watt-partok feltöltődésében. A me­ leg tengerek hasonló jellegű tengerpartjain a mangróveerdő segíti elő a feliszapolódást. A watt-partokat a tenger mélyebb részeitől gyakran turzások (lidók) választják el. A turzásgátak, ill. lidók előtt helyenként abráziós terasz alakul ki. A jól fejlett turzásokat rendszerint parti dűnék fedik. Az ismert watt-partok között több típust is meg lehet különböztetni. Észak-Ameri­ ka keleti partján a Chesapeake-öböl déli részétől a Lookout-fokig a watt-tenger peremén jól kifejlődött, csaknem összefüggő turzásgát képződött. A nyílt tengerrel tulajdonképpen csak a folyótorkolatok előtt lévő átjárók biztosítják az összeköttetést. A Nyugati- és a Keleti-Fríz-szigeteknek már lazább a kapcsolata. A Német-öbölben (Helgolandi-öböl) pedig csaknem teljesen hiányzik a watt-partokat ernyőszerűen védő turzásrendszer. Ismert, hogy a turzásgátszigetektől egykor jobban védett watt­ partok jelenlegi arculatát a XIII-XVI. sz. nagy vihardagályai kezdték kialakítani. Egyesek úgy gondolják, hogy a jelenlegi partviszonyok létrejöttében a terület lassú süllyedése is szerepet játszhatott. Feltételezhető, hogy a Doveri-szoros holocénban bekövetkezett megnyílása, ill. az azt követő árapályviszonyok megváltozása szintén hozzájárult a jelenlegi tájkép kialakulásához. Úgy látszik, hogy a Német-öböl alakja, illetve a hullámoknak való kitettsége zárt turzásrendszer kialakulását nem teszi lehetővé. 435

A parti áramlások jelentősége A partra merőlegesen fújó erős szelek a vízszint megemelkedését idézik elő. Ezt a mélyben a parttól a nyílt tenger irányába tartó ellenáramlás (soog) egyenlíti ki. Ennek erőssége és iránya több tényezőtől is függ. A kaliforniai partokon La Jollánál kimu­ tatták, hogy meghatározott helyeken időnként változó, sőt sugárirányú vízmozgások is megfigyelhetők. Az erőteljes vízszintemelkedés miatt a mélyben az ellenáram vize egyes partszakaszokon valósággal kitör az óceán felé. A partokra ferdén fújó szelek szintén megemelik a vízszintet, és a part mentén olyan áramlást idéznek elő, amelynek sebessége akár az 1 m/s-ot is elérheti. A parttól kifelé tartó fenékáramlások az árapály hatására is létrejöhetnek. Ezek különösen ott erősek, ahol a dagályhullám egy szűkebb tengerrészbe vagy a nyílt tengertől szigetek által elválasztott vízterületre nyomul be. A keskenyebb szorosokban a csatornahatás miatt különösen felerősödhet az ellenáramlás. A Messinai-szorosban az apály- és a dagályszint között csak 0,2-0,3 m a különbség, az áramlás erőssége azonban a 2 m/s-ot is meghaladhatja. Ahol erős a tengerjárás, mint például a francia partokon, a fenékáramlás sebessége az 5-6 m/s-ot is elérheti. A Maluku-szigeteknél 8 m/s sebességű áramlást is észleltek. Hasonló adatok a Skjerstad-fjordból (Bodøtól keletre, Észak-Norvégia) is ismeretesek. Az ilyen nagy erejű áramlások a fenéken már jelentős eróziós tevékenységet fejtenek ki. Azokban az öblökben, ahova a dagályhullám nagy erővel tör be, a dagályáramlás hatása is jelentős. A Funday-öböl déli ágának 60-70 m mély medrébe a dagályáram­ lás 200 m mély eróziós árkot vésett. A dagályáramlás számottevő oldaleróziót is kifejthet. Az olyan mély öblökbe, amelyekben a hullámzás már csak egészen gyenge, a dagályhullám fúróként nyomul be, és fokozatosan növeli, tágítja az öblöt. A da­ gályhullám-erózió a tölcsértorkolatokban is jól ismert. Azt a törmelékanyagot, amit a dagályhullám eróziója termelt, az apályáramlás a mély víz irányába sodorja, és mélyíti a dagályhullám eróziós barázdáit, mélyedéseit. Ahol a tengerfenék laza anyagból épül fel, ott az apályáramlás valóságos medreket formál (prielek, tidalok, creekek). Ezekben apály idején is, amikor a partszegély egy része száraz, még mindig csordogál a víz a tenger felé.

Folyótorkolatok A folyótorkolatok a tengerpartok sajátos helyei. Ahol erős a tengerjárás, a dagályhullám nagy erővel nyomul be a folyótorkolatba. A víz behatolása transzlációs hullámmal történik, amelynek átbukó homlokfala több métert is elérhet. Az Amazo­ nas torkolatába a pororoca gyakran 5-6 m magas homlokfallal hatol be. A dagály­ áramlás a folyó torkolatát ostromolva, azt tölcsérszerűen kiszélesíti. Amikor az apály beköszönt, erős visszáramlás indul meg, amely sok hordalékot ragad magával és szállít a tengerbe. Az apály és dagály ismételt váltakozása a tölcsértorkolatban 436

viszonylag mély medret alakíthat ki, ami megkönnyíti a hajózást. A nehézséget csak az jelenti, hogy a bevágódások helye változik, ezért erre a tényre főképpen a mélyebb merülésű hajóknál figyelemmel kell lenni. A tölcsértorkolatok előtt a tengerbe áramló víz hordalékszállító képessége hirtelen lecsökken, ezért ott homokzátony képződik, amelyet a német partokon egyszerűen „homoknak” neveznek. A homokzátony a hajózás számára nehézséget jelenthet. A tölcsértorkolatok lehetőségeket teremtettek kikötők létesítésére, többségükbe azonban a mélymerülésű, tízezer tonnás hajók már nem tudnak bejutni. Európában típusos tölcsértorkolatú az Elba, a Weser, a Szajna, a Loire, a Garonne, a Severn, a Tajo. Amerikában hatalmas tölcsértorkolata fejlődött ki a Szent Lőrinc-folyónak. A La Plata tölcsértorkolata szerkezeti besüllyedés, ame­ lyet a sok hordalékot szállító hatalmas Paraguay-Paraná az erős tengerjárás miatt deltájával nem tudott betemetni. A torkolatba időnként a vihardagály is betör. Ahol gyenge az árapály vagy gyakorlatilag nincs is, a folyó pedig sok hordalékot juttat a tengerbe, a hullámverés ereje nem elég annak elszállításához. Az üledékben gazdag folyóknál delta képződik, tehát gyakorlatilag hordalékkúp, amely az üledék további állandó lerakódása miatt fokozatosan előrenyomul a tenger rovására. A delta épülése többek között annak is függvénye, hogy a deltát építő folyó milyen hordalé­ kot juttat a tengerbe. Ha a hordalék kavicsos, homokos, a szétágazó medrek ezzel feltöltődnek. Az ilyen deltán gyakori a mederváltozás. Finomszemű hordalék eseté­ ben az előrenyomuló ágak mentén folyóhátak, természetes gátak képződnek, és az áradás idején ezeken átcsapó vízből lerakódott hordalék töltögeti az ágak közötti mocsaras, illetve fokozatosan elmocsarasodó felületeket. A folyó természetesen az ilyen deltán is változtatja szétágazó medreit, és így mindig más és más irányba építi erőteljesebben a deltáját (253. ábra). Ahol a delta eléri a tengert - viszonylag nyugodt víz esetén -, a szállított hordalék a természetes lerakódások hordaléklejtőjének megfe­ lelő lejtőszöggel (20-30°) halmozódik fel (254. ábra). Élénkebb vízmozgás esetén a deltán lerakódott üledékek lejtőszöge valamivel kisebb, de minden esetben merede­ kebb, mint a delta felszínén települt rétegeké. A hordalék lerakódása során ún. deltaperem képződik, amely a deltafelület és a delta lejtője között a határvonalat jelenti. Amennyiben a parton erős a hullámzás, és a deltánál, illetve annak szomszédságá­ ban homok vagy kavics áll rendelkezésre a partformálódáshoz, a hullámverés hatásá­ ra abráziós terasz jön létre, többnyire a víztükör fölé emelkedő, helyenként megszaka­ dó turzással. Az enyhe ívű turzás a delta területét lefűzi a nyílt tengertől. A fejlett delta felszíne sík. Az egyes torkolati ágak között kevésbé feltöltődött sekély, mocsaras, tavas mélyedések húzódnak meg. Az Egyenlítő környékén a deltá­ kat mangróveerdők, a mérsékelt övben pedig mocsári erdők, nádrengetegek borítják. A deltaképződmények vastagsága nagyon tekintélyes lehet. A Nílus- és a Rhône-delta üledékei 100 m-nél, a Pó deltájának üledékei 170 m-nél is vastagabbak. A deltaképződést több tényező befolyásolja. Nagyon sok függ a tengerparthoz érkező hordalék mennyiségétől, minőségétől, a hullámveréstől, a parti áramlástól, a tengervíz mélységétől, az árapály nagyságától és az éghajlati viszonyoktól. így érthe437

253. ábra: A Mississippi deltájának épülése és a delta különböző részeinek kora (Flint, R. F. és Skinner, B. J. nyomán). Év: 7. 5400-4400; 2. 4600-3600; 3. 3900-2750; 4. 2850-1650; 5. 1900-700; 6. 1150-500; 7. 500-napjainkig

tő, hogy a delták is különbözőek. Általában az alábbi típusokat szokták megkülön­ böztetni : 1. Ujjszerűen szétágazó vagy madárlábdelta. Többnyire ott alakul ki, ahol nagy tömegű hordalék érkezik a tengerbe, és a hullámverés, valamint a tengerjárás szeré­ nyebb mértékű (Mississippi).

2. íves peremű delta (az ív kifelé domborodik, pl. a Niger deltája). 3. Ékszerüen előrenyomuló, a tenger felől homorú peremmel végződő delta (Ebro deltája). Egyes deltáknál a delta egyik szárnya kifelé domborodik, a másik homorúan hajlott, vagy legalábbis a delta egy része homorúan végződik (pl. Nílus-delta. Ennek alaprajza közelíti meg leginkább a görög Δ betűt). 4. Lassan fejlődő, illetve gyengén fejlett delta. Ennél a típusnál a parti áramlások a tengerbe érkező folyóvízi hordalék nagyobb részét elszállítják (Zambézi). 5. Tölcséresedő delta. Ilyen a Gangesz, a Brahmaputra és az Irrawaddy deltája. Ennél a deltatípusnál a két folyó nagyon sok hordaléka ellenére a delta folyóágai az árapály miatt tölcséresednek. Gyorsan növekvő delták sokfelé előfordulnak a Földön (Lena, Jana, Indigirka, Pó, Niger, Yukon, Mississippi). A Pó deltája évente 100-110 hektárral növekszik. Az Adriai-tengernek nevet adó város, Adria, Augustus császár korában még forgalmas kikötő volt, és ma 35 km-re van a tengertől. A Pó-delta növekedése miatt a középkor elején Ravenna lett a kikötő. Ma már ez a város is 7 km-re fekszik a tengertől. Napjainkban Velence kikötőjét is csak mesterségesen lehet nyitva tartani a hajózás számára. A Mississippi deltaépítő ágai évente 20-30 m-t nyomulnak előre a tenger rovására. A nagyobb folyamok deltái terjedelmes síkságok. A Gangesz-Brahmaputra deltája több mint 50 000 km2 kiterjedésű. Ez a szám önmagában is tanúsítja egyes folyók nagyon jelentős hordalékszállító tevékenységét és felszínalakító munkáját. A nagyobb árapály nem kedvez a deltaképződésnek, mert a vízszintingadozások a parti területeken erős áramlásokat idéznek elő. Ezek az üledék nyugodt lerakódását és így a deltaképződést akadályozzák. Helyenként a jelentős tengerjárás ellenére (több . mint 3 m) egyes folyók tekintélyes deltát építettek fel. Ilyen a Rufiji folyó Kelet-Afrikában. Ez azért lehetséges, mert az a tönkfelület, ahonnan a folyó érkezik, a nagymér­ tékű areális leöblítés miatt sok hordalékot biztosít a folyó számára. A deltatorkolatú folyók a kikötők építése szempontjából kifejezetten előnytelennek minősíthetők. A szétágazó folyóágak a feltöltődés miatt veszélyesek a hajózásra, és hajlamosak a mederváltoztatásra. Az ilyen helyeken a kikötők rendszerint a delta szegélyén helyezkednek el. Ezt láthatjuk a Rhône, a Pó, a Nílus, az Indus és a Godavari folyóknál.

Az abráziós felszínek kiterjedése Régóta vitatott kérdés, hogy a tengeri abrázió mekkora kiterjedésű elegyengetett felszíneket képes létrehozni. Annak alapján, amit ma az abráziós szintek kialakulásá­ ról és méreteiről tudünk, azt mondhatjuk, hogy a tengeri abrázió legfeljebb néhány km-es vagy néhány 10 km-es lenyesett felületet dolgozhat ki. A feltételezések szerint 439

nagy területű abráziós eredetű, lenyesett felszín csak ott jöhetett létre, ahol egy térség korábban már szárazföldi eredetű sík terület volt, majd annak lassú süllyedése miatt fokozatosan rányomult a tenger. így a partra kifutó hullámok hullámverésének hatása egyre újabb területekre terjedt ki, az abráziós felszín tehát egyre terjedelmeseb­ bé vált. Ilyen viszonyok főleg a trópusi tájakon több helyen és többször is bekövetkez­ hettek.

A tengerszint tartós változásai és ezek hatása a partokra A tenger szintjének hosszan tartó változásai is vannak. A következőkben azt vizsgáljuk meg, hogy ezeknek milyen a hatása a partokra. Először a tengerszint glaciális eusztatikus változásait kell megemlítenünk. Ezek mértékére egyrészt a pleisz­ tocén folyamán a szárazföldön felhalmozódott jég tömegéből következtethetünk, másrészt azokból a geológiai és geomorfológiai megfigyelésekből, amelyeket a tenger­ fenéken 100-150 m mélységig végeztek. A tenger alatti völgyek általában ebben a mélységben kapcsolódnak a szárazföldön kialakult vízfolyások medreihez. Ebből a szempontból tanulságos az Északi-tenger selfterülete, valamint a Szunda- és az Újangliai-self. Az olaszországi kutatófúrások hasonló mélységig tártak fel szárazföldi lerakódásokat az Arno-deltában, Maremma partvidéki területein és Nápoly környé­ kén. A nagy atollok belső medencéiből kivezető nyílások, kapuk is mélyebbek 100 mnél. A tengerfenék üledékeinek oxigénizotópos vizsgálatai tanúsítják, hogy az elmúlt 3,25 millió évben mintegy 35 lehűlés következett be a Földön. Bizonyos, hogy az erőteljesebb lehűlések idején, amikor az északi félteke szárazulatain jégtakarók kép­ ződtek, és az antarktiszi, valamint a grönlandi jég kiterjedése számottevően növeke­ dett, a világtenger szintje csökkent. A melegebb időszakokban viszont emelkedett. Ezek a folyamatok a „jeges pleisztocén” folyamán (az utolsó 800 000 évben) nagyon felerősödtek, hiszen akkor az eljegesedés idején a tengerekből sok víz került át a szárazföldre és vált a jégtakarók alkotóelemévé. A legerősebb eljegesedés idején 115-120 m-t, a legutolsó eljegesedéskor 95-100 m-t süllyedt az óceánok (255. ábra) szintje a jelenlegihez viszonyítva. Az eljegesedések idején a jégtakarók növekedésével párhuzamosan csökkent a tengerek szintje. így a jelenlegi abráziós terasz alatt egyre mélyebben alakultak ki abráziós színlők. Ahol a tenger kis mélységű volt, a selfterületek szárazulattá váltak, és a szárazföldhöz kapcsolódtak, vagy szigetként emelkedtek ki a tengerből. A száraz­ földek területe így számottevően növekedett. A víz alól felszínre bukkant kéregrészek a külső erők felszínformáló hatása alá kerültek. A jeges pleisztocén idején ezek a változások többször is végbementek, így nem meglepő, hogy azokban az övezetekben, amelyeket a glaciális eusztatikus szintváltozások erőteljesebben érintettek, a tenger 440

alatt sajátos domborzati viszonyok észlelhetők (különböző folyóvízi, eolikus, karsz­ tos, tengerparti stb. formák). A világtenger az utolsó nagy eljegesedés hatalmas jégtakaróinak elolvadása után, mintegy 6000 évvel ezelőtt érte el a jelenlegihez hasonló szintet. Mint a 255. ábra tanúsítja, az éghajlat-ingadozások miatt a tengerszint az elmúlt 6000 esztendő alatt is változott, és ez egyes területeken számottevően befolyásolta a partok formálódását. Ehhez még azt is figyelembe kell venni, hogy a part menti területek kisebb-nagyobb részletei emelkedtek, illetve süllyedtek. Ezt jól tanúsítják az olyan jelenségek, amelye­ ket a Nápoly mellett fekvő Pozzuolinál láthatunk. Az ottani vulkáni anyagon az I. században épült Serapeum oszlopain 3,6-5,7 m magasságban fúrókagylók munkájá­ nak nyomait lehet észlelni. Ez arra utal, hogy a terület az épület elkészülte után legalább 6 m-t süllyedt, azután a mai magasságra emelkedett (256. ábra). Mivel az intergiaciálisokban a jelenleginél melegebb volt az éghajlat, és a jégtaka­ rók a mainál kisebb területeket foglaltak el, a tengerszint szükségképpen emelkedett. Erre igen jó bizonyítékot nyújtanak azok az abráziós színlők - helyenként meredek partfalakkal -, amelyek a különböző intergiaciálisokban keletkeztek, és minden kontinensen előfordulnak.

255. ábra: A tenger szintjének változásai az elmúlt 20 000 évben (Fairbridge, R. W. szerint) 441

256. ábra: A Serapeum oszlopai a fúrókagylók üregeivel Pozzuolinál A mai tenger szintje felett 6 m-nél magasabban fekvő színlők meglehetősen elterjedtek a Földön. Ezek közül a legalsó (ez 6 m-nél valamivel magasabban húzódik) bizonyít­ hatóan glaciális eusztatikus eredetű lehet, mert helyenként - például Kirenáikában - az utolsó interglaciális időszak ősemberével van kapcsolatban. Magasabb, hasonló jellegű partvonalak a Földközi-tenger környékén 15 m-es, de 30, 60 és 100 m körüli 442

magasságban is előfordulnak a tenger szintje felett. Egyesek szerint ezek (legalábbis 30, esetleg 60 m-ig) á korábbi interglaciális időszakok emlékét őrzik. Az idősebb szintek azonban nem fekszenek mindenütt azonos tszf.-i magasságban. Az bizonyos, hogy ha a mai létező összes belföldi jég elolvadna, akkor sem lenne képes a tenger szintjét a mainál 60 m-rel magasabbra emelni. Éppen ezért az idős, magasan fekvő partvonalak helyzetét a glaciális eusztatikus tengerszint-ingadozásokon kívül egyrészt a vízszint világméretű süllyedésével lehet magyarázni - amit a tengerfenék nagyobb részeinek folyamatos süllyedése idézett elő másrészt az emlí­ tett folyamathoz társuló sajátos kéregmozgásokkal. Nagy területű és jelentős mértékű kiemelkedést lehet észlelni ott, ahol a felszínt a pleisztocénben jégtakaró borította. A kiemelkedés abszolút értéke a Botteni-öböl környékén 300 m, és ez a szám a jégtakaró peremterületei felé fokozatosan csökken (257. ábra). A Szent Lőrinc-folyó tölcsértorkolatának északi részén mintegy 150 m-es emelkedést tudtak kimutatni (258. ábra). Skóciában 30, a Novaja Zemlján 400, a Ferenc József-földön 330, a Kola-félszigeten 230 m-es jégkorszak utáni kiemelkedést lehet bizonyítani. A rendel­ kezésre álló adatokból egyértelműen kitűnik, hogy a holocén folyamán a legnagyobb kiemelkedés azokon a területeken következett be, ahol a jég különösen vastag volt, és így leterhelte a kérget (tehát az glaciális izosztatikus mozgásnak volt alávetve). Az elmondottak bizonyítják, hogy a tengerpart nemcsak a hullámzás, a tengerjárás pusztító és építő munkája miatt változott állandóan, hanem a glaciális eusztatikus szintváltozások és a kéregmozgások következtében is. Az utóbbiak hatására a tenger felszínformáló munkája általában mindig más és más övezetben ment végbe. Egyes tengerparti területeket ebből a szempontból különösen nagy átalakulások érték.

257. ábra: Fennoskandinávia jégkorszak utáni kiemelkedése, a) i. e. 7700 óta végbement összes emelkedés m-ben; b) az évi emelkedés jelenleg mm/évben (Brinkmann, R. nyomán)

258. ábra: Észak-Amerika jégkorszak utáni kiemelkedése m-ben (Flint, R. F. nyomán)

A tengerpartok típusai A tengerszint eusztatikus, izosztatikus vagy tektonikus eredetű változásai szükség­ képpen átalakítják a partvonalat. Mivel beható vizsgálatok nélkül szinte lehetetlen megállapítani a tengerszint változásának az okát, Valentin, H. (1952) szerint nem szerencsés süllyedő és emelkedő partokról beszélni. Helyesebb a „víz alá merülő és a víz alól felszínre kerülő partok” kifejezés használata. Valentin a tengerszint ingadozásai alapján a partoknak hat alapvető típusát különböztette meg: 1. víz alá merült és tovább merülő partok; 2. víz alá merült és utána azonos helyzetben maradó partok; 3. korábban víz alá merült és ma a víz alól fokozatosan felszínre kerülő partok; 4. egykor víz alól felszínre került és ma alámerülő partok; 5. víz alól felszínre került és ma alig változó partok; 6. víz alól felszínre került és továbbra is magasodó partok. A partok alakulását számos tényező befolyásolja, így érthető, hogy azok tipizálásá­ nál különböző szempontok kerülhetnek előtérbe. Egyes szerzők a közvetlenül ható 444

folyamatokat a második helyre sorolják, és a partok szárazföldi eredetű formáinak különbségeit állítják előtérbe. Shepard, F. P. (1948) ezek alapján az alábbi típusokat különbözteti meg: 1. tengerpartok, amelyek formálódásukat elsősorban a szárazföldi eróziónak, a glaciális eusztatikus vagy glaciális izosztatikus mozgásoknak köszönhe­ tik; 2. szárazföldi eredetű üledékfelhalmozódás hatására alakult partok; 3. vulkani­ kus partok; 4. olyan tengerpartok, amelyeknek a szerkezet és a tektonika határozta meg a formaegyüttesét. A partok tipizálásában hasonló utat követ Guilcher, A. (1954) is. Tulajdonképpen minden, a szárazföldön keletkezett formát elönthet a tenger. Ezek szerint minden szárazföldi eredetű domborzat egy parttípusnak felelhet meg. A Lofoten-szigetek glaciális eredetű formavilágában a kárcsúcsos, Norvégiában, Grönlandon, Alaszkában, Dél-Chilében, Új-Zélandon pedig a fjordos partok a jellemzőek. Ahol a tönkfelszín alacsonyabb volt, az egykor jégtakaró által borított területek merültek a tenger alá, és így vásottsziklás skär-(ser) partok keletkeztek. A glaciális üledékkel fedett, fenékmoréna-tavakkal, ároktavakkal tarkított enyhén hullámos területek a tenger előrenyomulásának hatására fördés, illetve boddenes partokká alakultak. A boddenek sekély vizű, karéjos öblök, olyan helyeken alakultak ki, ahol a tenger a jégtakaró visszahúzódása után hullámos, dimbes-dombos területeket ön­ tött el, pl. a mecklenburgi partokon. A förde lapos partú, sekély, a kijárata felé szélesedő, hosszan elnyúló tengeröböl. Ott képződött, ahol a jég elolvadása után a tengervíz a jég alatti olvadékvíz által formált árokba nyomult be pl. Schleswig-Hols­ tein partjain. Nagyon változatos lehet a folyóvíz által formált domborzat. Amennyiben ilyen terület kerül a víz alá, ugyancsak különleges parttípus alakul ki. Richthofen, F. (1886) óta a víz alá merült V alakú és talpas V alakú völgyekkel tagolt partokat galíciai eredetű szóval ria-partoknak nevezzük. Azokat a partokat, ahol nagy esésű, szűk völgyek merültek a tenger alá, a baleári-provence-i helyi megnevezés alapján calavagy calanca-partoknak nevezzük. Több helyen félhengerszerű völgyekkel tagolt par­ tokat is meg lehet figyelni. A gyűrt rétegekből felépült hegységi tájakon hosszanti és keresztirányú partok egy­ aránt előfordulnak. Amennyiben egy lánchegységben a hosszanti völgyek egymással párhuzamos mélyedései (főképpen a szinklinálisok) merültek a tenger alá, dalmátvagy csatornatípusú parttal állunk szemben. A táblás, illetve réteglépcsős vidékeknek is megvannak a sajátos parttípusai. A megsüllyedt fiatal vulkanikus területeken a vulkáni formáknak megfelelő partok képződtek. A víz alól fokozatosan felszínre kerülő partoknál ez a sokszínűség már kevésbé mutatható ki. Az ilyen partok viszonylag csak kevés helyen fordulnak elő, és főképpen a glaciális izosztatikus mozgások következtében alakulnak ki. Ezek a mozgások glaciálisán átformált selfterületeket érintenek. Elméletileg elképzelhető, hogy ilyen partok tenger alatti lánchegység felszínre jutása nyomán is létrejönnek. A parttípusoknak a part menti domborzat általános jellege alapján történő felosz­ tása azonban nem ad többet, mint összefoglaló jellemzést a tájkép legfontosabb 445

vonásairól. Ez a tulajdonképpeni partfortnálódás szempontjából nem sokat jelent számunkra. Valentin, H. szerint a partformák genetikai megértéséhez figyelembe kell venni mind a tengerszintváltozásokat, mind a partokat építő, illetve pusztító folyamatokat. Az amerikai szerzők korábbi deduktív módszerével szemben az ő osztályozásában a terület víz alá merülése, a víz alól történő felszínre kerülése és a partokat építő vagy pusztító folyamatok között nincs szoros kapcsolat. A parttípusképződésnek az alábbi rendszerezését tartja elfogadhatónak: 1. Előrenyomuló partok: - a tenger alól felszínre kerülő partok; - épülő partok. 2. Hátráló partok: - tenger alá merülő partok; - partok, amelyeket a különböző lepusztító folyamatok alakítottak ki. Ennek az osztályozásnak is vannak nehézségei, amelyeket szerzője is látott. Például a parttól távol, a sekély vízben épült turzás a szárazföld előrenyomulását jelezheti, de ez a forma létrejöhet a hátráló part előtt is. Partformálódás a főbb éghajlati övezetekben A partok vizsgálatakor tekintettel kell lennünk azokra a területi különbségekre is, amelyek az éghajlat hatására alakultak ki. Az ugyanis egyre nyilvánvalóbb, hogy az éghajlatnak nagy a jelentősége a partok formálódásában. A partformálódásnak Valentin, H. újabb megállapításai szerint (1975) az alábbi fontosabb éghajlati öveze­ teit különböztethetjük meg. 1. Poláris parti övezet Ebben az övezetben a tenger jéggel való fedettsége miatt a hullámzás közvetlen hatásáról nem lehet szó. A partok alakulásában főképpen a jégnyomásnak van jelentősége. Az sem számít, hogy a part előtt a víz mély-e vagy sekélyebb. 2. Szubpoláris parti övezet Az ilyen partokat a jégmentes évszakban (hónapokban) a viharok által felkorbá­ csolt hullámok ostromolják. Ebben az övezetben már különbség van a mély és a sekély vizű partok között, és az is sokat számít, hogy a part szélnek kitett vagy szélárnyékos helyzetben van-e. Az említett körülmények ugyanis számottevően befo­ lyásolják a hullámverés erősségét. Ebben a tartományban nagyon erőteljes a fagy okozta aprózódás. Az ennek hatására keletkezett sok törmelék a jégmentes évszakban a partok mentén turzásokba rendeződik. Amikor a tengert jég borítja, jelentős jégnyomás éri a partokat. A már olvadozó jég partra vetődött jégtáblái a viharos szélben helyenként ugyancsak jelentős pusztító munkát végezhetnek. A laza anyagból felépült meredek partokat, ahol állandóan fagyott a talaj, a víz megtámadja. Emiatt itt üregek keletkeznek, amelyeket Valentin termoabráziós formáknak nevez. A szub446

poláris parti övezet az Egyenlítő felé ott végződik, ahol az állandóan fagyott talaj déli (ill. a déli félgömbön az északi) határa húzódik. 3. Hűvös mérsékelt parti övezet A part rövid ideig még jéggel fedett. A partok formálódásában a fagy okozta aprózódás, a jégnyomás és a jégtömbökkel terhelt hullámverés hatása nagyon jelen­ tős. Felszínfejlődés szempontjából számottevő különbség van a sekély és a mély vizű partok között. 4. Mérsékelten meleg parti övezet Ezt éri a legerősebb és leggyakoribb hullámverés. A mély vizű partokon az erős hullámverés hatására típusos, a tenger felé lejtő abráziós terasz alakul ki. Ahol keményebb kőzetekből épült fel a part, és az elég magasra emelkedik, nagyon mere­ dek, magas partfalak keletkeznek. Ebben az övezetben legnagyobb a különbség a mély és a sekély vizű, illetve a szélverte és a szélárnyékos partok között. Az Egyenlítő felé nem könnyű megvonni a határt. Általában az a vélemény, hogy ez kb. ott húzható meg, ahol a víz hőmérséklete egyetlen hónapban sem süllyed 11-12 °C alá. 5. Szubtrópusi parti övezet Egyik legszembetűnőbb jelensége az, hogy az abráziós terasz nem lejt a tenger felé, hanem közel vízszintes. Az abráziós terasz egyaránt lehet magasabb vagy alacsonyabb fekvésű (dagály- és apályszintbeli abráziós terasz), de előfordulhatnak együttesen is. Az abráziós teraszon a turzások helyett (amelyek annyira jellemzőek a magasabb szélességeken fekvő partokra) helyhez kötött mészalgazátonyok, efelett a még időn­ ként elöntött szinteken az ún. parti kőzetek (beach rock, kalcium-kabronát által cementált homok) képződnek. A partokon gyakori a mész cementálta dűnehomok is. Az abráziós színlő vízszintes volta a biogén és szervetlen eredetű lerakódásoknak köszönhető. A sekély vizű területeken watt-partok és marsch-földek alakultak ki, finom szemű hordaléklerakódással. A szubtrópusi és a trópusi parti övezet között ott húzható meg a határ, ahol a koralltelepek megjelennek (vagyis ahol a felszíni víz hőmérséklete nem süllyed 18-20 °C alá). 6. Trópusi parti övezet Amennyiben az ilyen partokon nem torkollik be lebegő hordalékot szállító folyó, nagyon jellemzőek a korallzátonyok, amelyek sok helyen gyűrű alakúak. A sekély partokon, ahol sok finom szemű hordalék rakódik le, kiterjedt mangróveerdők alakultak ki. A partokat kutató geomorfológusok úgy vélik, hogy a poláris jégfedte partok mellett a hullámverésnek itt a leggyengébb a partformáló hatása. Regionális különbségek természetesen itt is előfordulnak, hiszen a tájfunoktól gyakrabban láto­ gatott partrészeken rövid idő alatt is jól érzékelhető partátalakulások következhetnek be.

447

Irodalom Bowen, D. Q.: Quaternary Geology. Oxford/New York, 1978. p. 221. Chorley, R. J.-Schumm, S. A.-Sugden, D. E.: Geomorphology. Cambridge, 1984. p. 605. Cornish, V.: On sea beaches and sand banks. Geogr. Jour., 1898. 521-532. Cholnoky, J.: A csillagoktól a tengerfenékig. Budapest, év. n. p. 465. Defant, A.: Physical Oceanography. Oxford, 1961. p. 729. Dietrich, G.: Ozeanographie, Physische Geographie des Weltmeeres. Braunschweig, 1959. p. 96. Fairbridge, R. W.: Recent and pleistocene coral reefs of Australia. Jour. Geol. 58, 1950. 330-401. Fairbridge, R. W.: Eustatic Changes in See Level. In: Physics and chemistry of the Earth 4. New York, 1961. 99-185. Fairbridge, R. W.: Encyclopedia of oceanography. New York, 1966. p. 1021. Gaillard, D. D.: Wave action in relation to engineering structures. Corps, of Engineers, US Army Prof. Pap. 31. Washington D. C. 1904. Guilcher, A.: Essai sur la zonation et la distribution des formes litorales de dissolution de calcaire. Ann. de Geogr., 1953. 161-179. Haugh, J. L.-Menard, H. W.: Finding ancient shorelines. Soc. Econ. Paleont. Mineral Spec. Publ., 1955. p. 129. Kaiser, Κ.: Küstenmorphologie. Zeits. für Geomorph. Suppl. 3, 1968. p. 199. King, C. A. M.: Beaches and coasts. London, 1959. p. 403. Kuenen, P. H.: Marine geology. New York, 1950. p. 568. Model, F.: Gegenwártige Küstenhebung im Ostseeraum. Mitt. Geogr. Ges., 1950. 64-115. Neshyba, S.: Oceanography. New York, 1987. p. 506. Panzer, W.: Brandungshöhlen und Brandungskehlen. Erdkunde, 1949. 29-41. Shepard, F. P.: Submarine geology. New York, 1963. p. 557. Shepard, F. P.: The Earth beneath the sea. London/Oxford, 1960. p. 275. Shepard, F. P.: Sea level rise during the past 20 000 years. Zeits. für Geomorph. N. F. Suppl. 3, 1961. 30-35. Stowe, K. O.: Ocean Science. New York, 1983. p. 673. Szabó, J.: Egy különleges árapályövezet. Földr. Közi. 23-39. 1983. Valentin, H.: Die Küsten der Érdé. Beitráge zűr allgemeinen und regionalen Küstenmorpholo­ gie. Pét. Geogr. Mitt., Erg.-H. 246, 1952. 118. Valentin, H.: Untersuchungen zűr Morphodynamik tropisch-subtropisch Küsten. Würzburger, Geogr. Arb. 43, 1975. 9-24.

A tengerfenék domborzata A tengereken végzett visszhangos mélységmérés, a víz alatti fényképezés, a tengerfe­ nék fúrási technikájának fejlődése, a fúrásminták paleomágneses vizsgálata és radio­ metrikus kormeghatározása az utóbbi időben számottevően gyarapította és alapvető­ en meg is változtatta a tengerfenék kialakulására és formáira vonatkozó ismereteket. A sok új adat egyre meggyőzőbben bizonyítja, hogy a tengerfenék alapos tanulmá­ 448

nyozása nélkül a kontinensek fejlődéstörténetét sem tudjuk kielégítően magyarázni. Ezért is látszik indokoltnak a tengerfenék domborzatának és sajátos formáinak a korábbiaknál részletesebb bemutatása.

A szárazföldek peremterületei A szárazföldek peremvidékeit, a domborzati viszonyoktól függően különböző mélységben és szélességben öntötte el a tenger. A kontinentális perem tengeri tartomá­ nya két egymástól alapvetően különböző egységre tagolódik: 1. az enyhén lejtő szárazföldi talapzatra (kontinentális self) és 2. a jóval meredekebb kontinentális lejtőre. Az előbbi az óceánok területének 7,5%-át, az utóbbi pedig mintegy 8,5%-át foglalja el. A szárazföldi talapzat (kontinentális self) alsó határa a kontinentális lejtő, amely átlagban 125-180 m mélységben kezdődik. Szélessége még egyazon kontinensnél is nagyon változó lehet, és az egész Földet figyelembe véve néhány 100 métertől csaknem másfél ezer kilométerig terjedhet. Átlagban 2‰-es (Ο,Γ-os) lejtésű. Az utolsó eljegese­ dés idején a tenger szintjének glaciális eusztatikus csökkenése miatt a szárazföldi talapzat nagyobb része szárazulat volt, emiatt közel 70%-át szárazföldi eredetű üledé­ kek borítják. Ezek folyóvízi feltöltésű, illetve parti síkságok területén rakódtak le. Felületük rendszerint dombokkal, völgyekkel, völgyszakaszokkal, sekély mélységű medencékkel tagolt. Ezekről a formákról könnyen meg lehet állapítani, hogy száraz­ földi viszonyok között keletkeztek. Az ilyen területek tehát a szárazföldi domborzat tenger alatti folytatásai. Erre kitűnő példát nyújtanak az Északi-tenger és a Szundaself sekély mélységű, vízzel borított területei. Több kontinentális talapzaton zátonyszigetek, meredek abráziós partfalak és abrá­ ziós teraszok nyomai mutathatók ki. Az ilyen helyeken gyakoriak a turzások is, amelyekhez nagyon sok görgeteg is társulhat. Helyenként olyan víz alatti sekélyebb árkokat, csatornákat is észleltek, amelyek a watt-tengerek partjaira jellemzőek (a Brit-szigeteket övező területeken, a Chesapeake-öbölben, a dél-kínai partok előtt). Az Egyesült Államok keleti partja előtt a kutatófúrásokkal sajátos selfterületet mutattak ki. Itt az Appalache-hegység képződményei, amelyek a Fall-line mentén a másod- és harmadidőszaki üledékek alatt eltűnnek, a Chesapeake-öböl kijáratánál már 900 m mélyen fekszenek, a selfterület peremén pedig 3900 m mélyre süllyedtek. Keletebbre - a selfen túl - ismét közelebb kerülnek a tengerszinthez. Ugyanezt mutatták ki Új-Skóciától délre, továbbá a Hatteras-foknál létesített fúrások is. Úgy vélik, hogy az Egyesült Államok keleti partjainál tulajdonképpen egy képződőben lévő előmélyedés, talán egy geoszinklinális húzódik. Ebbe a típusba tartozik a Kongó­ torkolat vidéke is, ahol a parti síkság másod- és harmadidőszaki képződményei 2500-3000 m vastagok. A kontinentális lejtő a szárazföldi talapzat pereméhez csatlakozik, amely átlagban több mint 5%-os lejtéssel bukik alá. A legújabb vizsgálatok szerint az Egyesült 449

259. ábra: Az Atlanti-óceán tenger alatti domborzati viszonyai a Hudson-öböl és Új-Skócia környékén (Heezen, B. C. és Tharp, M. szerint). 1. szárazföldi talapzat (kontinentális self); 2. kontinentális lejtő; 3. kontinentális lejtőláb; 4. mélytengeri síkság mélytengeri hegyekkel; 5. A tenger alatti Hudson-kanyon alsó része

Államok atlantikus partszegélye az a terület, ahol a kontinentális lejtőt a legjobban be lehet mutatni (259. ábra). Ebben az övezetben a selfek pereménél szinte minden átmenet nélkül 10 vagy több mint 20%-os lejtővel bukik alá a kontinentális lejtő. A meredek lejtő magassága 500 és 3000 méter között ingadozik. Ez a szorosabb értelemben vett kontinentális lejtő. Az alsó vége azonban még nem éri el a mélytengeri fenékszintet, ugyanis egy jóval kisebb lejtésű felület csatlakozik hozzá, amely fokoza­ tosan megy át a kb. 4500 m mélységben fekvő óceáni medencébe. A most említett átmeneti övezetet, amely 5%-os vagy még kisebb lejtésű, kontinentális lejtőlábnak. nevezzük. A lejtőlábnak nagyon változatos a magassága aszerint, hogy a felette húzódó meredekebb lejtő kisebb vagy nagyobb része-e annak a magasságkülönbség­ nek, amely a selfperem és a mélytengeri fenékszint között kialakult. A lejtőláb laza üledékekből épül fel. Ez az anyag a kontinens felől érkezik lebegtetett szállítással, és a kontinentális lejtőn, illetve annak előterében halmozódik fel. A szeizmikus mérések szerint a selfek külső peremén túl tekintélyes szélességű övezetben 1000 m-nél is vastagabb üledéktakaró fekszik. Ilyen üledékvastagságok még a lejtőláb pereméné; távolabb is előfordulnak (pl. a Brazil-, az Argentin-medencében, valamint az Ohotszki-, Japán-, Kelet-kínai- és Dél-kínai-tenger medencéjében). 450

Az óceáni medencékben egyébként az üledékvastagságok csekélyek, az előbb emlí­ tett értéknek a tizedrészénél is kisebbek. A kontinentális lejtőn helyenként lépcsőszerűen tagolt felületeket figyeltek meg. Ez esetben lépcsőzetesen megsüllyedt rögökről van szó. A hullámmozgásnak, árapálynak vagy a fenékáramlásoknak a kontinentális lejtőn már alig van hatása. Annál fontosabb a tömegmozgások és a zagyárak anyagát­ telepítő tevékenysége. Tenger alatti kanyonvölgyek. Régóta ismert, hogy a tenger alatti meredek lejtőkbe kanyonvölgyek mélyülnek. Ezek kialakulási körülményeiről és előfordulásuk gyako­ riságáról csak az utóbbi időben sikerült pontosabb képet kapni. A tenger alatti kanyonok rendszerint a selfeken kezdődnek, amfiteátrumszerű völgyfővel. Innen 20-50, egyes esetekben több mint 100 km hosszan, akár 1000 m-nél is mélyebbre bevágódva futnak a lejtőláb 2000-3000 m mélységben lévő szintjéig. Gyakran több kisebb völgy egyesül egy fő völggyé, miként a felszíni vízfolyásoknál. A tenger alatti kanyonok hosszanti szelvényében jelentős lejtőtörések észlelhetők, ami a kanyonok hagy esése miatt nem meglepő. A kanyonvölgyek felső szakaszaira - több mint 100 vizsgált kanyonnál - 10-12%-os lejtést mutattak ki. Ez az érték a völgyek alsó szakaszán 4-5%-ra csökken. Hasonló a helyzet a vad hegyi patakok esésgörbéi­ nél. A kanyonvölgyek több száz méter magas oldallejtői nagyon meredekek (általá­ ban 30-50%-os a lejtésük). A kanyonok végénél gyakran enyhén hullámos, finom plasztikájú domborzat észlelhető azokból az üledékekből, amelyek a kanyonvölgyből szállítódtak ide. Nagyon sok tenger alatti kanyon közvetlenül a selfeken kezdődik. Csak a hordalék­ ban gazdagabb folyóknál látszik, hogy lefolyási pályájuk tenger alatti kanyonvölgy­ ben folytatódik. Ez a jelenség különösen szembetűnő a Gangesznél, Indusnál, Kongó­ nál, Hudsonnél, Tejónál, Adournál. Az utóbbi folyónál a tenger alatti kanyonvölgy nem a folyó jelenlegi, hanem egy régebbi torkolati szakaszához kapcsolódik. A folyó­ torkolatoknál kezdődő kanyonvölgyek rendszerint hosszabbak, mint azok, amelyek a selfekről indulnak. A Kongó kanyonvölgye 134, az Indusé 94 km hosszú. A tenger alatti kanyonvölgyek a kontinentális lejtő általánosan elterjedt jelenségei, sok százat ismernek belőlük. Észak-Amerika keleti partjain a Hatteras-foktól északra és a kaliforniai partokon 10-20 km-enként mélyül egy-egy kanyonvölgy a kontinentá­ lis lejtőbe. A tenger alatti kanyonok képződése hosszú ideig vitatott volt. A korábbi elképzelé­ sek szerint bemélyítésüket folyók végezték el olyan időszakban, amikor a szóban forgó terület még szárazföld volt. A harmincas évek óta végzett kutatások szerint a kanyonok többféle eredetűek. Daly, R. A. (1936) és Kuenen, Ph. H. (1947, 1950) mutattak rá, hogy nagyobb részüket a zagyárak mélyítették ki. Bebizonyosodott, hogy a zagyárak hordalékukkal áramlási pályájuk aljzatát erőteljesen tudják koptat­ ni. A nagyméretű kanyonok hordalékban gazdag folyók torkolatai közelében észlel­ hetők. A zagyárakat az innen származó finom szemű hordaléktömeg táplálja. Több tengeri kanyon alacsony tengerszint idején vágódott be. Az utóbbi típust a tengerfené­ ken végbemenő folyamatok vagy átformálják, vagy a zagyárak esetleg tovább mélyí­ 451

tik. Akadnak olyan kanyonvölgyek is, amelyekről kétségtelenül megállapítható, hogy törésvonal mentén alakultak ki. Kontinentális lejtőláb A zagyárak szállította üledék és a kontinentális lejtőn a csuszamlások során áttelepített anyag a kontinentális lejtő aljánál halmozódik fel, és egy átmeneti/lejtőt hoz létre, amely a mély óceáni fenékhez vezet. Ez az ún. lejtőláb tehát akkumulációs eredetű képződmény. A lejtőláb általában néhány tíz vagy né­ hány 100 km széles. Felületét sekély mélyedések és enyhe kiemelkedések teszik vala­ melyest változatosabbá. A lejtőlábon különösen a nagyobb kanyonok előtt néha lOOm-nél is mélyebb, széles árkok futnak le az óceáni fenékig. Ezeket gyakran kísérik lapos, több km széles gátak, amelyek a zagyárak anyagából keletkeztek. Bizonyos tekintetben hasonlítanak a folyóhátakhoz. A kontinentális lejtőláb felszíné­ ből helyenként mélytengeri hegyek, kúpok, magasabb dombvonulatok emelkednek ki. A kúp alakú hegyek általában vulkáni eredetűek.

A mélytengerek domborzata Az 1957/58-as geofizikai év óta egyre növekvő mennyiségben végeztek mélységmé­ réseket, fúrásokat, szeizmikus megfigyeléseket a nagy mélységű óceáni területeken is. A mélytengerek az óceánoknak mintegy 84%-át foglalják el. Amíg nem volt kellő számú mélységmérési adat, úgy vélték, hogy a mélytengerek aljzata sima, egyhangú. Ahogy a mélytengeri fenék domborzati viszonyaira és földtani felépítésére vonatkozó ismeretanyag gyarapodott, kiderült, hogy az igazi mélytengeri síkságok nem is olyan terjedelmesek. A mélytengeri síkot ugyanis óceánperemi és óceánközépi hátságok teszik változatossá. Ezek a kontinentális lejtőlábig terjedő óceáni területeket több millió km2 kiterjedésű óceáni medencék tucatjaira tagolják. A mélytengerek világában három fő domborzattípus különíthető el: 1. óceánperemi hátak és mélytengeri árkok; 2. óceánközépi hátságok és mellékhátak; 3. mélytengeri medencék. Óceánperemi hátak és mélytengeri árkok. Már egy részletesebb domborzati térké­ pen is szembetűnik, hogy egyes óceánperemi hátak a szárazföldi hegyláncok közvetlen folytatásai. Ezt láthatjuk a Dél-Antilla-tengernél, Indonéziában, Melanéziában, az Ohotszki- és a Bering-tenger peremén. Ez arra utal, hogy az említett területeken lévő hátak és a szárazföldi hegyláncok, keletkezésüket tekintve rokonságban vannak. Az említett megállapítást megerősíti, hogy az óceánperemi hátakat többfelé hosszan elnyúló, keskeny mélytengeri árkok kísérik, amelyeknek fenékszintje 3000-6000 m-rei fekszik mélyebben az óceáni síkságoknál. Bennük tulajdonképpen a lánchegységek előmélyedéseit kell látni. Az utóbbiakhoz viszonyítva csak az a különbség, hogy a mélytengeri árkok nincsenek olyan erősen feltöltődve, mint a lánchegységek előmé452

lyedései. Ez végeredményben érthető, hiszen az árkokat kísérő óceánperemi hátak nem vagy csak csekély mértékben emelkednek a tengerszint fölé, így az árkokban az üledékképződés meglehetősen lassú. Az óceánperemi hátakra szinte kivétel nélkül a többé-kevésbé hajlott, íves forma a jellemző. Amennyiben kontinens fekszik a közel­ ben, az ív a nyílt óceán felé domborodik ki. Az ívesen meghajlott óceánperemi hátak külső lejtőjénél, az ívhez simulva rendszerint mélytengeri árok húzódik. A most bemutatott óceánperemi hátak és az ezeket kísérő mélytengeri árkok többsége kisebbnagyobb távolságra ugyanúgy szegélyezi a kontinensek peremét, mint a szárazfölde­ ken a lánchegységek. Ebben a tekintetben csak Melanéziának az Új-Guinea és ÚjZéland között fekvő hátjai kivételek. Egyesek azt feltételezik, hogy ezen a területen nagyobb szárazföldi tömeg süllyedt le. Az eddigi kutatások szerint az óceánperemi hátak gyűrt szerkezetűek, és erős térrövidülésről tanúskodnak. A szárazföldi lánchegységekhez hasonlóan Földünk földrengéses övezeteihez tartoznak. A kéregnek e nyugtalan övezeteit régebben is aktív vulkanizmus jellemezte, ahol az ún. pacifikus kőzetcsalád magmaanyaga jutott a felszínre. A név olyan kőzeteket foglal magába, amelyek kovasavban és kalciumban gazdagok. Ezért szokták őket mészalkáli kőzeteknek is nevezni. Az óceánperemi hátak gyakran mint a tenger szintje fölé emelkedő szigetsorok jelennek meg. Ezek közül egyeseknél gyűrt rétegsorokat mutattak ki. Egy-egy sziget meredek lejtőjű kúpként emelkedik ki a tengerből, és a csúcs vulkáni anyagból épül fel. Az óceánok peremén 26 mélytengeri árok alakult ki. Ebből mindössze három jut az Atlanti-, egy pedig az Indiai-óceánra (a Kajmán-, a Puerto Rico-, a Déli-Sandwichárok, ill. a Jávai-árok). A többi a Csendes-óceán peremi övezetében helyezkedik el. A mélytengeri árkok - a Perui-Chilei-, és a Közép-amerikai-árkot nem számítva - a szigetívek, illetve az óceánperemi hátságok mentén keletkeztek. Az árkok méretei között számottevőek a különbségek, geofizikai szempontból azonban több közös jellemzőjük van: 1. Az árkok tengelyével párhuzamosan, egy kissé a kontinentális lejtő irányába eltolódva egy olyan keskeny sáv húzódik, ahol a gravitációs anomália erősen negatív értékű. Ez a felső kéregbeli tömeghiányra utal. 2. Az árkok tengelyében nagyon gyakoriak a sekély mélységben keletkező földren­ gések. A nagyobb mélységű földrengések fészkei egy olyan réteg mentén helyezkednek el, amely mintegy 45°-os szöggel hajlik a kontinens alá, maximálisan 700 km mélysé­ gig· 3. A mélytengeri árkok párhuzamosan futnak azokkal a vulkáni vonulatokkal, amelyek a fiatal, gyűrt kéregrészeken ülnek. 4. Az árkokban a hőáram értéke kisebb, mint a többi óceáni területen és a száraz­ földeken. A tengeri geofizikának ezek az eredményei arról tanúskodnak, hogy az árkok övezetében erős tektonikus mozgások mennek végbe. Ennek során az óceáni lemez 453

260. ábra: Az Atlanti-óceán tenger alatti domborzata

alábukik a szárazföldi lemeznek. (Helyenként - mint a Tonga-ároknál - a vékonyabb óceáni lemez préselődik a vastagabb óceáni lemez alá.) Az alábukás helyén 10-11 ezer m mélységet is elérő mélytengeri árkok alakultak ki (a legmélyebb a Mariana-árok: 11 034 m). A most említett folyamat szoros összefüggésben van az óceánfenék szétte­ rülésével. Óceánközépi hátságok és mellékhátak. Az óceánperemi hátakkal ellentétben nem az összepréselődésnek, hanem a földkéreg tágulásának köszönhetik kialakulásukat. Az óceáni hátságok gerincvonalában nagyon hosszú, sok helyen összetört, árokszerü hasadékok húzódnak, amelyek a kéreg tágulását bizonyítják (260. ábra). A hátszerü forma úgy keletkezett, hogy ebben az övezetben a földköpenyből ismételten magma nyomult fel, és behatolt a minduntalan újrakeletkező hasadékok eltávolodó szegélyei közé. Ahol az óceánközépi hátságnak egy kontinentális területtel van kapcsolata, ott a hátság a kontinens egy nagy árokrendszerébe megy át. Ezt láthatjuk az Arab-Indiai454

óceánközépi-hátságnál, amely az Ádeni- és az Ománi-öböl között húzódó árokrend­ szerhez illeszkedik. A Kelet-Pacifikus-hátság északi végződésénél már a Kaliforniai­ öböl árka kezdődik. Az óceánközépi hátságok 500-2000 km szélesek, és 1500-3000 méterre emelkednek ki az őket övező 4000-5000 m mélységű tengeri medencékből. Jellemző, hogy a hátság gerincén gyakran 1000 m-nél is mélyebb, 10-20, sőt 50 km-nél is szélesebb hosszanti árkok fordulnak elő. A hátságok tetején gyakran két vagy több árok is jelentkezik egymás mellett. A hosszanti törések és az ezek fölé különböző magasságra emelkedő, illetve mellettük megsüllyedt hosszanti vonulatok (rögök) a hátságnak egy többékevésbé lépcsőzetes lejtést kölcsönöznek. Az óceánközépi hátságok bazaltos kőzeteit csak egy vékony, néhány tíz, esetleg pár száz méteres üledéktakaró fedi. Az üledék vastagsága és kora a hátság pereme felé növekszik. Az óceáni fenéken azonban eddig nem fúrtak át olyan üledéket, amely jura korinál idősebb lenne. Ez egyúttal azt is jelenti, hogy a hasadékrégió két oldalán az óceánfe­ nék szétsodródása néhány cm/év sebességgel ment végbe. Az óceánközépi hátság vulkanikus kőzetei - az óceánperemi hátakétól eltérően - főképpen az ún. atlantikus családba tartoznak. Ezeket is az alkáli kőzetek csoportjaként emlegetik. Az ilyen kőzetek viszonylag kevesebb kovasavat tartalmaznak, és hígan folyósak (bázikus kőzetek). Ez a tény geomorfológiai szempontból is jelentős. A hígan folyó bazaltos kőzetek ugyanis az óceánközépi hátságokon elősegítették a lapos tetejű, ún. pajzsvul­ kán típusú képződmények létrejöttét. Az óceánközépi hátságokra nagyon jellemzőek a haránttörések (transzform vetők). Ezek mentén - mint azt a radiometrikus kormeghatározások és a paleomágneses mérések adatai bizonyítják - a kéregrészek egyes helyeken több mint ezer kilométeres eltolódást szenvedtek. Hatalmas kereszttöréseket mutattak ki a Közép-atlanti-hátságon, a Reykjanes-hátság déli végénél az 50-55° északi szélesség között, a 11° északi szélesség alatt lévő hajlatnál, a Romanche- keresztirányú ároknál az Egyenlítő közelé­ ben, a Bouvet-szigetnél a déli szélesség 50-55 fokánál, a Dél-Pacifikus-hátságon a Ross-selftől északkeletre és a Kelet-Pacifikus-hátságon, a 3-5° déli szélesség között a Marquesas-lépcsőnél. Az óceánközépi hátságokról adott jellemzés - jelenlegi ismereteink szerint - nem érvényes a belső óceáni területek összes hátjára és küszöbjére. Számos más tenger alatti vonulatnak - amelyek az óceánközépi hátságokból ágaznak ki, vagy függetle­ nek a fővonulatoktól, és úgy emelkednek ki, hogy nincs egyértelmű összefüggésük az árokrendszerekkel, kontinentális területekkel - még nem tisztázottak a keletkezési körülményei. Az ilyen hátakat egyelőre óceánközépi mellékhátaknak nevezzük. Vannak olyan elképzelések, hogy egyesek - mint pl. az Imperátor-hát és a Hawaii­ hát az Észak-Pacifikum középső részében észlelhető elágazásaival - egy képződőben lévő óceánközépi hátságnak foghatók fel. Ezeknél a kiemelkedés gerincvonalában a hosszanti árok még nem vagy csak tökéletlenül fejlődött ki. Mások azt feltételezik, hogy az ilyen hátak a fejlődés késői stádiumában vannak, és ezeknél a szárnyak szétáramlása már régen megszűnt. 455

Az Indiai-óceánban az olyan vonulatok, mint a Madagaszkári-hát, a Natal-hát és az Agulhas-plató - amelyek Madagaszkárnak és Afrikának támaszkodnak - azt a gondolatot keltik, hogy ezek nem mások, mint törésrendszerek mentén lesüllyedt kontinentális rögök. A mélytengeri medencék domborzatát kontinentális lejtők, óceánperemi és óceánkö­ zépi hátak, hátságok jellemzik. A medencéknek - a kúpszerűen kiemelkedő, főképpen vulkanikus eredetű hegyeket, mélytengeri árkokat, mélytengeri teknőket nem számít­ va - nagyon egyenletes a felszínük. Lejtésviszonyaik legfeljebb néhány ezrelékesek. A mélytengeri medencék között több szempontból is különbségek vannak. Az első típust nagyon finom szemű, laza üledékek fedik. A víz alatti felvételek tanúsága szerint ezek felszíne lehet sima, fenéklakó élőlényektől bolygatott, vagy a gyenge fenékáramlások hatására enyhén fodrozott. Bizonyos, hogy az ilyen területeken az üledékfelhalmozódás van túlsúlyban. A kontinentális lejtőtől több mint 200-300 km-re a mélytengeri síkságokon lerako­ dott üledékek három fő típusba sorolhatók. A meszes mélytengeri iszap túlnyomórészt globigerinás iszapból áll. Ez az óceánfenéknek mintegy 50%-át borítja. Az Atlanti­ óceánnak valamivel több mint %-át, az Indiai-óceánnak mintegy a felét és a Csendes­ óceánnak több mint %-át. A mésziszap a meleg és közepesen meleg tengerekben rakódik le, ahol a fenék feletti víz mésszel telített. így a meszes héjtöredékek megma­ radhatnak. A kovatartalmú mélytengeri iszap (diatomás iszap) az Antarktiszt övező óceáni területeken és a Csendes-óceán északi szegélyén képződik, tehát a hideg vizet kedvelő kovamoszatok életterének területén. A Csendes-óceán trópusi övezetében ugyancsak előfordul kovatartalmú mélytengeri iszap, az ún. radioláriás iszap. A ko­ vatartalmú mélytengeri iszapok a tengerfenéknek alig 15%-át fedik. Az óceánok fenekének jó egyharmadát vörösagyag fedi. A meleg tengerekben képződő vörös színű, többféle árnyalatú agyag igen sok kolloidrészecskét tartalmaz, amelynek vasvegyületeit a fenéken az arktikus területek felől az Egyenlítő irányába áramló oxigéndús víz ferrivegyületekké oxidálta (pl. az Atlanti-óceán Argentin- vagy Brazil-medencéjében). A vörösagyag tulajdonképpen a globigerinás mésziszap oldási maradéka, de összetételében a finom szemcséjű vulkáni eredetű por is részt vesz. A világűrből származó anyag is előfordul benne kondrites és sziderites meteoritré­ szecskék alakjában. Ezek ugyan a többi tengeri üledékben is jelen vannak, de a sokrétű ásványos anyagban nehezebben ismerhetők fel. A vörösagyag keletkezése igen lassú. Ezt a belőle kikerült harmadidőszaki bálnamaradványok és cápafogak is bizonyítják. Kuenen, P. H. (1950) évezredenként 4-13 mm-re becsüli a vörösagyag felhalmozódásának mértékét. A globigerinás iszapnál ez az érték 8-40 mm, a diato­ más iszapnál 7 mm. A mélytengeri üledékképződéssel jellemzett óceáni medencéket összefoglaló névvel mélytengeri akkumulációs síkságoknak nevezzük. Jelentős kiterjedésűek azok a mélytengeri síkságok is, ahol nagyon csekély mértékű az üledékfelhalmozódás. Az ilyen tengerfenéken vagy szálban álló kőzetek fordulnak elő (pl. láva), vagy olyan törmelék, amely a vulkáni tevékenységből származik. A víz 456

alatti felvételek tanúsága szerint helyenként mangángumókból álló takaró fekszik a tengerfenéken. Emellett finom szemű üledékek is előfordulnak. Ezektől tűnik a mély­ tengeri medencék aljzata valamelyest változatosabbnak. A tengerfenéken szabadon fekvő mangángumók azt bizonyítják, hogy az ilyen helyeken gyakorlatilag nincs üledékképződés. A mangángumók magjába zárt fosszíliák, pl. cápafogak korából kiszámították a konkréciók növekedésének mértékét, amely évmilliónként néhány mm. Jelentősebb üledékképződésnél a mangángumók ki sem tudnának alakulni, és nem is növekedhetnének, hiszen ehhez az kell, hogy a mangángumók fémtartalmú áramló vízzel kerüljenek érintkezésbe. Az elmondottak alapján az említett mélytengeri fenékszintek joggal nevezhetők üledékben szegény mélytengeri síkságoknak. Az ilyen mélytengeri síkok a Csendes­ óceánban jobban elterjedtek, mint az Atlanti- és az Indiai-óceánban. Ez arra vezethe­ tő vissza, hogy a két utóbbi óceánban több a közeli kontinentális lejtő, és nagy vízgyűjtő területű, üledékben gazdag folyók torkollnak beléjük. Mélytengeri területek keresztirányú (transzverzális) törései. A kutatóhajók vizsgá­ latai szerint az Észak-Pacifikus-medencében az Aleuti-szigetív és a déli szélesség 10°-a között nagy kiterjedésű, üledékben szegény, sokfelé mangángumókkal tarkázott mélytengeri medencék helyezkednek el. Ezek aljzatát bazaltos kőzetek építik fel. A fenékszintet kelet-nyugati, kelet-északkelet és nyugat-délnyugati irányban olykor 1000 km hosszan követhető hasadékok szelik át. Ezek többnyire keresztben vagy ferdén érintik az óceánközépi hátságot. A töréses eredetű repedéseknél egyes helyeken több száz, esetleg ezer méternél is magasabb tereplépcsők észlelhetők. A törések mentén keskeny, mindössze néhány tíz km széles, egyenesen futó hátak és árkok is megjelennek. Az említett formák az északi szélesség 40°-a és a déli szélesség 10°-a között egymástól 10,0-1000 km-re, egymással párhuzamosan futnak az óceánfenéken, amelynek csekély, mindössze l‰-es a kelet-nyugati irányú lejtése, és 3500 m-ről 5500 m-re mélyül. Az említett övezetben a bazaltos kőzetekből álló pásztáknak 1000 km-nél is nagyobb elmozdulásait állapították meg. Feltételezik, hogy hasonló töréses eredetű formák máshol is előfordulnak az óceán­ fenéken. Ahol azonban több száz méter vagy egy-két km vastag üledék rakódott le, az a töréses eredetű formákat teljesen elfedi vagy számottevően tompítja. Mélytengeri magányos hegyek. A mélytengerek fenékszintjéből nagyon sok kúp alakú hegy emelkedik ki. Említést érdemel, hogy az ilyen hegyek a kontinentális lejtőlábakon az óceánperemi hátakon és az óceánközépi hátságokon egyaránt előfor­ dulnak. A vulkanikus eredetű kúp alakú hegyek egyenként, sorba rendeződve vagy csoportosan egyaránt megjelenhetnek. Az átmérőjük néhány km-től több mint 200 km-ig változik. Közülük sok a tengerszint fölé emelkedik, különösen azok, amelyek az óceáni hátakon ülnek. A magányos hegyek gyakran csonkakúp alakúak. Az óceánfenékből több ezer méterre kiemelkedő csonka kúp alakú hegyeknek néha több 10 km átmérőjű a tetőszintje. Ez a felület több száz méter mélyen (néha 1000 m-nél is mélyebben) fekszik a tenger szintje alatt. A csonka kúp alakú hegyeket Hess, Η. H. (1964), a XIX. sz. 457

egyik kiváló természettudósa, a svájci származású Guyot, A. (1807-1884) emlékére guyotnak nevezi. A Csendes-óceán terjedelmes medencéiben többfelé is előfordulnak. Ismertek az Atlantikum északi részéből és az Indiai-óceánból is. A csonkakúp-forma másodlagos. A kúp alakú, vulkáni képződményekből felépült hegyeket a hullámma­ rás a tenger szintjénél valamivel mélyebb szintre lekoptatta, majd az óceánfenékre nehezedő terhelés miatt az egész hegy megsüllyedt. A trópusi területeken a kúp felső részének lenyesődése után sok helyen koralltelepek lepték el a platófelületet, illetve annak peremeit. Akadnak olyan hegyek, amelyeken abráziós eredetű bazaltgörgete­ gek fekszenek. Más csonka kúp alakú hegyeken kréta kori, illetve harmadidőszaki édesvízi fosszíliákat mutattak ki. Mélytengeri teknők. A mélytengeri síkságok egyik érdekes formája a mélytengeri teknő. Erre korábban kevés figyelmét fordítottak. A mélytengeri teknők kör vagy majdnem kör alakúak, és általában 100-200 km az átmérőjük. 1000-2000 m-rel fekszenek mélyebben, mint az őket körülvevő mélytengeri síkságok. Az óceánokról készült térképeken ilyen teknőket lehet látni a Sargasso-medencében, a Zöld-fokiszigetektől délnyugatra, az Arab-, a Madagaszkári-, a Fülöp-szigeteki- és a Dél-Pacifikus-medencében. Keletkezésükről még nem sokat mondhatunk. Valószínűleg helyi süllyedékek lehetnek. Úgy tűnik, hogy a hegységrendszerekkel és az óceánperemi hátságokkal semmi kapcsolatuk nincs.

Irodalom Emery, K. O.: The geology of the Atlantic Ocean. Berlin, 1984. p. 1050. Ericson, D. B.-Ewing, M.-Heezen, D. C.: Turbidity currents and sediments in the North Atlantic. Bull. Amer. Ass. Petrol. Geol. 1952. 489-512. Guilcher, A.: Coastal and submarine Morphology. Paris, 1958. p. 274. Heezen, B. C.-Tharp, M.-Ewing, M.: The floors of the oceans. I. The North Atlantic Geol. Soc. Am. Spec. Publ. 65, 1959. p. 126. Heezen, B. C.-Hollister, C. D.: The Face of the Deep. New York, 1970. p. 700. Kuenen, Ph. H.: Turbidity currents of high density. 18. Sess. Intern. Geol. Congr. 1948. Litvin, W. M.: The morphostructure of the Atlantic ocean floor. Dordrecht/Boston/Lancester. 1984. p. 172. Menard, H. W.: The deep-ocean floor. Scientific American. 221. köt. 3, 1969. 126-145. Morgan, W. J.: Rises, trenches, great faults and crustal blocks. Journal of Geophysical Research. 1959-1982. 1968. Shepard, F. P.: Geological oceanography. Evolution of coasts, continental margins and the deep sea floor. New York, 1977. p. 214.

458

A szél felszínalakító munkája Szél mindenütt fúj a Földön, a felszínre gyakorolt hatása azonban területenként változik. A tengereken a szelek idézik elő a hullámokat, amelyek különösen viharos időjárás esetén nagy erővel ostromolják a különböző keménységű kőzetekből, üledé­ kekből felépített magasabb partokat. Az erős hullámok partformáló, felszínalakító hatásáról sokfelé meg lehet győződni a Földön. A lapos tengerpartokon viszont igen gyakran a tenger partépítő munkájának lehetünk tanúi. A különböző szeleknek, szélrendszereknek jelentős hatásuk van az egyes éghajlatok kialakulására is. Igen fontos, hogy páradús légtömegeket szállítanak a szárazföldek belseje felé. Az ezekből származó csapadék a felszínre érve elősegíti a mállás folyamatát, a kőzetek oldódását, és biztosítja a felszín formálásán működő vízfolyások vízutánpótlását stb. Ha a szélnek csak közvetett tevékenysége lenne, felszínformáló hatását akkor is jelentősnek kellene minősítenünk. A szél azonban közvetlenül is hat a felszínre, és sajátos formá­ kat képes létrehozni. Mivel a levegő sűrűsége jóval alacsonyabb, mint a vízé (1000 hPa nyomáson 1 dm3 tömege 1,293 g), a szél jelentősebb munkát csak a száraz, növényzet nélküli területeken tud végezni. A Földön ilyen helyek a sivatagok és a félsivatagok. A sztyeppeken és a szavannákon - még ha azok szárazabbak is - már kevésbé hatékony a szél munkája, mert a felszínnek még a kiszáradt fű is védelmet nyújthat. Néhol azonban a nedvesebb tájakon is eredményesen dolgozhat a szél. Ilyen helyek a lapos tengerpartok, ahol a hullámverés övezetében - főleg apály idején - mindig akad homok, amelyet a szél elszállíthat a szárazföld belseje felé. Oregon és Washing­ ton államok nyugati partjain 1200-2000 mm az évi csapadékmennyiség. A tenger felől fújó erős szelek mégis sok homokot fújnak ki a parti övezetből, amely kissé távolabb keresztirányú dűnékbe rendeződik. A mezőgazdálkodás hosszabb-rövidebb időre a mérsékelt övben is védtelenné teszi a felszínt a széllel szemben. Pl. ha az elvetett mag még nem kelt ki, vagy a fiatal növényzet gyenge, száraz időjárás esetén különösen a lazább homoktalajokon jelentős letaroló munkát végezhet a szél. Észak-Amerika búzaövezetének nyugati szárazabb területein, Texastól Saskatchewanig gyakran előfordul, hogy a téli búza vetésterületé­ nek egy része a szélerózió áldozatául esik. A szél talajpusztító munkája az Egyesült Államok félig száraz mezőgazdasági területein különösen a harmincas évek elején öltött katasztrofális méreteket. 1933 novemberében a Nebraska és Dakota megművelt területeit sújtó szélkifúvás hatalmas tömegű port emelt a levegőbe, amely egészen New York államig jutott el. Az erős szelek nagy erővel ostromolják a magashegységek szubnivális övezetének növényzet nélküli vagy növényzettel csak gyengén védett felszíneit is. Mint az újabb kutatások bizonyítják, helyenként számottevő a tevékenységük a sarki és a sark körüli sivatagokban is, ahol az erős szelek a jégkristályok segítségével koptatják, csiszolják az útjukban álló kőzeteket. A szél felszínalakító tevékenységét és az általa létrehozott formákat eolikusnak (gör. Aiolasz = a szelek istene) nevezzük.

Amíg a Föld nagy kiterjedésű sivatagjait kellőképpen nem ismerték, a szél munká­ ját meglehetősen túlbecsülték. Az elmúlt évtizedek kutatásai során bebizonyosodott, hogy a nagy homoksivatagokat és a defláció formálta felszíneket nem számítva, egészében véve még a legszárazabb sivatagokban is a vízfolyások által létrehozott formák az uralkodók. Ezek egy része átöröklött forma, és olyan korábbi időszakok­ ból származik, amikor a jelenleginél több volt a csapadék. A ritkán, olykor csak többévenként jelentkező rövid időtartamú heves zivatarok hatásai azonban bizonyít­ ják, hogy a lefolyó víz felszínformáló tevékenysége még a jelenlegi száraz éghajlati viszonyok között is számottevő lehet, bár ez a munka kétségtelenül jóval lassúbb, mint a Föld csapadékosabb területein. A sivatagokban természetesen a szél által létrehozott formák is nagyon elterjedtek és sokfelé szembetünőek.

A szél hordalékszállítása A szél formálta tájakon is megkülönböztetünk lepusztulás- és felhalmozódásformá­ kat. Ezek tanulmányozása során megállapítható, hogy egyes területeken a két forma­ típus szoros kapcsolatban van egymással. A domborzat szél formálta elemei kisebb vagy nagyobb részben annak köszönhetik kialakulásukat, hogy a szél kis átmérőjű szilárd szemcséket tud szállítani. Amikor a különböző sivatagi területekről származó szélfújta üledékeket vizsgáljuk, szembetűnik, hogy szemcseösszetételben nincs közöt­ tük nagy különbség. A szaharai futóhomokban éppen úgy az apró- és középszemü homok az uralkodó, mint az európai, ázsiai, ausztráliai vagy az amerikai futóhomok­ ban. A futóhomok egyveretűsége természetes következménye annak, hogy a levegő sűrűsége nagyon alacsony a buckákban előforduló kvarcszemekéhez viszonyítva. így a szél még nagyobb sebesség esetén is csak kisebb átmérőjű szemcséket képes szállítani. A szélcsatorna-kísérletek szerint a 10 cm-en 12 m/s sebességű szél, amely már megle­ hetősen erősnek számít, még nem tudja mozgásba lendíteni a tisztán 2 mm átmérőjű szemekből álló homokot. Ezért van az, hogy a típusos futóhomok-területeken még a maradéktakaróban is kevés a 3 mm-nél nagyobb átmérőjű szemcse. Mogyoró nagyságú szél szállította szemeket pedig csak elvétve lehet látni még azokban a sivatagokban is, ahol időnként nagyon erős szelek fújnak. Az ilyen szemeket a mozgó levegő közvetlen nyomása és főképpen a kisebb szemcsék bombázó energiája hajtja előre. A futóhomokban tulajdonképpen már az 1 mm-nél nagyobb szemek aránya is csekély. Nagyon sok az olyan homokbucka, amelyből ez a frakció teljesen hiányzik. A típusos futóhomokban kevés a 0,1 mm-nél kisebb szemcsék aránya is. Ez egyúttal azt is jelenti, hogy a futóhomokszemcsék átmérőjének alsó határa is van. Ennek értékéül általában a 0,08 mm-t szokták tekinteni. Az a tény, hogy a 0,1 mm-nél kisebb átmérőjű szemek százalékos aránya a jól osztályozott homokban kevés, arra vezethe­ tő vissza, hogy az igen finom homoknak, ill. porszemcséknek kicsi az esési végsebessé­ ge (261. ábra). Ha egyszer a finom szemcsék a szél hatására a levegőbe emelkednek, a turbulens áramlással előrehaladó légtömeg belső, felfelé irányuló mozgása hosszabb 460

261. ábra: A szél szállította üledék szemcsenagysága és esési végsebessége (Bagnold, R. A. szerint)

ideig a felszín felett tartja azokat, és az ilyen anyag a levegőbe emelkedés helyétől jelentős távolságra is eljuthat. Egy különösen jól vizsgált homokvihar finom porszem­ cséi 1901. márc. 9-12. között a Szaharából egészen Közép-Európáig jutottak el. Észak-Afrikában a Szahara peremterületein mintegy 150 millió tonna por rakódott le, s még Olaszországba is legalább 1,5 millió tonna jutott el. 1948. ápr. 11-én a sárgásvöröses színű por hazánk területén is megjelent. A porfelhő 4 napon keresztül az egész Tiszántúlt beborította. Egy másik hatalmas porvihar 1964. márc. 20-24. között a Szahara nyugati és középső vidékeiről Görögország déli részén, Törökorszá­ gon, Szírián keresztül a Kaszpi-tengertől keletre fekvő területekig nyomult előre. Az Alpokból többször is feljegyeztek szaharai eredetű porhullást, amely a hó színét sárgás, illetve vöröses színűre festette.

A homokmozgás megindulásához szükséges kritikus nyírási sebesség* A szél hordalékszállítása csak megfelelő sebesség esetén mehet végbe. A követke­ zőkben ezért azt kell megvizsgálnunk, hogy a különböző átmérőjű szemcsék mozgás­ ba lendítéséhez milyen kritikus nyírási sebesség szükséges. Ennek ismerete többek *Anélkül, hogy a nyírási sebesség (V„.) meghatározásának fizikai fejtegetésébe belemennénk, megemlít­ jük, hogy azt az alábbi képlettel számítjuk ki:

S1 = szélcsatornában a homokfelszín felett 1 cm magasságban mért szélsebesség; S2= szélcsatornában a homokfelszín felett 10 cm magasságban mért szélsebesség; 5,75 = Bagnold (1941) által megadott tapasztalati érték. A szabad terepen a szélsebességet általában 10 és 100 cm magasságban mérjük. A két mérési magasság között tehát ez esetben is 10-szeres a különbség.

461

között a szélerózió vizsgálatához, illetve az ellene való védekezéshez is alapvetően fontos. A kérdéssel elsőnek Bagnold, R. A. (1941) foglalkozott behatóan, és ő a szemcsék mozgásba lendítéséhez a kritikus nyírási sebességre (V*) vonatkozólag az alábbi képletet dolgozta ki:

A képletben A = 0,1 abban az esetben, ha

3,5; q és φ a homokszemcsék,

illetve a levegő sűrűsége; g= a nehézségi gyorsulás és d= a szemcsék átmérője. Reynolds-féle szám. V* = nyírási sebesség; d= szemcseátmérő; v = kinetikai viszkozitás. A levegő esetében ezt 0,14-nek veszik.) Amint azt a 262. ábráról láthatjuk, a 0,08 mm átmérőjű szemcsék mozgásba lendítéséhez szükséges a legkisebb kritikus nyírási sebesség. Feltűnő, hogy az ennél finomabb szemek elmozdításához mennyivel nagyobb szélsebesség szükséges. Ennek okát az alábbiakban kell keresni. Ha a Reynolds-féle szám

3,5, a felszín simává válik, és megváltoznak felette az áramlási viszonyok.

Az egyes kis szemcsék már nem hoznak létre örvényeket, és egy félig viszkózus, nem turbulens vékony réteg alakul ki körülöttük. Az ebbe a rétegbe mintegy belesüllyedt szemeket a felette turbulens áramlással mozgó levegő örvénylései már nem érik el, és így a felszín mozdulatlan marad. A finom szemcsék mozgása csak akkor indul meg, ha a szél ereje lényegesen növekszik.

262. ábra: A különböző átmérőjű ho­ mokszemcsék mozgásba lendítéséhez szükséges kritikus nyírási sebesség (Bag­ nold, R. A. szerint) 462

A szélfújta hordalék mozgása Ha a szél sebessége eléri vagy meghaladja a 0,08-0,1 mm átmérőjű szemcsék mozgásba lendítéséhez szükséges kritikus nyírási sebességet, a száraz felszínen azon­ nal megindul a finomabb szemű hordalék mozgása. Szélcsatornában jól lehet látni, hogy a kritikus nyírási sebesség elérésekor a szemcsék a közvetlen szélerő hatására rövid távon a felszínen gördülnek, majd a levegőbe emelkednek, és a 263., 264. ábrán látható pályát írják le. A szemcsék a levegőbe emelkedésük és visszaesésük közben a szél erejétől számottevő energiát kapnak, így növekvő sebességgel folytatják útjukat mindaddig, amíg a felszínt elérik. Ekkor vagy visszapattannak a levegőbe és folytatják ugráló mozgásukat, vagy meglökik az előttük lévő szemeket. Ez utóbbi esetben mozgási energiájuk nagyobb részét elvesztik. Nyugalmi helyzetbe nem jutnak, mert a közvetlen szélerő vagy más szemcsék bombázó energiája ismét mozgásba lendíti őket. Ha a szél ereje fokozódik, a homokszemcsék kevesebbet futnak előre görögve, sőt, közülük nagyon sok a közvetlen szélerőtől elegendő energiát nyerve azonnal a levegőbe emelkedik. A talajról való felemelkedés sebességétől, továbbá a szemcsék átmérőjétől függ, hogy milyen távolságra jutnak.

263. ábra: A homokszemcsék ugráló moz­ gása homokfelszín fölött. A homokfodrok gerinctávolsága a mozgó homokszemcsék pályahosszától függ

264. ábra: A homokszemcsék pályája kavi­ csos homokfelszín felett (Bagnold, R. A. szerint) 463

A szélcsatorna-vizsgálatokkal megállapítható, hogy homokmozgás addig van, amíg ugráltatott szállítás létezik. Ha a szemcsék ugráló mozgása megszűnt, mert lecsökkent a szélsebesség, a homokfelszín nyugalomba kerül. A homokszemeket tehát a szélcsator­ nában nem lehet a görgetett szállítás állapotában tartani. A szakirodalomban gyakran úgy beszélnek a homokmozgásról, hogy az apró és középszemű homok ugrálva, a durvább szemű pedig görgetve (csúsztatva) halad előre. A leírásokból néha úgy tűnik, mintha a nagyobb szemek a közvetlen szélerő hatására hosszabb ideig görgetett állapotban tudnának előrehaladni. A valóságban viszont ez nem így van. Ha a szélcsatornában az apró és középszemű homok közé festett durvább szemeket (0,63-1,0 mm átmérőjűeket) keverünk, azok egy bizonyos sebességig nem jönnek mozgásba. Ha a szélerőt fokozzuk, azt tapasztaljuk, hogy lassan a durvább szemek is megmozdulnak (ha a szélerő 10 cm-en elérte a 9,7-9,8 m/s sebességet. Ekkor V* 38-40cm/s; Fűnyírási sebesség mozgó homok felett). A szemeket azonban nem tisztán a szélerő nyomása lendíti mozgásba, hanem főleg a kisebb szemcsék bombázó energiája. Ez esetben tehát a görgetett szállítás kifejezet­ ten az ugráltatott szállítással van összefüggésben. Az elmondottakat egy újabb kísér­ lettel jól lehet igazolni. Ha a szélcsatornába 0,63-1 mm átmérőjű szemekből álló homokot helyezünk, ez az előbbi sebességnél meg sem mozdul. Mozgása csak akkor indul meg, ha a szélsebesség 10 cm-en elérte a 12 m/s-ot (V* 45-48 cm/s). A kritikus nyírási sebesség elérésekor egy rövidebb távon a nagyobb szemcsék is gördülnek a felszínen, majd azonnal ugráló mozgásba kezdenek. Ha nagyobb a szélerő, a becsapódó szemcsék (különösen a nagyobbak) a laza homokban kicsiny krátereket hoznak létre, ugyanakkor más szemcséket a magasba röpítenek. Ha az üledékben bőven van igen finom szemű anyag, a nagyobb szemcsék bombázó energiájának hatására sok por kerül a levegőbe. így van ez a természetben is, ahol a lebegtetve szállított, esetenként több km magasságba felemelkedett por a forrás területéről messzire eljuthat. Az eolikus szállítás során a hordaléknak legfeljebb 20%-a halad előre görgetve (csúsztatva), a többi pedig túlnyomórészt ugráltatott állapotban mozog. A szélcsator­ na-kísérletekkel azt állapítottuk meg, hogy a hazai futóhomoknak mintegy 8-15%-nyi tömege görgetve mozog előre. Minthogy a magyarországihoz hasonló szemcseösszeté­ telű homok sok van a világon, ez az érték nemcsak a mi futóhomok-területeinkre érvényes. A típusos futóhomokban, amely már hosszabb utat tett meg és a por kiszitálódott belőle, a finom szemű anyag csak kis százalékban van jelen. A sivatagi területeken azonban a porfrakciónak (a legszárazabb sivatagokat nem számítva) állan­ dó az utánpótlása, ezért egy-egy homokvihar idején nagy tömegű por kerülhet a levegő­ be. A hideg, száraz glaciális időszakokban az anyagszállításnak ez a módja a periglaciá­ lis területeken - így hazánkban is - jelentős lehetett. Hordalékkúpjaink felszíni üledé­ keiben sok volt a porfrakció. Ez a homokmozgások során kirostálódott, nagy tömeg­ ben került a levegőbe, és a forráshelyétől távolabbi területekre is eljutott. A hazai löszösszletek kialakulásában ez a hulló por alapvető fontosságú volt.

464

A következőkben arra kell feleletet adnunk, hogy az ugráltatva szállított homok hogyan mozog a felszín felett és milyen magasságig jut fel. Ebben a vonatkozásban igen tanulságosak Bagnold, R. A. (1941) szaharai megfigyelései. Egy homokvihar alkalmával az alábbiakat észlelte. Az igen erős szél az első órában egy hatalmas porfelhőt hozott létre, amelyben por és finom homok egyaránt volt. Később, bár a szélerő nem csökkent, az eget elhomályosító porfelhő eltűnt, a homok mozgása azonban tovább folytatódott. A mozgó homok határozott felső szinttel, mint egy alacsony felhő lebegett a felszín felett. A levegő fokozatosan kitisztult, és az emberek feje úgy emelkedett ki a homokfelhőből, akár egy uszoda vizéből. Bagnold megfigyel­ te, hogy a homok nagyobb része jóval alacsonyabban mozgott előre, mint a homok­ felhő felső szintje. Bagnold terepmegfigyeléseit és szélcsatorna-kísérleteinek eredmé­ nyeit azóta hasznos adatokkal egészítették ki. Szélcsatorna-kísérletek szerint alacsony szélsebességeknél (10 cm-en 6 m/s) a homokszemcsék több mint 90%-a nem emelke­ dik 2,5 cm-nél magasabbra. Az a réteg, ahol ilyen sebességnél a homok mozgása végbemegy, csaknem éles vonallal válik el a felette lévő szinttől, ahova már csak kevés szemcse jut fel. A szélcsatornában a szemcsék túlnyomó része még nagyon erős (10 cm-en 16-17 m/s) szélben is 70 mm alatt halad előre. A természetben az ugráltatott állapotban előremozgó homokszemcsék 150-200 cmnél csak ritkán emelkednek magasabbra. Az, hogy a homokszemcsék meddig jutnak fel, a felszín minőségétől is függ. A tapasztalatok szerint a homokszemcsék ott emelkedhetnek a legmagasabbra, ahol a felszín kavicsos. Az ugráló homokszemek túlnyomó része a szabad terepen sem emelkedik 10-15 cmnél magasabbra, és a legtöbb anyag 4-6 cm alatt mozog. A homokmozgás során a legdurvább anyag a felszínen mozog előre a szélerő és a kisebb szemcsék bombázó energiájának hatására. Az ugráltatva szállított anyag ennél mindig finomabb. A futóhomok-területeken a 15 cm-nél magasabban elhelyezett homokfogókban az esetek 80%-ában már a finom szemű homok százalékos aránya a legmagasabb. Minthogy ezeknek a szemcséknek csekély a tömegük, nyilvánvaló, hogy a homokverés, szélmarás a 15 cm magasságig terjedő rétegben a legerőteljesebb.

A szél által szállított homokmennyiség meghatározása Több szempontból is fontos annak ismerete, hogy különböző szélsebességeknél egy adott szelvényen mekkora hordalékmennyiség halad keresztül. A különböző szerzők által közölt ilyen adatokat a 265. ábra szemlélteti. A tapasztalati tények azt mutatják, hogy a Bagnold, R. A. és O’Brien, Μ. P., Rindlaub, B. D. által kidolgozott empirikus formula elég jól felhasználható a szállí­ tott hordalék tömegének meghatározására.

465

265. ábra: A szél által különböző szélsebességeknél szállított homok mennyisége (q) szélcsator­ nában (másodpercenként, 1 cm széles sávon) az egyes szerzők szerint

A két formula az alábbi: Bagnold:

A képletben a C-nek az alábbi értékei lehet­ nek: 1,5 = megközelítőleg egyforma szemcse­ nagyságú homoknál 1.8 = osztályozott buckahomoknál 2.8 = osztályozatlan futóhomoknál d= a vizsgált homok szemcseátmérője; D = 0,25 állandó szemcsenagysági érték ρ = a levegő sűrűsége; g = a nehézségi gyor­ sulás, = 1.25.10-6 O’Brien-Rindlaub (módosított formulája): 266. ábra: A szélsebesség növekedésével jelentősen nő a szél hordalékszállító ké­ pessége (a szélsebesség értékei 1 m-es fel­ szín feletti magasságra vonatkoznak) 466

A számítás cm, g (gramm), s (sec) egységek­ ben történik.

A két formulából látszik, hogy a szállított hordalék mennyiségében nagy jelentősé­ ge van a szélerőnek. A szállított homok tömege a nyírási sebesség (F#) köbével arányosan növekszik. Bagnold azt is kimutatta, hogy a homokmozgás mértéke a szemcseátmérőtől is függ. Ezért, ha Bagnold formuláját használjuk, a négyzetgyökjel alá mindig olyan értéknek kell kerülnie, mint amilyen szemcseátmérővel dolgozunk. Bagnold a sivatagi homokfelszínen is végzett hordalékméréseket. Ezek adatait a 266. ábra szemlélteti. A Nyírségben végzett méréseink során a Bagnold által közölt értékeknél valamivel kisebbeket kaptunk.

A kifúvás és a szélmarás folyamata, formái A szél munkájában az alábbi fontosabb részfolyamatokról beszélhetünk: 1. Kifúvás vagy defláció (lat. deflare = elfúj, lefúj). 2. A kifúvott anyag elszállítása. 3. A szélmarás (szélkorrázió). 4. A kifúvott szemcsék szállítás közbeni kopása, töredezése. 5. A felhalmozás vagy eolikus akkumuláció. A következőkben vizsgáljuk meg részletesebben az említett folyamatokat. A kifúvás során a szél a felszínen levő kőzetszemcséket, homokot, port az eredeti helyéről eltávolítja. A hatékony kifúvásnak a megfelelő szélerő mellett fontos feltétele, hogy száraz, laza üledék legyen a felszínen. A különböző kőzetekből felépült sivatagi területeken mindig képződik olyan anyag, amelyet a szél el tud szállítani. Az állandó nagy arányú hőmérséklet-változá­ sok a legkeményebb kőzetek felületét is fellazítják. Azokról kisebb-nagyobb darabok válnak le, amelyek később tovább aprózódnak a homokszemcse-, illetve porszemcseméretig. Különösen könnyen pusztul a lazább homokkő, amely fontos forrása a homoknak és a pornak. A ritka, de heves esőzések a vádikon keresztül sok finom szemű üledéket is szállítanak a mélyebben fekvő medencékbe, ahonnan a szél homo­ kot és port egyaránt kifújhat. Ha valahol kevés az elszállítandó üledék, az erős szelek minden mozdítható anyagot eltávolítanak. Ez az oka annak, hogy a sivatagokban gyakoriak a csupasz kőzetfelszínek. A lefúvás során az érintett kőzetek lecsiszolód­ nak, fényesednek, és a kőzet ellenálló képességében mutatkozó különbségek kihang­ súlyozódnak. A szél behatol a kőzetek repedéseibe is, és a finom szemű laza alkotóré­ szeket eltávolítja. így a repedések egyre mélyülnek és tágulnak. A belső lefolyású területeket nem számítva, a folyóvizeknek a tengerszint az erózióbázisa. A szél esetében más a helyzet. A kifúvás a tengerszintnél mélyebben is végbemehet, annak alsó határát ugyanis a talajvíz, illetve annak közelsége szabja meg. A szélmarást a szél az általa szállított kőzet-, illetve homokszemcsékkel végzi, amelyek a felszínnel ütköznek, vagy azon csúsznak, gördülnek, és azt közben koptat­ ják, csiszolják. A szélmarás folyamatában természetesen a csiszoló anyag is kopik, 467

aprózódik. A kőzetekről - amelyek felszíne az erős hőmérséklet-változások miatt repedezett, esetleg hagymahéj szerű elválások jellemzik - a nagy sebességgel mozgó szemcsék bombázó energiája kisebb részecskéket választ le. Ezeket a szél könnyűszer­ rel továbbszállítja. A szélmarás válogatva koptatja a kőzeteket. A puhább, mállóit kőzetek a szélmarás hatására könnyebben kopnak, mint a keményebb felületek. Ezért ott, ahol a felszínen váltakozóan keményebb és puhább rétegek fordulnak elő, az utóbbiakban mélyedések keletkeznek. A szélmarás hatása annál jelentősebb, minél erősebb a szél. Természetesen az is számít, hogy milyen a szállított szemcsék tömege. A nagyobb szemcséknek erős szélben nagy az ütőerejük, és becsapódásukkor töme­ güknek akár a kétszázszorosát is mozgásba tudják hozni. Mivel az ugráltatott szállítás során a homokszemcsék nagyobb része a felszín közelében halad előre, a szélmarás is a felszínen, illetve a felszín közelében a legna­ gyobb. Ennek a következménye, hogy a felszínből meredeken kiemelkedő kőzetek alsó részein bemélyedések jönnek létre. Ugyanakkor az erőteljes szélmarás sávja felett a sötét kéreg - amely a sivatagban minden kőzetet bevon - érintetlen marad. Részben a szélmarás az oka a gombasziklák kialakulásának is, amelyek létrejöttében a kifúvás (lefúvás) és a mállás egyaránt közreműködik. A vékony kőzetfalakon - főleg ott, ahol a kőzet ellenálló képessége kisebb - a szélmarás hatására sziklaablakok, sziklakapuk képződnek. A Szahara középső részén nagyon szembetünőek a szélmarás nyomai a táblás rétegek homlokfalain. Ezek a szélmarás hatására felszabdalódtak, és a kőzetekből áramvonalas alakú, a szfinx-sziklára emlékeztető formák keletkeztek. A közöttük lévő szélutakat a csatornahatás miatt felgyorsult szél nagy erővel ostromolja. A szélmarás nyomait tükrözik a táblás rétegeken kialakult lépcsőfelszínek is, amelyeken az egyes felületek kőzeteiből a szélnek legkisebb alakellenállást nyújtó, hosszan elnyúló, bálnahátszerű formák képződtek. Ezeknek a széllel szembeni homloka széles és meredek lejtőjű, a szélárnyékos oldaluk viszont lankásabb, elkeskenyedik, és lándzsaszerűen végződik (az ilyen formák hasonlítanak a jég alatt képződött szikladrumlinekhez). Ahol a kőzetek ellenálló képessége kisebb területen belül is változik, a puhább részleteket gyorsabban koptatja a szél, a keményebb kőzettömegekből pedig a vásoti sziklás tájakra emlékeztető sziklahátakat alakít ki. A sziklahátak helyenként terjedel­ mes mezőket alkotnak. A hátak közötti különböző keresztmetszetű mélyedéseke; több-kevesebb futóhomok tölti ki. Az említett formák kialakulásához nemcsak az erős szél szükséges, hanem az is fontos, hogy az egyirányú legyen. Ezért természetes, hogy a típusos szélmarásos formák a passzátövezetben fordulnak elő (267., 268. ábra). Nagyon jellemzőek Borkouban a Marzüq-medence peremi részein, továbbá Tassili-N’ Ajjer területén. Említettük, hogy a szélmarás a szélfújta szemcsék segítségével történik. Ezek túlnyomórészt kvarcból állnak. A szél természetesen egyéb ásványi szemeket is magá­ val sodor, helyenként mészkőszemcséket is. Ezek hamar elaprózódnak, és por lesz belőlük. Mivel a port a szél viszonylag gyorsan kirostálja, a szélfújta homok előbbutóbb a kvarcszemcsék együttesévé válik, amelyben nagyon csekély százalékban más kemény ásványszemcsék (gránát, korund) is előfordulnak.

267. ábra: A szélmarás hatására kialakult formák Borkou területén {a, b = keresztirányú metszet, c, d— a szélirányban készült metszet. Hagedorn, H. ábrája)

268. ábra: Kifúvás és szélmarás hatására kialakult hosszanti formák devon homokkövön, Csád északi részén. (Hagedorn, H. ábrája)

269. ábra: A sarkos kavicsok keletkezése

270. ábra: Sarkos kavicsok (Kettner, R. ábrája)

A szél a kvarchomokkal az útjában álló kvarckeménységű kőzeteket is megtámad­ ja, és felületüket lecsiszolja. A köveken így jönnek létre az éles peremmel végződő csiszolt lapok. Ez a jelenség a nagyobb kavicsokat is tartalmazó üledékeknél különö­ sen gyakori, mert a szél a kifújt homokkal a kavicsok felületét is lecsiszolja. A laza üledékben a kifúvás miatt a kavicsok meg is mozdulhatnak, eredeti helyzetükből kibillenhetnek, és a szél újabb felületet csiszol rajtuk. így jönnek létre a „sarkos kavicsok”, amelyek nagyon jellemzőek a sivatagi területekre (269., 270. ábra). A kifúvás és a szélmarás mint a szélerózió összetevői többnyire egyidejűleg hatnak. Olykor nehéz is megmondani, hogy valamely forma kialakulásában melyik folyamat­ nak volt nagyobb jelentősége. A kifúvás - főleg a laza üledékekből álló területeken egyedül is jelentős munkát végezhet. Kifúvás és hordalékszállítás nélkül viszont nincs szélmarás. Ma még számottevő felfogásbeli különbségek vannak abban a tekintetben, hogy a sivatagokban, félsivatagokban a kifúvás vagy a szélmarás fontosabb-e a formaképződés szempontjából. 470

A kérdés tisztázásához hasznos adatokat szolgáltattak Passagre, S. (1933) egyipto­ mi és Mortensen, H. (1927) Észak-Chilében végzett kutatásai. A Nílustól keletre a homokmentes sivatagi területeken több helyen sóval összecementezett vékony kéreg képződött a felszínen, amelyet kézzel is könnyen át lehet törni. A szél viszont ezt a kérget nem tudja elkoptatni, mert nincs a környéken homok, amellyel a csiszolást, szélmarást végezhetné. így természetesen a kéreg alatti finom port sem képes kifújni. Ez az oka annak, hogy az ilyen területeken még az erős viharok idején is viszonylag tiszta a levegő. Hasonló jelenséget figyelt meg a chilei sivatagban Mortensen is. Az általa vizsgált területen 1 mm vastag kemény kéreg borította a felszínt, és ezt a szél nem tudta felszakítani.

A kavicssivatagok A terjedelmes hegyláb- és lépcsőfelszíneken, a nagy sivatagi medencék hordalék­ kúpjain a kifúvás és a szélmarás hatására alakultak ki a kavicssivatagok, amelyeket Nyugat-Szaharában regnek, Kelet-Szaharában pedig szerirnek neveznek. A felszínen lévő apró és nagyobb kavics, a sok sarkos kavics tulajdonképpen maradéktakaró. Úgy keletkezett, hogy a folyóvízi eredetű hordalékból a finomabb szemű részeket kifújta a szél. Ha beleásunk a felszínbe, 5-10 cm mélyen már ott találjuk a folyóvízi szállítású hordalékot. Terjedelmes kavicssivatagok ismeretesek a Lut területén is. Ezek egyrészt hordalékkúpokon, másrészt hegylábi félsíkokon ala­ kultak ki. Kavicstakarók még a hideg sivatagokban is előfordulnak, és jellemzőek az Atacama-sivatag magasan fekvő részeire. A kavicsból, kőből álló maradéktakarók a Német-síkság jégkori lerakódásaiból is ismeretesek. Ez azt tanúsítja, hogy az eljegesedések során, amikor száraz volt az éghajlat, a jégtakarók előterében lévő kavicsos hordalékból sok homokot és port fújtak ki a száraz szelek.

Agyag- és sósagyag-sivatagok A terjedelmes sivatagi medencék hordalékkúpjait a legtöbb helyen agyag- és sós­ agyag-sivatagok szegélyezik. Ezeket az egyes kontinenseken különböző névvel illetik (a Szaharában szebha, szebkra; Arábiábán khabra; Iránban kevir, kavir; Közép-Ázsiában takir; Amerikában play a). Az agyagsivatagok negyedidőszaki üledékekkel borí­ tott, kemény kéreggel bevont felszínébe az erős, egyirányú szelek helyenként keskeny barázdákat vágtak. A szélirányban hosszan elnyúló, egymással párhuzamos barázdák általában szélesebbek és mélyebbek egy méternél. A barázdák közötti bordák egyik helyen élesek, hosszan elnyúlok, máshol áramvonalas alakú formák tömegére bomla­ nak. Az ilyen területek nem vagy alig járhatók. A Tarim folyó és a Lop-nór környékén a szél által kipreparált formákat jardangnak nevezik. Az ottani formák kialakulásá­ ban jelentős szerepe volt a fűcsomóknak. Ezek gyökerei ugyanis a puha üledékeket ellenállóbbá tették a kifúvással, szélmarással szemben. Jardangok a kaliforniai Moja471

ve-sivatagban is jól ismertek, és sok van belőlük a Tibeszti környékén (a Djadóimedencében, Kaouar, Borkou, Bódéié területén). A gyakran tökéletesen áramvonalas alakú jardangok magassága nagyon különböző. Egyesek 1 mm-nél is alacsonyabbak, mások több tíz méter magasságúak. A hosszuk néhány métertől 1 km-ig változhat. Egyik legérdekesebb előfordulási helyük a Lut déli része, ahol az ún. Lut-formációból (homokos-agyagos üledék, helyenként mésztartalmú és vulkáni eredetű kőzet is előfordul benne) 40-80 m magas hátakat, gerinceket formált ki a szél.

A hamada A Szaharában a hordalékkúpok és sósagyag-síkságok szintjéből lankásabb vagy meredekebb lépcsőkkel terjedelmes sziklafennsíkok emelkednek ki. Ezeket egyik helyen csak csekély mennyiségű törmelék fedi, máshol viszont hatalmas kőtömbök vagy kisebb átmérőjű szögletes kövek zárt takarója alakult ki rajtuk. A másod- és harmadidőszaki kőzetekből álló táblák felszíne lapos vagy enyhén tagolt. A környe­ zete felé lépcsőkkel (kreb) leereszkedő, fedetlen vagy törmeléktakaróval borított fennsíkot hamadának nevezzük. Hamada csak a vízszintes vagy közel vízszintesen fekvő másod- és harmadidőszaki rétegeken alakulhatott ki. Ha a rétegek ferdén vagy meredekebben állnak, rétegbordák (dzsebel) keletkeznek. A törmelékes hamada kő­ zetanyaga helyben keletkezett, főleg inszolációs aprózódással. A kisebb szögletes kövekkel takart hamadán a törmelék között sótartalmú por is előfordul. Az aprózódás, illetve részben kémiai mállás során keletkező finom szemű anyagot a szél és a ritka záporok eltávolítják. Később azonban újra képződik. Az inszolációs aprózódás következtében pótlódnak a felaprózódott kövek is. A törmelékes hamada tehát „tovább él”. A típusos sivatagok hamadafelületeinek törmelékes takarójára nagyon jellemző a sárga, barna, kárminvörös, illetve fekete színek uralma. A köveket egyik helyen hártyavékony, máshol több cm vastagságot is elérő vas-, mangán-, kovasavtartalmú kéreg vonja be. Az újabb kutatások szerint az említett kéreg kialakulásában jelentős a kék algák (Cyanophyceae) tevékenysége. Ezek anyagcseretermékei ugyanis a kövek­ be beszivárgó víz pH-értékét csökkentik, és ezáltal elősegítik a vas oldatba jutását. A kiszáradás során a kőzetrepedéseken hártyaszerűen mozgó víz a benne oldható részeket a kőzet felületére juttatja, ahol ezek mintegy szétoszlanak, és a beszáradás során feldúsulnak. A folyamat sokszori ismétlődése vékonyabb-vastagabb kemény kéreg kialakulásához vezet. A sivatagok vasas, mangános, kovás kéreggel bevont táblafelszínei a szélfújta homok csiszoló hatására fényes felületűvé válnak. Az ún. sivatagi fénymáz a kövek szélsúrolta felületein is kialakul. A jelenség annyira jellemző a sivatagi deflációra, hogy erről a fényes felületűvé vált kövek sivatagi származása kétségtelenül megállapít­ ható. A szél csiszoló munkáját a táblafelszínbe mélyülő, a szélirányban futó rovátkák és kicsiny barázdák is igazolják. 472

271. ábra: Szélfújta mélyedés a Szaharában (Cholnoky J. ábrája)

Szélfújta mélyedések A sivatagokban nagyobb méretű szélfújta mélyedések is kialakulhatnak (271. ábra). Tanulságosak a Namib-sivatag hosszan elnyúló mélyedései, amelyek a kifúvásnak a szélmarásnak köszönhetik létrejöttüket. Ahol a mélyedések előfordulnak, észak-déli csapású, enyhén gyűrt, idős üledékes kőzetekből álló sávok ékelődnek be a jóval keményebb kristályos kőzetek közé. Az üledékes kőzetek könnyebben pusztulnak, így 5-10 km hosszúságot is elérő, 250-1000 m szélességű, néhol 50 m mélységű mélyedé­ sek keletkeztek bennük. A kifúvásnak és a szélmarásnak köszönhetik létrejöttüket a Góbi sivatag, a Lut, Szisztán (Irán) és Algériában a Szahara északi részének mélyedé­ sei (az utóbbiak neve daia). Egyiptomban tanulságosak az északi mészkőfelszín (Marmarican-fennsík) változatos méretű mélyedései. Közülük a két legnagyobb 100 km2 kiterjedésű. Az egyiptomi geológusok szerint a kifúvás és a szélmarás mellett az aprózódás és a mállás is közreműködött a kialakulásukban. Ugyanilyen eredetűek a Líbiai-sivatag mélyedései (grara, több. szám: graret) a Hammáda-el-Hamra, Dzsebel Szauda és Dzsebel Harudzs esz-Szódá területén. Főleg a kifúvással és szélmarással magyarázzák Mongólia P’ang Kiang nevű mélyedéseit, amelyek átmérője a 9 km-t, mélysége pedig a 150 m-t is elérheti.

Az Egyesült Államokban a High Plains (Préri-fennsík) területén Texastól Montanáig a laza harmadidőszaki üledéken ezrével fordulnak elő mélyedések, amelyekben helyenként ma tavak vannak. Jó részüket a szél munkájával magyarázzák. A szél munkáját tükrözi Wyomingban a Laramie-medencében a Nagy-mélyedés, amely 15 km hosszú, 5 km széles és közel 50 m mély. A Mojave-sivatagban levő Danby-playa területén tavi üledékek halmozódtak fel, és ezek felületén vékonyabb-vastagabb sós kéreg képződött. Ennek gyengébb pontjait a szél felszaggatta, és megkezdte az alatta fekvő puha tavi üledék eltávolítását. A kifúvás és szélmarás hatására a playa területéről nagy mennyiségű üledék szállítódott el. Ahol a sós kéreg erősebb volt, megvédte az alatta lévő puhább üledékeket is. Az ilyen részek alacsony tanúhegyként magasodnak környezetük fölé, és jelzik a felszín korábbi magasságát. Az ilyen típusú tanúhegyek más sivatagokban is előfor­ dulnak, a kifúvásos eredetű, minden oldalról zárt mélyedésekben. Magasságuk a több 10 m-t is elérheti.

A szél felhalmozó munkája A szél hordalékszállítása során a levegőbe került por csak akkor tud leülepedni, ha a levegő mozgása megszűnt. Még ilyenkor is szükség van a leülepedéshez egy bizonyos időre, amelynek időtartama fordítottan arányos a lebegő porszemcsék átmérőjének négyzetével. A földre hullott por további sorsa attól függ, hogy milyen környezetbe került. Ha lerakódásával csökkentette a felszín érdességét, még sivatagi környezetben sem kerül vissza könnyen a levegőbe, mert felette „simává” válik a felszín. A szélcsa­ torna-kísérletek során a 0,02-0,08 mm átmérőjű port a 10 cm-en 13,8-14,4 m/s sebes­ ségű szél még nem tudja mozgásba hozni, pedig ilyenkor már a 0,63-1,0 mm átmérőjű szemekből álló homok is erőteljes mozgásban van. A por legkönnyebben a területre érkező homokszemcsék bombázó energiájának hatására juthat fel újra a levegőbe. Más a helyzet a sztyeppeken, ahol a füves növényzet megköti a port. A por több nedvességet is leköt a levegőből, mint a homok, így a porszemcsék közötti kohézió is növekszik (10 g 0,02-0,08 mm átmérőjű kiszárított pornak 70-75% légnedvesség mellett 12 óra múltán 1,2%-kai, a 16% finomhomokot tartalmazó futóhomoknak viszont csak 0,23%-kai nőtt a súlya a levegőből felvett nedvesség hatására). A por­ frakció megkötésében fontosnak tartják a talajnedvességet is, amely főként a kapillá­ risán emelkedő talajvízből származik. A glaciális időszakokban, amikor a Kárpát-medencében a mainál jóval hidegebb és szárazabb is volt az éghajlat, a hordalékkúpokon, a folyók árterén a futóhomok mozgása során nagyon sok por szitálódott ki, amely a porviharok megszűnése után lerakódott, és megfelelő körülmények között lösszé alakult. A futóhomoknak már akkor megindul a lerakódása, ha a sebesség 10 cm-en 5 m/s alá csökken. Viszont ha növekszik a szélerő, a homok újra mozgásba lendülhet. Különösen így van ez a sivatagokban, ahol a növénytakaró hiánya miatt a munkaké­ pes szelekkel szemben teljesen védtelen a futóhomok.

A homokfodrok kialakulása Mivel a felszín közelében áramló levegőnek a súrlódás miatt kisebb a sebessége, mint a felette levőnek, a talaj feletti levegőben hullámok (Helmholtz-féle hullámok), örvénylések jönnek létre, amelyekben a felszínre gyakorolt nyomás ritmusosan válto­ zik, hol növekszik, hol csökken. Amennyiben a felszínen laza anyag fekszik, ennek szükségképpen igazodnia kell a felette áramló levegőben fellépő nyomás- és áramlás­ beli különbségekhez (Exner, F. M. 1920, 1927). Az egyik felfogás ebben látja a homokfodrok keletkezésének okát, amihez Cornish, V. (1897, 1908) szerint még az is hozzájárul, hogy a futóhomokszemcsék átmérője nem teljesen egyforma.

Bagnoldnak a homokfodrok keletkezéséről más a felfogása (1941). Szélcsatorna­ kísérletei alapján úgy találta, hogy egy homokfelszínen könnyen keletkeznek kicsiny mélyedések. Ezeknél a szemcsék ugráló mozgásának hatására luv-lee oldalhatás lép fel. A felszínre hegyesszögben becsapódó szemcsékből ugyanis kevesebb jut a szélár­ nyékos ( A B ) oldalra, mint a széllel szembeni lejtőre ( B C ) . Ez a folyamat az eredeti mélyedés nagyobbodásához vezet (272. ábra). Mivel a BC lejtőn sokkal több szemcse csapódik be, mint a szélárnyékos szakaszon, a mélyedésből kiemelkedett szemek a C pontnál halmozódnak fel. A szélirányban ugyanis nem mozdulnak el olyan gyorsan, mint amilyen tömegben érkeznek. A C pontnál történő homokfelhalmozódás egy második szélárnyékos ( C D ) lejtőt eredmé­ nyez. Bagnold szerint a D pontba becsapódó szemcsék több homokot emelnek a levegőbe, mint amennyi a C D lejtőn lefelé mozog, így szükségképpen létrejön egy második mélyedés, előtte egy újabb szélverte lejtővel. Ezen ugyanazok a folyamatok mennek végbe, mint az előbbi homokfodornál. Bagnold szerint a felszín szabálytalanul elhelyezkedő kisebb egyenetlenségeiből így jön létre a homokfodrok szabályos rendszere. A szélcsatorna-kísérleteknél jól látható, hogy a homokfodrok az ugráltatott horda­ lékszállítás eredményeképpen alakulnak ki. A homokfodrok gerinctávolsága megfelel annak a pályahossznak, amelyet az adott szélsebesség mellett a szemek túlnyomó része megtesz. A homokfodrok a 10 cm-en 6 m/s szélsebességnél már 5-6 min alatt elérik teljes kifejlődésüket, 10-11 m/s sebességű szélben pedig 3 min alatt. A szélcsatornában a homokfodrok magassága 10 m/s szélsebességig növekszik, majd az erősödő szélben az alacsonyodásukat figyelhetjük meg. 475

A homokfodrok gerincvonala fokozatosan halad előre a szél irányában. 6 m/sec sebességű szélben még csak 1 cm a percenkénti előrehaladási sebességük, 17 m/s szélsebességnél viszont 18 cm. Ez a tény is megerősíti, hogy a futóhomok mozgása szempontjából nagyobb jelentősége van a ritkább, de erősebb, mint a gyakrabban jelentkező kisebb erejű szeleknek. A hazai futóhomok-területeken általában 6-15 cm a homokfodrok gerinctávolsá­ ga, magasságuk pedig 4-11 mm. Ahol erős a kifúvás - mint néhány folton Fülöpháza határában -, ott tekintélyes mennyiségű durva szemű homok marad vissza. Ebből az erős szelek olyan nagyméretű homokfodrokat alakítanak ki, amelyeknek az 1 m-t is meghaladhatja a gerinctávolsága. Ez egyúttal azt is bizonyítja, hogy a homokfodrok gerinctávolsága a szemcseátmérótől is függ. A homokfodrok a futóhomok kisformái, gerincvonaluk mindig merőleges az őket létrehozó szél irányára. A Föld futóhomok-területein előforduló nagyobb homokfor­ mák nemcsak méretüket tekintve különböznek a homokfodroktól, hanem abban is, hogy jó részüknek az uralkodó széliránnyal megegyezően fut a hossztengelye.

A futóhomokformák kialakulását befolyásoló tényezők A homokbuckák képződése bonyolult folyamat, és számos tényező befolyásolja. Olyanok is, amelyeket még ma sem ismerünk pontosan. A formák képződése nagymértékben függ az áramlási viszonyoktól. Bár az áram­ lástan az utóbbi három évtizedben ezen a téren is jelentős eredményeket ért el, az olyan érdekes homokformáknál, mint a piramis vagy csillag alakú és hálószerű dűnék, még alig ismerjük a légáramlási viszonyokat. 1. Ahhoz, hogy valahol futóhomok képződhessen, mindenekelőtt lenni kell forrás­ anyagnak, ahonnan homokot fújhat ki a szél. A formaképződés szempontjából nagyon lényeges, hogy a táplálóterület mekkora tömegű homokot tud szolgáltatni. Mind a trópusi-szubtrópusi, mind a hideg sivatagokban nagyon sok futóhomok keletkezett a folyóvízi hordalékkúpok anyagából. A hazai futóhomok túlnyomó része is a hordalékkúpokból származik. Az olvadékvízsíkságok, folyóvízi árterek, teraszok, lapos tengerpartok ugyancsak sok futóhomok képződését tették lehetővé. A sivatagi területeken nagy mennyiségű homokfrakciót termel az inszolációs aprózódás. Külö­ nösen a kevésbé ellenálló homokkövekből keletkezett nagy tömegű futóhomok. 2. Az is számít, hogy a futóhomok felhalmozódásához mekkora terület állott rendelkezésre. Egy kisebb medencében a hatalmas, hosszanti dünék kialakulására nincs lehetőség. Az ilyen helyeken mások az áramlási viszonyok is, mint a nagy kiterjedésű sivatagokban, ahol a levegő szabad áramlásának semmi sem áll útjában. 3. Az akkumulációs terület domborzati viszonyai szintén befolyásolják a formák képződését. 4. A homokformák kialakulásában nagyon fontos az éghajlati tényező szerepe. Sok függ a szélerőtől és attól is, hogy a munkaképes szelek egy vagy több irányból 476

fújnak-e. Még egyirányú szélnél is különböző típusú buckák alakulhatnak ki aszerint, hogy a levegőnek a felszínhez való súrlódása következtében milyen áramlási viszo­ nyok jönnek létre. 5. A vegetációnak a homokformák képződésében betöltött jelentőségét aligha kell hangsúlyoznunk. A zárt erdőtakaró teljes védelmet nyújt a homokfelszínnek. A másik végletet a tökéletes sivatagok jelentik, ahol nincs növényzet, és szabadon mozoghat a homok. A két határeset között a növényzetnek nagyon különböző lehet a szerepe a formák képződésében. 6. A részben vagy félig kötött futóhomok-területeken a talajvíz mélysége is befolyá­ solja a formák képződését. A talajvíz szerepe még a félsivatagi területeken is jelentős lehet. A White Sands National Monument területén a magasabb fekvésű felszíneken keresztirányú dűnék, barkánláncok, barkánok képződnek. A mélyebb fekvésű része­ ken, ahol közel van a talajvíz a felszínhez, és így a növényzet is meg tud telepedni, típusos parabolabuckákat alakított ki a szél. 7. A futóhomok szemcseösszetételének vizsgálata azt tanúsítja, hogy a Föld nagy futóhomok-területein a típusos futóhomokban mindenütt az apró és középszemű homok az uralkodó. Ennek ellenére egyes kutatók a formák magyarázata során a futóhomok szemcseösszetételét is figyelembe veszik. Az előbbiekben tárgyalt tényezők természetesen nem külön-külön, hanem egymás­ sal bonyolult kölcsönös összefüggésben hatnak és szabják meg azt, hogy valamely területen milyen formák képződnek. Minthogy a formák képződését számos tényező befolyásolja, természetesnek kell tartanunk, hogy a Föld különböző részem nagyon változatos futóhomok-területek alakultak ki.

A szabadon mozgó futóhomok formái A futóhomokformákat már Cholnoky J. (1902, 1940) is két fő csoportra osztotta. Az elsőbe a szabadon mozgó futóhomok formáit sorolta, a másodikba pedig azokat, amelyeknek kialakulásában a növényzetnek is szerepe van. A szabadon mozgó futóhomok formái közül első helyen az uralkodó szélirányban fekvő hosszanti dűnét kell említeni. A Föld nagy sivatagjaiban ezek foglalják el a legnagyobb területet. Az űrfelvételek alapján végzett számítások szerint a Szaharában előforduló homokformák 72%-a hosszanti dűne. Arábiábán a Rub’ al-Hali nagyobb részét is hatalmas hosszanti dűnék borítják. Ezek az uralkodók a Namib-sivatagban és az ausztráliai nagy homoksivatagokban is. A hosszanti dűnék nagy jelentőségére igazán akkor figyeltek fel, amikor a sivatagi területekről is elkészültek az első űrfelvé­ telek. A hosszanti dűnéket három típusba oszthatjuk. A legkisebb hosszanti dűnéket a szif-, szeif- (sziouf-) dűne megnevezéssel illetik. A szélirányban elnyúló szif-dűnék éles gerincűek. Innen ered a nevük is (szif, szeif = kés- v. kardél). A több száz méter hosszúságot is elérő szif-dűnék gerincvonalában helyenként kisebb hajlatokat lehet látni.

A szif-dűnéknél lényegesen nagyobbak a szilk-dűnék, amelyeknek egyenes a gerinc­ vonala, és sík, többnyire homokos aljzatból emelkednek ki. A kőzetfelszínen képző­ dött dűnéknek viszont hajlott a gerincvonaluk. Úgy tűnik, hogy a kemény aljzathoz súrlódó levegőben sajátos áramlási viszonyok jönnek létre, amelyek a dűnék gerinc­ vonalát hullámosra formálják. A hosszanti dűnéknek ez a típusa helyenként szilk-dűnesort alkot. Az űrfelvétele­ ken jól látható, hogy a lazábban-szorosabban egymáshoz kapcsolódó szilk-dűnék vonulatai 30-40 km hosszúságot is elérnek. A szilk-dűnevonulatok egymástól való távolsága 1 km-től néhány km-ig változik. A Rub’ al-Haliban, a Szaharában és a Namib-sivatagban az előbb említett homokvo­ nulatoknál lényegesen nagyobb hosszanti dűnék is előfordulnak. Ezek hossza az 50-150 km-t is elérheti. Az Erg Igidiből (Algéria) és az Erg Aksarból (Mauritánia) 300-400 km-es hosszanti dűnék is ismeretesek. Ezek a hatalmas dűnék nagyon tekin­ télyes magasságúak. A Rub’ al-Haliban rendszerint 100 m körüliek vagy még ennél is magasabbak. A Szaharából és Iránból 200 m magas hosszanti dűnékről is tudomá­ sunk van. A hosszanti dűnék szélessége ötször-hatszor nagyobb, mint a magasságuk. A Rub’ al-Haliban 1,5-2 km-t is elér a szélességük. Az ilyen hatalmas hosszanti vonulatok tetején sokfelé másodlagos formák, többnyire keresztirányú dűnék láthatók. A hosszanti dűnék keletkezése régóta foglalkoztatja a kutatókat. Bagnold, R. A. régebbi elképzelése szerint a hosszanti dűnék barkánokból is kifejlődhetnek ott, ahol a fő szélirányon kívül oldalirányú szél is fúj. Ennek a felfogásnak az utóbbi időben is akadtak támogatói, mert néhol a kisebb hosszanti dűnéknek ténylegesen olyan a formájuk, mintha barkánokból alakultak volna ki. Ha a barkánok és a hosszanti dűnék között ténylegesen lenne genetikai kapcsolat, akkor Ausztrália hatalmas sivatagjaiban is kellene lenni barkánoknak. Ott azonban igazi barkánt még senki sem észlelt. Említettük, hogy a nagy magasságú hosszanti dűnéknek 1,5-2 km is lehet a széles­ sége. Ilyen méretű barkánok pedig sehonnan sem ismeretesek. A Föld egyetlen óriás barkánjának (Peruban a Pur-Pur dűne) mindössze 1 km a szélessége. A hosszanti dűnék kialakulását Bagnold, R. A. újabb, 1953-ban közzétett elméleté­ vel lehet legjobban magyarázni. Bagnold abból az ismert tényből indult ki, hogy ha a levegő a sivatagban gyorsan melegedni kezd, a felszín felett függőleges tengelyű cellák alakulnak ki. Szél esetén viszont a felmelegedés hatására horizontális tengelyű, spirálisan előretartó örvénylő mozgás (helikoidális áramlás) jön létre (273. ábra). Ilyenkor megfigyelhető, hogy az egészen finom szemek (ezekből egyébként kevés van a dűnékben), amelyek lebegtetett állapotba kerülnek, a 273. ábra b) rajzán megjelölt utat teszik meg. Vagyis a felszínről a levegőbe kerülnek, majd a fő szélirány­ ra hegyesszögben haladnak tovább, és felemelkednek a dűne lejtőjén. Egy bizonyos magasság elérése után lefelé irányuló mozgásba jutnak, és a dűnék közötti mélyedés­ ben érik el ismét a felszínt. A szélnek ez a sajátos mozgása természetesen a homoksze478

273. ábra: A hosszanti bucka keletkezése Bagnold - 1953 - szerint. D = hosszanti bucka, R = reg, L = a folyóvízi hordalék eredeti felszíne, F= folyóvízi hordalék

mekre is hat. Azokat a dűnék közötti mélyedésből kifelé sepri, és a spirális áramlások közötti zónában halmozza fel. Ha ez a folyamat egyszer megkezdődött, akkor a későbbiekben már szükségszerűen tovább folytatódik, mintegy önmagát erősíti. A dűnék ugyanis melegebbek, mint a közöttük lévő homokfelszín, így a levegő a dűnék felett felemelkedik, a homokanyag pedig a felemelkedés helyén rakódik le. A most említett felfogás szerint a fő szélirány megegyezik a dűnék csapásával. A felszíni szél azonban diagonálisan mozog felfelé a dűnék lejtőin. Ennek hatása a dűnék homokjának rétegzettségében is tükröződik. Éppen a rétegek kétirányú dőlése miatt (274. ábra) gondolják egyesek azt, hogy a dűnéket kétirányú szél hozta létre. Az utóbbi időben többen is vizsgálták a helikoidális áramlási rendszert, és radarral követett léggömbök segítségével az örvénylések méreteit is meghatározták. A geomorfológusok, az áramlástan és a légkörtan szakemberei érthetően mind más oldalról közelítik meg a hosszanti dűnék kialakulásának kérdését. Abban azonban valamennyien egyetértenek, hogy a hosszanti dűnéket a szél spirálisan előretartó, örvénylő mozgásával lehet legjobban magyarázni. A hosszanti dűnék földfelszíni elterjedését vizsgálva két fontos tényt kell megállapí­ tanunk. Ezek a formák csak ott fordulnak elő, ahol erős egyirányú szelek fújnak, tehát elsősorban a passzátövezetben. Az űrfelvételeken az is jól látszik, hogy a hosszanti dűnék ott alakultak ki, ahol a sivatagi felszín viszonylag egyenletes. A változatos domborzatú sivatagi területeken a helikoidális áramlás nem tud létrejönni. 479

A hosszanti dűnék képződésének lényeges feltétele, hogy a nagy kiterjedésű, tago­ latlan sivatagi területeken laza homokos üledék legyen a felszínen. Ebből a szempont­ ból a sivatagok nagy, lapos hordalékkúpjai a legkedvezőbbek. Ezekről úgy vélik, hogy a mainál csapadékosabb időszakban alakultak ki. A nagyméretű hosszanti dűnék jelenleg csaknem mozdulatlanok. Úgy tűnik, mint­ ha csak a felszínükön mozogna a homok. A közöttük húzódó hosszú mélyedések több évszázad óta háborítatlanul megvannak, s több helyen ezekben haladt a karavánok útvonala. Egyes kutatók újabban feltételezik, hogy erős passzátszél esetén a hosszanti dűnékkel borított területek áramlástani szempontból dinamikus egyensúlyban levő felszínt képviselnek. A barkánok. A hosszanti dűnék tárgyalásakor már rámutattunk arra, hogy a barkánok a Föld nagy futóhomok-területeinek csak kisebb részét foglalják el. Külö­ nösen vonatkozik ez a típusos barkánokra, amelyekből még a nagy kiterjedésű homoksivatagokban is viszonylag kevés fordul elő. Ennek az az oka, hogy a forma kialakulásához egészen sajátos viszonyok szükségesek. A megfelelő erősségű szél mellett nagyon fontos, hogy a homoknak csak mérsékelt legyen az utánpótlása. Ha ugyanis a szélnek sok a hordaléka, típusos barkán nem tud kialakulni. A barkánok képződésének kedvez a keményebb, sík felszín (275. ábra). A barkánok két típusát a pajzs alakú (276. ábra) és a félhold vagy sarló alaprajzú formát Cornish, V. (1897) már a múlt század végén leírta. A kettő közötti különbséget a szél rendelkezésére álló homokmennyiséggel magyarázta. Szerinte, ahol több a futóhomok, pajzs formájú barkán jön létre, a kevesebb homok pedig sarló alakú formát eredményez.

480

275. ábra: Barkánok kemény aljzatú sivatagi felszínen (a nyíl a szélirányt jelzi)

276. ábra: Barkánmező, pajzs alakú formákkal Turkesztánban (Kettner, R. ábrája)

A barkán olyan homokforma, amely a legkisebb alakellenállást nyújtja a szélnek. Szélverte (luv-) oldalának 5-18° között változik a lejtőszöge. Az oldallejtők néhány fokkal mindig meredekebbek, mint a szélverte lejtő. A szélárnyékos lejtő a legtöbb barkánnál 32-35°-os. A felette kialakult áramlási viszonyokról a 277. ábra nyújt tájékoztatást. Régi tapasztalat, hogy a nagyobb barkánoknál a legmagasabb pont közvetlenül a szélárnyékos (lee-) lejtő előtt helyezkedik el. Az alacsonyabb barkánoknál viszont jóval a lee-lejtő előtt. A kialakult barkánoknak nagyon különbözőek a méreteik. A 20 m-es magasságot ritkán haladják meg. A legtöbb barkán 3-15 m magas. A barkánoknak nemcsak a 481

277. ábra: A barkán feletti áramlási viszonyok (Allen, J. R. L. ábrája) magassága, hanem a szélessége és a hosszúsága is nagyon változó (278. ábra). Ezt jól tanúsítja a 34. táblázat, néhány adata is. King, W. J. H. (1916) szerint a barkánok bálnahátbuckából alakulnak ki. Szerinte a barkánképződés stádiumát egy alacsony, ovális alaprajzú homokfodrokkal borított halom (279. ábra) jelöli. Ennek a formának a hosszirányban készített keresztmetszete még közel szimmetrikus. Ahogy a bálnahátbucka növekszik, legmagasabb pontja úg} tolódik előre a szél irányába, majd a bálnahát legmagasabb pontján megkezdődik a karéj alakú szélárnyékos lejtő kialakulása (279. ábra). King szerint a szélárnyékos lejtő képződése akkor következik be, amikor a szélverte lejtő lejtőszöge elérte az 5,5°-ot. Ekkor ugyanis megindulhat az örvényleválás. Később Kádár L. (1954) is ezt az álláspontot képviselte, kiegészítve azzal, hogy a bálnahátbucka ovális alaprajzú homokfodor - ( ripple-mark-) mezőből keletkezik.

278. ábra: Magyarázó a 34. táblázathoz 482

34. táblázat

Az Imperial-völgyben (Kalifornia) lévő barkánok méretei m-ben Sorszám

a

b

c

Magasság

1.

79,25 76,20 68,58 97,54 103,63 48,77 73,15 70,10 67,06 96,10 108,20

121,92 144,78 137,16 187,45 169,16 82,30 213,36 91,44 167,78 179,83 185,93

198,12 152,40 152,40 129,54 106,68 213,36 198,12 45,72 167,64 109,73 251,46

7,9 7,0

2.

3. 4. 5. 6.

7. 8.

9. 10. 11 .

6,1

6,7 4,3 7,9 12,2

4,0 7,3 8,2 7,6

279. ábra: A barkán kialakulása bálnahátbuckából King, W. J. H. (1918) szerint. (A szaggatott vonallal ábrázolt formát King részletesebben nem vizsgálta) A barkánok kialakulásával kapcsolatban fontos vizsgálatokat végzett Vejiszov, Sz. (1966, 1968), aki a Repeteki Rezervátum (Kara-Kum) területén először teljesen sík homokfelszínt alakított ki. Ezen a szél hatására az első stádiumban homokfodrok képződtek. A második stádiumban enyhe hullámosságot észlelt a felszínen. Az enyhén kiemelkedő hullámok a szélirányra merőlegesek voltak, és rajtuk kisebb homokfod­ rok keletkeztek. A harmadik stádiumban a kisebb fodrokkal fedett hullámok fokoza­ tosan magasodtak, és 6-8°-os lejtőjük enyhe aszimmetriát mutatott. A negyedik stádiumban a korábban azonos magasságú hullámok különböző magasságú részekre bomlottak, és megindult az ellipszis alaprajzú alacsony homokformák kialakulása. Ezek hossza általában 15-17, szélességük 10-12 m-t ért el. A formák relatív magasságát 25-30 cm-nek mérték. Szélverte lejtőjük 8-10°-os, a szélárnyékos pedig 15-17°-os volt. Az ötödik stádiumban az elliptikus forma tovább magasodott, és megkezdődött a barkánra annyira jellemző karéj alakú szélárnyékos lejtő kialakulása. A meredek lee-lejtő képződése nyilvánvalóan a határréteg elválásá­ nak helyén, illetve annak közelében indult meg. A szélárnyékos lejtő teljes kifejlődése a hatodik stádiumban következett be. Ennél a megfigyelésnél az ellipszis alakú forma szintén megelőzte a barkán képződését.

A barkánok a szélirányban lassan előrehaladnak. A mozgási sebességük egyrészt a szélerőtől, a munkaképes szelek időtartamától, másrészt a barkánok tömegétől függ. Vizsgáltak olyan barkánokat, amelyek évente csak 1,8-4 m-t haladtak előre. A gyorsabban mozgó barkánok évi előrehaladásának mértéke 9,2-37 m között válta­ kozik. A sivatagokban végzett megfigyelések azt tanúsítják, hogy valamennyi bucka­ típus közül a barkán előrehaladása a leggyorsabb. A nagyobb barkánok előrehaladásuk közben a felszín kisebb egyenetlenségeit legyőzik, és alakjuk nem szenved számottevő változást. Más a helyzet a kisebb formáknál. Peru déli részén megfigyelték, hogy amikor a kisebb barkánok keresztez­ ték az alacsony vasúti töltést, megsemmisültek. A vasúti töltés nyilván megzavarta az áramlási viszonyokat, és ez a barkánok anyagának szétszóródását idézte elő. A barkánok alakjának változását egyéb akadályok is előidézhetik. Deformálódhat a barkán alakja akkor is, ha oldalirányú vagy szemből érkező szelet kap. Ha valamely területen nagyon sok az elszállítandó homok, típusos barkán csak ritkán tud kialakulni. Ilyen esetben a barkánok túlságosan közel kerülnek egymáshoz, és oldalirányban össze is érnek. Fedorovics, B. A. (1964, 1970) és Vejiszov, Sz. (1966, 1968) ezt a formaegyüttest nevezi barkánláncnak. A különböző mértékben összezáró­ dott barkánvonulatokból nagyon sok fordul elő a Kara-Kum sivatagban, a TaklaMakán területén, a Szaharában, a Namib-sivatagban, a Rub’ al-Haliban, Új-Mexikóban és az Atacama-sivatagban. Ha a barkánok oldalirányú összezáródása nem teljes, a barkánkaréj még jól kivehe­ tő. A jobban összezáródott barkánok már a keresztirányú dűnékhez vezetnek át. Keresztirányú (transzverzális) dűnék. A szabadon mozgó homok jellegzetes formá­ ja az uralkodó szélirányra merőlegesen elhelyezkedő keresztirányú dűne. Az egymás­ sal közel párhuzamosan futó dűnevonulatok magassága területenként változó, általá­ ban 3-30 m. A 3-6 m magas dűnevonulatok gerinctávolsága csak 30-100 m, a 10-20 m magas dűnék gerincei viszont 200-400 m távolságra fekszenek egymástól. A típusos keresztirányú dünéknek jellegzetes aszimmetrikus lejtőjük van (280. ábra). A szélverte lejtő 5-12°-os, a friss lee-lejtő pedig 33-35°-os. Az irodalomban ezt a dűnetípust hosszú ideig csak átmeneti formának tekintették, olyannak, amelyik ha létrejön is - hosszabb ideig nem maradhat meg. Miután a Föld nagy sivatagjait megismerték, kiderült, hogy ez a felfogás mennyire tarthatatlan. A Szaharában a keresztirányú dűnék főleg a nagy homoksivatagok szél felőli oldalán alakultak ki. A Keleti-Erg északi szegélyért mintegy 10-20 km szélességű övezetet alkotnak, és a hosszanti dűnék területére vezetnek át. Az űrfelvételeken sok keresztirányú buckát lehet látni a Rub’ al-Hali területén, a Tarim-medence déli és keleti részében (az utóbbi formákról Sven Hedin már 1904-ben beszámolt), BelsőMongóliában, valamint a Namib-sivatagban. Előfordulnak Arizonában, Texasban. Új-Mexikóban és Kaliforniában is. Ha a keresztirányú dűnék előfordulási helyeit vizsgáljuk, szembetűnő, hogy ott jelennek meg, ahol a szélnek nagy tömegű homok áll rendelkezésére. A barkánnal ellentétben magányos keresztirányú dűnét sehol sem lehet látni. A típusos keresztirá­ 484

nyú dűnék kialakulásához az erős egyirányú szél is fontos. Előfordulnak olyan területeken is, ahol ellentétes irányú szelek fújnak, de az ilyen helyeken a szélirányvál­ tozásnak megfelelően minduntalan átalakulnak. A keresztirányú dűnék homokjának rétegzettsége pontos képet ad mozgásának mechanizmusáról. A 281. ábrán jól látszik, hogy a szélirányban átmetszett bucka, egy felső vékony réteget nem számítva, főleg meredek lejtőjű réteglapokból áll. Az egyes réteglapok egy-egy lee-lejtőt jelentenek. Ahogyan a dűne előrehalad, ezeket a meredek réteglapokat fokozatosan elnyesi a szél. A keresztirányú dűnék mozgási sebességére még kevés adat áll rendelkezésre. Általában azt tartják, hogy ezek a formák jóval lassabban haladnak előre, mint a barkánok. McKee, E. D. (1966) vizsgálatai szerint évi átlagban 1,2-3,6 m-t. Piramis vagy csillag alakú dűnék. A szabadon mozgó futóhomok érdekes, máig is tisztázatlan eredetű formái a hatalmas piramis vagy csillag alakú dűnék (ghourd, többes szám: groud v. oghurd). Az alakjuk nagyon változatos. A legmagasabbra emelkedő központi részükből a szélrózsa minden irányában hajlott gerincvonalú

280. ábra: Keresztirányú dűnék

485

282. ábra: Csillag alakú dűnék

hátak ereszkednek le a ghourd-dűnék közötti alacsonyabb felszínre (282. ábra). Ezek helyenként meglepően hasonlítanak a barkánok karéjára. A dűnék egy részénél a legmagasabb pont közelében az ún. ghourd-üst teszi változatosabbá az amúgy is bonyolult felépítésű formát. Egyes dünéknél több ghourd-üstöt is meg lehet figyelni egymás mellett. Az ilyen homoktömegeknek már nincs piramis alakú formájuk. A Szaharában ezeket a képződményeket draa-dünének nevezik. A ghourd-dűnében több homok van felhalmozódva, mint amennyi egy Giza melletti piramis tömege. A nagyobb dűnéknek az 1 km-t is meghaladja a talpszélessége. Az Arábiából leírt formák 50-70 m magasak, a szaharaiak magassága viszont a 100 m-t is meghaladja. Capot-Rey, R. (1953) szerint egyes hatalmas, piramis alakú dűnéknek 300 m-t is eléri a viszonylagos magassága. Feltűnő, hogy a térbeli elhelyezkedésük milyen különböző. Az egyik helyen laza közöttük a kapcsolat, máshol viszont hatalmas vonulatokba tömörülnek, amelyekben a ghourd-dűnék közel fekszenek egymáshoz. A FachiBilma-homoksivatagban az egymástól 2 km-re húzódó ghourd-dűnevonulatok 200 km hosszan nyúlnak el. A Tassili-N’Ajjer északi peremén a piramis alakú dűnék vonulatai 5 km-re is eltávolodnak egymástól. A piramis alakú dűnék keletkezését még nem sikerült tisztázni. Ha a piramis alakú dűnékkel fedett területeket nagy magasságból készült légi felvételeken vagy űrfelvételeken tanulmányozzuk, jól látszik, hogy különböző csapású keresztirányú dűnevonulatok húzódnak közöttük. Maguk a piramis alakú dűnék is különböző szélirányokat tükröznek. Mai ismereteink szerint a hatalmas formákat és a közöttük fekvő változatos felszíneket aligha lehet másképpen értelmezni, mint úgy, hogy a felszínközeli légréteg áramlási viszonyaiban jelentkező interferenciajelen­ ség hatására jöttek létre. 486

Hálószerű dűnevonulatok (’Aklé). Algéria területéről Aufrére, L. már 1931-ben leírta ezeket a formákat. Ennek ellenére kialakulásuk körülményeiről még ma is nagyon keveset tudunk. Típusos hálószerű dűnevonulatok a Szahara délnyugati részén, az ’Akié Avana területén is előfordulnak. Ausztráliában pedig az Ayers Rocktól északra, északkeletre elterülő felszínekről ismertek. Ha nagyobb magasságból készült felvételen vizsgálunk egy ilyen dűnemezőt, feltű­ nő, hogy alaprajza mennyire hasonlít egy olyan hálóhoz, amelynek négyszög alakúak a szemei. Az egymást keresztező gerincek az egyik területen csak néhány méter magasak, máshol viszont az 50 m-t is elérik. A gerincvonulatok magasságával együtt változik a hálószemek nagysága is. A gerincvonulatok között fekvő kis medencékben olykor az alapkőzet is felszínre bukkan. A hálószerű dűnevonulatok hasonlítanak a Tarim-medencében és a Kara-Kumban előforduló rácssivatagokhoz. Ezeknél azonban az egymást keresztező két vonulat nem egyforma magasságú. A fővonulat gerincei mindig magasabbak, mint a rájuk derékszögben futó oldalirányú gerincek. Fedorovics, B. A. (1964) szerint a hálószerű formákat, a rácsos-sejtes szerkezetű homokfelszíneket többirányú szél hozta létre. Az bizonyos, hogy ahol ezek a formák a Szaharában előfordulnak, a szelek meglehetősen erősek, de szabálytalanul fújnak, és gyakran változik az irányuk. A hálószerű dűnevonulatok mozgékonyak, viszonylag gyorsan átformálódnak, majd újra képződnek. Monod, T. (1958) kitűnő légi felvételein szembetűnő, hogy a hálószerű dűnevonulatok melletti kavicsos felszíneken csak egyirányú szél hatása tükröződik. A Monod-féle felvételek között egyeseken úgy tűnik, mintha az uralkodó szélirányon belül keresztirányú hullámok is kialakulnának, és ezek hatására jönnének létre a hosszanti formákra 90°-os szögben futó gerincek. A hálószerű dűnevonulatok keletkezésének kérdése tehát még nyitott, és az ilyen formák kialakulásáról is csak akkor lehet majd pontosabb képet rajzolni, ha jobban megismerik az őket létrehozó szél-, illetve áramlási viszonyokat.

A részben kötött futóhomok-területek formái Az előbbiekben említettük, hogy a futóhomokformák képződését számos tényező befolyásolja. A részben kötött homokterületeken a szélviszonyok mellett alapvető fontosságú a növényzet szerepe. A formák tulajdonképpen a szél és a növényzet párharcában képződnek. Ha ehhez még azt is figyelembe vesszük, hogy a formakép­ ződést az éghajlati sajátosságok, a szél rendelkezésére álló homoktömeg, a talajvíz mélysége és a domborzati viszonyok is befolyásolják, természetesnek kell tartanunk, hogy a részben kötött futóhomok-területeknek is változatosak és egymástól jelentő­ sen eltérőek a formái. 487

A részben kötött futóhomok-területeken sehol sem alakulhattak ki olyan hatalmas dűnék és dűnemezők, mint a sivatagokban. Ez a növényzet védő hatása mellett főképpen annak tudható be, hogy a szél kisebb területeken fejthette ki felszínformáló tevékenységét. A részben kötött futóhomok-területek egyik legfontosabb formája a parabolabucka. Ott képződik, ahol az ovális alaprajzú szélfújta mélyedésből oldalirányban is fúj ki homokot a szél. A forma képződésében több tényezőnek is aktív szerepe van. Nagysága főleg attól függ, hogy a szél mekkora területről fújja ki a parabolabucka homokját. Ahol a parabola csúcsrésze kevesebb anyagot kap, és kissé gyorsabban halad előre, a parabo­ lának kisebb lesz a nyílása. Viszont ha a csúcsrészbe sok anyag érkezik, a parabola előrehaladása lelassul, szárai kinyílnak, mert gyorsabban mozognak, mint a csúcs­ rész. A parabolabucka belső (szélverte) lejtője lankásabb, mint a szélárnyékos oldal. A szélverte lejtő a csúcs közelében a leglankásabb. Innen a szárak belső oldala fokozatosan meredekebbé válik. Az egyes parabolák között ebben a tekintetben elég nagy eltérések lehetnek. Sok parabolabuckánál a szél felőli (luv-) lejtő sehol sem meredekebb 10°-nál. Előfordulnak viszont olyan parabolabuckák is, amelyeknél a szár vége felé 26-28° a szélverte oldal lejtőszöge. A szélárnyékos oldal lejtése a parabolabucka magasságával változik. A nagyobb parabolabuckáknak nemritkán 26-28°-os a lee-(szélárnyékos) lejtője. Aktív parabo­ láknál pedig a 30-32°-ot is elérheti. A parabolabuckáknak és az aszimmetrikus paraboláknak elég tág határok között váltakoznak a méreteik. A Duna-Tisza közén a parabolák tengelyvonalának hossza nem több 250 m-nél. A magasságuk azonban tekintélyes. Egyes paraboláknak 14-16 m-t is elérő a csúcsmagassága. A nyírségi parabolabuckák nagyobbak. Hosszuk a tengelyvonalban általában 400-700 m. A fejletlen nyugati szárú parabolabuckák keleti szára elérheti a 800-1500 m-t is. Csúcsmagasságuk 2-18 m között ingadozik. A Német-Lengyel-síkságon, a holland, dán, angol partokon előforduló parabola­ buckák méretei hasonlóak a magyarországi formákéhoz. A parabolabuckák egyik jellegzetessége, hogy nagyobb részük aszimmetrikus. Ez azt jelenti, hogy vagy egyik, vagy másik száruk fejletlen. A hazai aszimmetrikus parabolákon kívül sok ilyen formát ismerünk a Német-Lengyel-síkságról, Dánia, Hollandia, Anglia part menti területeiről. A parabolák aszimmetrikus voltának az az oka, hogy képződésüknél még akkor is könnyen felborul az egyensúlyi állapot, ha a munkaképes szél egy irányból fúj. Kétirányú szél pedig már erősebb aszimmetriát idéz elő. Az aszimmetrikus parabolabuckákra kitűnő példákat lehet látni Lengyelország­ ban, ahol a parabolabuckáknak szinte minden típusa előfordul (283. ábra). 488

283. ábra: Lengyelországi parabolabuckatípusok Hazánkban az aszimmetrikus parabolabuckáknak főképpen a nyugati szára fejlet­ len. Az ilyen típusú parabolák a Nyírségben a vízválasztótól délre jelentkeznek nagy tömegben (284. ábra). A parabolák tengelyéből megállapítható, hogy azokat ÉÉNy-i, illetve északi szelek hozták létre. A Nyírségben azon a területen, ahol az ÉÉNY-DDK-i tengelyű parabolabuckák fekszenek, az északi szél is munkaképes volt, és éppen ez a szél az, amelyik előidézte a szárak aszimmetriáját. Délebbre az észak-déli tengelyű parabolabuckáknál az ÉÉK-i szelek hatására rövidült meg a nyugati szár.

284. ábra: Nyírségi aszimmetrikus parabolabuckák 489

Az aszimmetrikus formát az alábbiak szerint magyarázhatjuk. A parabolákat hegyesszögben érő északi, illetve ÉÉK-i szél a keleti szárak szélárnyékos (lee-) oldalát általában nehezen támadhatta meg, mert azt a fűtakaró bizonyos mértékig védte. Más volt a helyzet a nyugati szárnál, amelynek belső, szélverte oldalát alig borította növényzet. A nyugati szárat hegyesszögben érő szél a homokot a szélverte oldalról részben a szélárnyékos oldalra dobálta, és ezzel a nyugati szárat kissé kifelé nyomta. A homok nagyobb része azonban a csúcs felé tartott. A csúcs közelébe jutott homok­ tömeget az északi, ÉK-i szél dél, DDNy-felé tolta, és ezzel a keleti szárat egyre jobban meghosszabbította. A nyugati szár ugyanakkor fokozatosan rövidebb lett. A parabolabuckákkal fedett területeken szinte mindenütt előfordul, hogy a parabo­ labuckák teljesen összetorlódnak, és zárt mezőbe tömörülnek. A mező szél felőli oldalán jól látható az a deflációs terület, ahonnan a parabolák anyaga származik. Az egymásba torlódott parabolabuckák mindig aszimmetrikusak. Akadnak közöt­ tük olyanok, amelyek már alig emlékeztetnek a parabolára, mert előrehaladásuk közben teljesen átalakultak. Parabolabuckák, mint említettük, a Duna-Tisza közén is előfordulnak. Ott azon­ ban kevesebb van belőlük, mint a Nyírségben. Inkább szigetszerűen jelentkeznek, és többnyire egymásba torlódtak (Fülöpháza határában, Izsáktól ÉNy-ra, Kiskunhalas­ tól nyugatra). A Duna-Tisza köze DNy-i részén a parabolák egy sajátos típusát, a hajtűszerű parabolabuckákat láthatjuk. Kialakulásuk körülményeit pontosan még nem ismerjük (285. ábra). Az aktív parabolák a szélirányban lassan haladnak előre. Dániában (Tynél) 1795 és 1886 között, tehát közel 100 év alatt 350-700 m-t mozdultak el. A részben kötött futóhomok-területeken gyakoriak a szélbarázdák, garmadák, mara­ dékgerincek is. Nálunk pedig, a Nyírség déli részét és a Duna-Tisza közének néhány

285. ábra: Hajtűszerű parabolabucka a Nyírség északnyugati részében 490

kisebb területét nem számítva, minden futóhomokfelszínen a szélbarázda-garmadamaradékgerinc formaegyüttes az uralkodó. a) Szélbarázdák. Ahol a homokfelszínt nem védi zárt növénytakaró, a kiszáradt homokot hordani kezdi a szél. Idő múltán kisebb-nagyobb mélyedés jön létre, amely az esetek többségében fokozatosan elnyúlik a szél irányában. Az így létrejött formát szélbarázdának nevezzük. Cholnoky J. már a század elején (1902) felismerte, hogy a részben kötött homokterületeken - a tengerpartokat nem számítva - a szélbarázdaképződéssel veszi kezdetét a formák kialakulása. A szélbarázdákat vizsgálva szembetűnik, hogy azok nagyon különböző alakúak és méretűek. Feltűnő, hogy ebben a vonatkozásban még az egymáshoz közel fekvő területeken is nagy a különbség. A sokféle szélbarázdát két csoportba lehet sorolni. 1. A növényzettől jobban védett homokfelszínen a keskeny szélbarázda a szélirány­ ban fokozatosan növekszik. A szélbarázdában felgyorsuló szél ugyanis nagy erővel támad annak tengelyvonalában, illetve a barázda szélverte lejtőjén. Emiatt az fokoza­ tosan hátrább tolódik. A növényzettől jobban védett felszínen a barázda oldalirány­ ban csak nehezen szélesedik, annál is inkább, mert oldallejtőin jelentősen lecsökken a szélerő. A növényzet védő hatása miatt a kisebb szélbarázdáknál az oldallejtők felső részének meredeksége a 90°-ot is elérheti. Kedvező körülmények között a keskeny, hosszan elnyúló szélbarázda 400-800 m hosszúra is növekedhet. Az ilyen szélbarázdából rendszerint több is képződik egymás mellett. Helyenként csak 1-2 m mélyek, máshol több m-t is elér a mélységük. 2. Ott, ahol a növényzet kevésbé védte a felszínt, és a szél oldalirányban is erodálha­ tott, ovális alaprajzú szélbarázdák képződtek. Ezek alakja és mérete még egy kisebb területen belül is nagyon különböző lehet. A mindössze 60-80 m átmérőjű ovális szélbarázdák mellett gyakoriak a 100-200 m-esek, és előfordulnak 300-400 m hoszszan elnyúló formák is. Az ennél nagyobb ovális alaprajzú mélyedések már megköze­ lítik a deflációs laposok méreteit. Az ovális alaprajzú szélbarázdákkal tagolt felszíneken szembetűnő, hogy a szélba­ rázdák helyenként szélbarázdasort alkotnak. Ilyen esetben az ovális alaprajzú szélba­ rázdák úgy kapcsolódnak egymáshoz, mint a gyöngysor szemei. Ezeket a szélbarázdá­ kat rendszerint alacsony hátak választják el egymástól. A szélbarázdasorok kialakulásának helyén a szélnek hosszabb szakaszon nagyobb volt a munkavégző képessége, mint amennyi a hordalék elszállításához szükséges. b) Maradékgerincek. Amikor a szél hosszabb vagy rövidebb szélbarázdákat mélyít a felszínbe, ezek között szélesebb-keskenyebb gerincek maradnak meg, amelyeket Cholnoky J. (1902) nyomán maradékgerinceknek nevezünk. Ahol a hosszan elnyúló, keskeny szélbarázdák a jellemzőek, közöttük vasúti töltésszerűen, egymással párhu­ zamosan futnak a nagyjából azonos magasságú maradékgerincek. A szélbarázdaképződés kezdeti állapotában a maradékgerincek még azonos magasságúak a környe­ ző növényzettel védett homokfelszínekkel. Ha ott, ahol szélbarázdák képződnek, hosszabb időn keresztül állandósul a kifúvás, az eredeti maradékgerincek is elpusztul­ nak, és újabbak képződnek helyettük. (Ezt lehet látni a Warta-Notec közének nyugati 491

részén.) A maradékgerincek ilyen helyen már nem simulnak bele az előttük fekvő felszínbe. Szélbarázdák természetesen ott is képződnek, ahol korábban már futóho­ mok települt. Az ilyen helyeken a szélbarázdák közötti maradékgerincek rendszerint nem egyforma magasságúak, és sokszor csak a homokjuk rétegzettségének alapos vizsgálatával állapítható meg, hogy ténylegesen maradékgerinccel van-e dolgunk. Ha a szélbarázdák hordalékkúpon, olvadékvízsíkságon vagy teraszfelszínen kép­ ződtek, a maradékgerincek anyaga még szükségképpen vízi szállítású. Ott, ahol vastagabb futóhomok halmozódott fel, mint pl. az akkumulációs eredetű homokme­ zőkben, a szélbarázdák teljes egészében futóhomokba mélyülnek. Az ilyen maradék­ gerincekben nagyon szabálytalan a réteglapok futása. Minden hazai hordalékkúpunkon ismerünk olyan szélbarázdás felszíneket, ahol a maradékgerincek alsó részét vízi szállítású hordalék alkotja, a felső rétegek pedig futóhomokból épülnek fel. c) Garmadák. A szélbarázdákból kifújt homok már az egészen kicsiny barázdáknál is garmadákba halmozódhat. Ennek a formának a megnevezése is Cholnokytól (1902) származik. Cholnoky a futóhomokról írt összefoglaló dolgozatában (1940) egyféle garmadáról tesz említést. „A növényzettel el nem lepett kihányt homok tehát mint egy patkó alakú, éles gerincű halmazban mutatkozik, külső lejtője meredek kúpfelület alakú, belső lejtője homorú, fokozatosan a széllel szemben lejtő teknő.” A Cholnoky által leírt garmada nagyon hasonlít a rövid szárú parabolához, ezért ezt a formát korábban mint parabola alakú (parabolaszerű) garmadát ismertettük (Borsy Z. 1961). Az ilyen garmadák szélverte oldala többnyire közvetlenül megy át a szélbarázdába. A külső lejtőjük meredekebb, a parabolák szélárnyékos lejtőjéhez hasonló. A parabo­ la alakú garmadák a növényzettel részben kötött területeken mindenütt előfordulnak. A hazai futóhomok-területeken is gyakran látni ezeket a formákat. Többségük szoro­ san kapcsolódik a szélbarázdájához. Ez a formatípus akkor jön létre, amikor a szélbarázdából kifújt homok a barázda végén mindjárt le is rakódik. Aktív szélbaráz­ dáknál a garmada természetesen fokozatosan előrehalad a szél irányában. A DunaTisza közén (Illancson) arra is láthatunk példát, hogy a parabola alakú garmadák elszakadtak szélbarázdájuktól. A parabola alakú garmadák nálunk a Duna-Tisza közén és a Nyírségben érik el legnagyobb magasságukat, olykor 16-20 m-t. A garmadák másik típusa a hosszanti garmada. Ez a forma nem tapad sarlóalakszerüen a szélbarázdához, hanem mögötte helyezkedik el ovális alakban. Az uralkodó szélirányban hosszan elnyúló ellipszis alaprajzú homokformát Vertse A. már 1932ben leírta. Felismerte azokat a sajátosságokat, amelyek térbeli elhelyezkedésüket, illetve a szélbarázdájukhoz való viszonyukat jellemzik. Az ovális alaprajzú hosszanti garmadák szélverte lejtője valamivel lankásabb, mint a szélárnyékos. A két lejtő között azonban nincs számottevő különbség. Ha a szélver­ te lejtő 6-8°-os, a szélárnyékos lejtő hajlásszöge legfeljebb 10-12°. A hosszanti garmadák gyakran alkotnak garmadasort. A garmadasorok általában 3-6 garmadából állnak. A sor tagjai lazább vagy szorosabb kapcsolatban lehetnek 492

egymással. Néhol egészen összetorlódnak. Az egymáshoz illeszkedés azonban rend­ szerint nem egy egyenes vonal mentén történik, ezért a garmadasoroknak felülnézetben többnyire hullámos a gerincvonaluk. A hullámosság oldalnézetben is szembe­ tűnő. A hosszanti garmadák egy-egy deflációs jellegű terület szegélyén a homokfelhalmo­ zódás övezetében garmadamezőbe tömörülnek. Ezen belül a garmadák lazább vagy szorosabb kapcsolatban lehetnek egymással. Egy zártabb garmadamező szinte telje­ sen pozitív formákból áll. Homoklepel (lepelhomok). Bulla B. (1951) hívta rá fel a figyelmet, hogy a Duna-Ti­ sza közének laposaira, mésziszapos üledékeire többfelé a lepelhomok vékony, tagolat­ lan, néhány dm vastag takarója borul. Később a futóhomok-területeinken végzett kutatások során kiderült, hogy a lepelhomoknak nagyobb a jelentősége, mint koráb­ ban gondoltuk. Különösen a Duna-Tisza közén és Belső-Somogyban borít kiterjedt felszíneket, amelyre mint formára Marosi S. (1967) a homoklepel megnevezést alkal­ mazta. Megfigyeléseink szerint hazánkban a homoklepelnek két megjelenési formája van: 1. Homokiepeit láthatunk egy-egy szélbarázda vagy szélbarázdasor végénél, amikor a szélbarázdából kifújt anyag nem halmozódott garmadába, hanem lepelszerűen szétszóródott. Az ilyennek viszonylag kicsi a kiterjedése. 2. Sokkal nagyobb lepelhomok-takarók helyezkednek el a deflációs mezők szegélyén vagy a nagy akkumulációs homokmezők előterében. A lepelhomok rétege a Duna-Tisza közén sokfelé löszös laposokra települt (Lakite­ lek, Tiszaalpár, Kiskunfélegyháza határában, Keceltől délre, csávolyi szőlőknél stb.). Máshol meszes, mésziszapos felszíneket (Páhi, Kaskantyú határában) vagy holocén humuszos homokrétegeket borít (Tiszakécskétől nyugatra, Páhinál, Bugac határában és Csikériánál). A Kolom-tótól nyugatra tőzeges rétegek fekszenek alatta. A Nyírségben is többfelé látunk kisebb-nagyobb lepelhomok-takarókat, amelyek löszös laposokra, löszfelszínre, lápos, kotus üledékekre vagy a nyírvízlaposok válto­ zatos geológiai képződményeire települnek. Nagy kiterjedésű homoklepel fekszik a Nyírség DNy-i szegélyén, Józsa szélességétől délre. Belső-Somogyban is nagy mennyiségű lepelhomok keletkezett. A deflációs övezete­ ket és a tagoltabb homokfelszíneket nem számítva, mindenütt ráakadunk arra az anyagra, amely genetikailag lepelhomoknak minősül. Nagy kiterjedésű felszíneket takar a lepelhomok a Nagyatád-Bercence között fekvő területeken, továbbá a Homokszentgyörgy-Szulok vonaltól nyugatra fekvő részeken. Lepelhomokjaink vastag­ sága általában 50-250 cm. Deflációs mélyedések. A kisebb deflációs mélyedések a részben kötött, nagyobb kiterjedésű futóhomok-területeken többfelé előfordulnak. A minden oldalról zárt mélyedések alakja nagyon változatos, átmérőjük a 2 km-t is elérheti. A szegélyükön felhalmozódott homoktömegek bizonyítják, hogy létrejöttüket valóban a szél defláci­ ós tevékenységének köszönhetik. Nálunk főleg a Duna-Tisza közén és a Nyírség északi felében lehet látni típusos deflációs mélyedéseket. 493

Deflációs laposok. Jóval terjedelmesebbek és kevésbé zártak, mint az előző formák. Átmérőjük 5-8 km-t is elérhet. Többnyire fokozatosan mennek át a mögöttük fekvő akkumulációs mezőbe. A deflációs mélyedések és a deflációs laposok gyengén tagol­ tak. Több helyen lehet ugyan bennük látni sekély szélbarázdákat, ezek mélysége azonban ritkán haladja meg az 1-1,5 m-t. Akkumulációs eredetű nagyobb homokfelszínek. A deflációs laposokról kifújt ho­ mok különböző alakú és méretű homokmezőkbe halmozódott. Ha a deflációs területről sok homok érkezett, az akkumulációs mező tekintélyes magasságra, 15-25 m-re emelkedik környezete fölé. Egyes homokmezőkbe erősen torlódnak a formák, és a felszín jellegét szinte teljes egészében az egymáshoz kapcsolódó garma­ dák vagy aszimmetrikus parabolák határozzák meg. Vannak olyan homokmezők, amelyekben szép számmal fordulnak elő szélbarázdák, mögöttük magasra emelkedő parabola alakú garmadákkal. Az is előfordul, hogy a homok nagyméretű, parabolaszerű formákba rendeződött. A Nyírségben a Nyírkércs mellett képződött hatalmas formának mintegy 8 km hosszú a keleti szára (ennek szélessége a 2 km-t is eléri). Az Anarcs-Ramocsaháza-Berkesz községek között fekvő hasonló forma még ennél is nagyobb méretű. A Duna-Tisza közén a Bugactól északra fekvő, változatos felszínü, parabola alakú nagyméretű forma mintegy 4 km hosszan nyúlik el, és 12-18 m-re emelkedik a kör­ nyezete fölé. Tanulságosak a lengyelországi nagyméretű formák is. Parabola alakú formát lehet látni a Warta közelében Wronkitól ÉNy-ra, Toruú és Bydgoszcz között, a PuszczaKampinoskán és Wolsztyntól nyugatra. Egy-egy parabolaszerű nagy forma valamely távolabbi magasabb pontról egységes­ nek tűnik, a valóságban pedig nagyon változatos a felszíne. A külföldi és a hazai futóhomok-területeken végzett kutatások azt igazolják, hogy a deflációs laposok és az akkumulációs eredetű homokmezők ugyanolyan alapformái a hordalékkúpoknak, olvadékvízsíkságoknak, ősfolyamvölgyeknek, mint a szélba­ rázda és a mögötte fekvő garmada (az akkumulációs eredetű nagy homokmezők a sivatagokban is sokfelé előfordulnak). A részben kötött futóhomok-területekre nézve (a tengerparti futóhomok-területe­ ket nem számítva) törvényszerűnek tartjuk, hogy a legmagasabb homokbuckák és a legmélyebb szélbarázdák az akkumulációs mezőkben alakultak ki. A legvastagabb futóhomoktömegek ugyanis ezekben halmozódtak fel. Parti dűnék. A lapos, homokos tengerpart szélesebb-keskenyebb sávja apály idején szárazra kerülhet. Ha erős a szél, a homokfelszín gyorsan szárad, és a homok hamarosan mozgásba lendül. Rendszerint nem jut messzire. A parton lévő durvább törmelék vagy a növényzet arra kényszeríti a szelet, hogy hordalékának egy részét lerakja. A parttal párhuzamosan, több helyen kisebb-nagyobb homoknyelvek jönnek létre, amelyek később fokozatosan magasodnak, és oldalirányban összeérnek a szom­ szédos homokfelhalmozódásokkal. Ezt az akkumulációs formát elsődleges dűne (Pri494

márdüne) néven említi a német irodalom. Megtelepedhet rajta a növényzet is, amely a laza homokot részben megköti, és elősegíti a további homokfelhalmozódást. A Balti-tenger partján a szelek többnyire a szárazföld belseje felé fújnak, és a szárazra került homokos partról az anyagot magukkal ragadják. A parti sávból kifújt homok nem jut túlságosan messzire, hanem a parttal párhuzamosan szélesebb-keskenyebb sávban lerakódik. Amint a lerakódott homok magassága a tenger vízállása fölé emelkedett, megtelepszik rajta a parti fű (Ammophila arenaria Link; Elymus arenarius L.). Ez mindaddig, amíg elég nedvességet kap, jól köti a homokot. A partvonal mögött épülő dűne a 20 m magasságot is elérheti. Növekedésének rendszerint az vet gátat, hogy a magas dűnén a parti fű - mivel már nem jut elég nedvességhez - nem képes megkötni a homokot, s így azt a szél a dűne tetejéről továbbsodorhatja. A parttal párhuzamosan futó akkumulációs forma a parti dűne (a német irodalom­ ban : sekundäre Düne, Vordüne, weisse Düne). A fiatal parti dűnén látni lehet, hogy a növényzet hogyan küszködik a széllel és a homokkal. Ahol a növényzet nem tudja kellőképpen védeni a homokot, a parti dűnébe szélbarázdát mélyít a szél. A szélbarázdák egyes szakaszokon fel is szabdal­ hatják a parti dűnéket. A szélbarázdákból kifújt homok, továbbá az az anyag, amely a part felől érkezik és a parti dűnén nem kötődhet meg, a szárazföld belseje felé mozog. Túlságosan messzire azonban ez sem juthat, mert előrehaladását akadályozza a növényzet. Ha a parti dűnén túljutott homokot a növényzet nem védi kellőképpen, ovális alaprajzú szélbarázdák mélyülnek bele, és az ezekből kifújt homok rendszerint parabolákba, illetve aszimmetrikus parabolákba rendeződik. A Balti-tenger partján, a dániai, hollandiai, angliai partokon sokfelé jellegzetesek a parabolabuckák. Nagy tömegű homok esetén a növényzet nem képes megkötni a homokot még a humidus tájakon sem, úgyhogy az szabadon mozoghat, és a szél irányára merőlegesen futó keresztirányú dűnékbe rendeződik. A szél irányában lassan előrehaladó formát az irodalomban vándordűneként emlegetik. A vándordűnének lankásan emelkedő, szélverte oldala és meredek, szélárnyékos lejtője van. Magassága tekintélyes lehet. A Kur-turzáson 70 m magas dűnék is előfordulnak. A turzás vándordűnéiről ismere­ tes, hogy azok az elmúlt században alakultak ki a nagyarányú erdőirtások nyomán. A Vizcayai-öböl partján (Franciaország DNY-i részén) a keresztirányú dűnék általá­ ban 50-70, ritkábban 90 m magasak. Az épülő tengerpartokon, ahogy a szárazföld gyarapodik, újabb parti dűnék alakulnak ki. Ezt látjuk pl. Darss területén, ahol az elmúlt 900 év során az egykori parttal párhuzamosan futó parti dűnéknek egész rendszere jött létre (286. ábra). Csupán 1690 óta 20-nál több parti dűnevonulat képződött. A száraz éghajlatú, homokos tengerpartokon ugyancsak sok futóhomok keletke­ zik. Az ilyen helyeken a part mentén csak alacsonyabb homokhát tud kialakulni, ugyanis hiányzik a növényzet, ami a homokot megkösse. A homok továbbvándorol a szárazföld belseje felé, és a homok tömegétől, a domborzattól, továbbá a szélviszo495

nyoktól függően különböző formákba (barkán, barkánlánc, keresztirányú bucka) rendeződik. Tanulságosak ebből a szempontból Kalifornia, Peru és DNy-Afrika száraz tengerpartjai. A hazai „parti dűnék” kérdése. Cholnoky J. a század elején (1907) a Tisza mentén fekvő buckás területek vizsgálata során megállapította, hogy a Taktaközben, a Nagy­ kunságban, továbbá Szolnoktól délre, a Tisza bal partján előforduló homokformák a folyó parti dünéi. Szerinte ezek a buckák a tengerpartokon előforduló parti dűnékhez hasonló módon keletkeztek. Cholnokynak a hazai „parti dűnékről” vallott elképzelése teljesen meggyökerese­ dett a hazai irodalomban, sőt később a Duna-Tisza közéről is leírták ezeket a formákat. A Nagykunság részletes geomorfológiai vizsgálata során azonban kiderült, hogy az ottani területen szélbarázdák, garmadák, jól fejlett garmadasorok és aszimmetri­ kus parabolabuckák, parabolaszerű homokfelhalmozódások fordulnak elő, nem pe­ dig parti dűnék. Amikor ezek a buckák az Észak-magyarországi középhegységből érkező kisebb vízfolyások ármentéssé vált hordalékkúpjain a felső pleniglaciális folyamán kialakultak, a Tisza még az Ér-völgyében folyt a Kőrös-vidék felé. A taktaközi és a tiszazugi buckák vizsgálata során is bebizonyosodott, hogy azok nem lehetnek a Tisza parti dünéi. Mindkét területen a szélbarázda-garmada-maradékgerinc formaegyüttes az uralkodó.

A szél káros hatásai A szél tevékenységének káros hatásait sokfelé megfigyelhetjük a Földön. A nagy erejű szélviharok főleg a trópusi, szubtrópusi területeken súlyos károkat okoznak a mezőgazdaságban, a különböző építményekben, amelyeket teljesen meg is semmisít­ hetnek. A mérsékelt öv hatalmas szélviharai - a dagállyal párosulva - az alacsony partokon ugyancsak katasztrofális következményekkel járhatnak. Erre éppen a hol­ land, német és bangladesi partok nyújtanak jó példát. Jelentős a szél talajpusztító tevékenysége is, amely főleg az egykori sztyepp-, illetve erdőssztyepp-övezet megművelt területein okozhat súlyos károkat. Közismert tény, hogy a megművelt területek tekintélyes részét a kora tavaszi időszakban nem fedi növénytakaró, amely a lefúvás ellen megfelelő védelmet nyújtana. így, ha erős szelek fújnak, és szárazabb az időjárás, számottevő talajpusztulás léphet fel. A szél deflációs tevékenysége következtében a talaj minőségétől függően a talajszelvény hosszabbrövidebb idő alatt részben vagy teljes egészében lepusztulhat. Erre a magyarországi futóhomok-területeken is sok példát lehet látni. Az elmúlt évtizedek egyes éveiben jelentkező súlyos deflációs károk tanúsítják, hogy a szél talajpusztító tevékenységére a korábbiaknál sokkal nagyobb figyelmet kell fordítani. Ez azért is indokolt, mert az utóbbi években a szárazabb, erősen szeles tavaszi időszakokban (sőt egyes években még ősszel is) nemcsak a futóhomok-felszíneket érintette a talajpusztulás, hanem a mezőségi talajokat is. Ezt egyrészt a mezőségi talajok szerkezetének leromlása, poro­ sodása, másrészt a túlságosan nagy táblák kialakítása idézte elő. A futóhomok-területeken a nem megfelelő időben és módszerrel végzett nagyarányú terepelegyengetések is jelentősen fokozták a kifúvás mértékét. Az erősen szeles tavaszi napokon a védtelen futóhomok-felszínekről 8-10 óra alatt 5-20 cm vastag futóhomokréteget is lefújhat a szél. Ezzel természetesen nemcsak a deflációnak kitett felszín károsodik, hanem az a terület is, ahol a kifújt homok lerakódik. A viharos tavaszi szelek még a rozstáblákban is jelentős károkat okozhat­ nak, különösen akkor, ha a vetések gyengék. A homokverés a száraz tavaszi idősza­ kokban tulajdonképpen az összes fiatal növényi kultúrát (burgonya, dohány, napra­ forgó stb.) veszélyezteti. Helyenként jelentősen visszavetheti a fejlődésükben, illetve teljesen el is pusztíthatja azokat. Különösen a lökéses, erősen turbulens szelek okoz­ hatnak számottevő talajpusztulást. A szélerózió elleni küzdelemben a kutatók eddig sokféle eljárást dolgoztak ki. Ezekkel azonban a széleróziót nem lehet teljesen kiküszöbölni. A talajnak ugyanis csak a zárt növénytakaró tud teljes védelmet nyújtani. A fiatal szőlő- és gyümölcsfa­ telepítéseket például jól lehet védeni a szélerózió ellen az uralkodó szélirányra merőle­ gesen futó, 1-2 m széles rozsszalagok alkalmazásával (287. ábra). Mindenütt, de főleg a futóhomok-területeken jó hatásfokkal védhetik a felszínt a megfelelően telepí­ tett mezővédő erdősávok. A különböző alföldi talajokon végzett méréseink szerint az enyhén áttört védősávoknak a legkedvezőbb a hatásfoka. Az eddigieknél jóval több figyelmet kell szentelni az optimális nagyságú mezőgazdasági táblák kialakítására. 497

287. ábra: A szélcsatorna-kísérletek szerint a rozs-szalagok jelentősen csökkentik a szél hordalékszállító képességét 288. ábra: A szélsebesség csökkenése 8m magas enyhén áttört mezővédő erdősávnál Hajdúsámson és Nyíradony között (a szélse­ besség 1 m-en 9,2-9,5 m volt) A futóhomok-területeken ugyanis még a jól telepített mezővédő erdősáv is csak mintegy 200 m távolságig képes védelmet nyújtani a felszínnek (288. ábra). A mező­ védő erdősávok azért is fontosak, mert a szélerő megtörésével csökkentik a párolgás mértékét is. Az utóbbi három évtizedben kísérleteket folytattak olyan irányban is, hogy külön­ böző adalékanyagok segítségével fokozzák a homokszemcsék kohézióját, és így csök­ kentsék a szélerózió mértékét. A munkálatoknál azt is figyelembe vették, hogy az adalékanyagoknak növelniük kell a talaj termőképességét is. Az eljárások többsége ugyan sikerrel használható a szélerózió elleni küzdelemben, de költséges voltuk miatt egyelőre nem tudtak elterjedni. 498

Irodalom Allen, J. R. L.: Current Ripples. Amsterdam, 1968. p. 433. Arisztarchova, L. B.: Processzi aridnava reliefobrazovanija. Moszkva, 1971. p. 176. Aufrére, L.: L’orientation des dunes continentales. Report Proceedings 12th International Geogr. Conference. Cambridge, 1930. p. 105-114. Aufrére, L.: Le cycle morphologique des dunes. Ann. Geograph, v. 40, 1931. 362-385. Bagnold, R. A.: The Physics of Blown sand and Desert Dunes. London, 1941. p. 265. Bagnold, R. A.: The surface movement of blown sand in relation to meteorology. In: Desert Research, Proceedings International Symposium, Jerusalem. Research Council Israel Special Publication. 2, 1953. 89-93. Beadnell, H. J. L.: The sand dunes of Libyan Desert. Geogr Jour. 35, 1910. 379-395. Borsy Z.: A Nyírség természeti földrajza. Földr. Monogr. V. Budapest, 1961. p. 227. Borsy Z.: Geomorfológiai megfigyelések a Nagykunságban. Földr. Közi., 1968. p. 129-151. Borsy Z.: A Duna-Tisza közi hátság homokformái és a homokmozgás szakaszai. Alföldi Tanulmányok, 1977. 43-56. Borsy Z.: Evolution of relief forms in Hungarian windblown sand areas. Földr. Közi., 1977. 3-16. Borsy Z.: Blown sand territories in Hungary. Zeits. fiir Geomorph. N. F. Suppl. Bd. 90, 1991. p. 14. Breed, C. S.-Grow, T.: Morphology and distribution of dunes in sand seas by remote sensing. In: McKee, E. D. (szerk.): A Study of Global Sand Seas. US. Geol. Survey Professional paper 1052., 1979. 253-308. Bulla, B.: A Kiskunság kialakulása és felszíni formái. Földr. Könyv- és Térképtár Ért. 10-12, 1951. 101-116. Cholnoky J.: A sivatag. Budapest, év. n. p. 156. Cholnoky J.: A futóhomok mozgásának törvényei. Földr. Közi., 1902. 6-38. Cholnoky J.: A Tiszameder helyváltozásai. Földr. Közi., 1907. 381-405, 426M45. Cholnoky J.: A futóhomok elterjedése. Földt. Közi., 1940. 285-294. ■ Chepil, W. S.-Woodruíf, N. P.: Physics of wind erosion and its control. Advances in Agrono­ my. US Department of Agriculture, 15., 1963. 210-302. Cooke, R. V.-Warren, A.: Geomorphology in Deserts. Univ. of. California Press, Berkeley, 1973. p. 374. Cornish, V.: On the formation of sanddunes. Geogr. Jour, 1897. 278-302. Cornish, V.: On the observation of desert sand dunes. Geogr. Jour. 1908. Exner, F. M.: Zűr Physik der Dünen. Sitzber. Akad. Wiss. Wien Math. nat. KI. II. a, 1920. p. 129. Exner, F. M.: Über Dünen und Sandwellen. Geografiska Annaler 9, 1927. Fedorovics, B. A.: Relief peszkov Azii kak otobrazsenie processzov cirkulacii atmoszferi. Problem fiz. geografii, szb. 13. M-L, Izd-vo. An. SSSR. 1948. Fedorovics, B. A.: Zonalnoszt eolovego reliefobrazovánija. Szb. Razvitije preobrazovanije geogr. szredi. In-t geogr. AN SSSR. Nauka M. 1964. Fedorovics, B. A.: Osznovije eolovego reliefobrazovanija v peszcsannich pusztinjach. Izv. An. SSSR. szer-geogr. N. 1. M. 1970. Finkel, H. J.: The barchans of southern Peru. Jour, of Geology. 67, 1959. 614-647. Gabriel, A.: Die Wüsten der Erde und Ihre Erforschung. Berlin (Gottingen), Heidelberg, 1964. p. 167. Gábris Gy.: Szaharai sivatagtípusok I. Földr. Közi., 1981. 251-273. Gábris Gy.: Szaharai sivatagtípusok II. Földr. Közi., 1982. 159-172. 499

Greeley, R.-Iversen, J. D.: Wind as a geological process on Earth, Mars, Venus and Titan. Cambridge, 1985. p. 350. Hagedorn, H.: Über áeolische Abtragung und formung in der Südost-Sahara. Erdkunde 22, 1968. 257-269. Hagedorn, H.: Gegenwártige áeolische Abtragungsprocesse in der Zentral-Sahara. Abt. Akad. Viss. Gottingen, Matem,-phys. Klasse, III. Folge Nr. 29, Gottingen, 1974. 230-240. Hanna, S. R.: The formation of longitudinal sand dunes by large helical eddies in the atmos­ phere. Jour, of Applied Meteorology, 8. 1969. 874—883. Kádár L.: Study of the sand sea in the Libyan Desert. Geogr. Jour. v. 83, 1934. 470-478. Kádár L.: A szél felszínalakító munkája. In: Bulla B.: Ált. term, földrajz II., 1954. 206-245. King, W. J. H.: The natur and formation of sand ripples and dunes. Geographical Jour. 47, 1916. 189-209. Lóki J.: Belső-Somogy futóhomok-területeinek kialakulása és formái. Acta Georg. Debrecenina, 1981. 81-111. Marosi S.: Megjegyzések a magyarországi futóhomok-területek genetikájához és morfológiájá­ hoz. Földr. Közi., 1967. 231-255. Meckelein, W.: Forschungen in der zentralen Sahara. 1. Klimamorphologie. Braunschweig, 1959. p. 181. Mensching, H. (szerk.): Physische Geographie der Trockengebiete. Darmstadt, 1982. p. 380. Monod, Th.: Majabat al-Koubra. Contribution á Γ étude de Γ „Empty Quarter” ouest saharien. Mem. Inst. Fr. Afr. Noire, 52, 1958. p. 407. Mortensen H.: Der Formenschatz der nordchilenischen Wüste. Ein Beitrag zum Gesetz der Wüsten bildung. Abt. Ges. d. Wiss. Gottingen. N. F. 12,1, Berlin, 1927. Nickling, W. G.: Aeolian geomorphology. Boston, 1986. p. 307. Nowaczyk, B.: Wiek wydm w Polsce. Poznan, 1986. p. 247. Passarge, S.: Morphologische Untersuchungen in der Wüste um Heluan. Abt. d. Wiss. Phys. 3, F. H. 9, Berlin, 1933. Vejiszov, Sz.: Mechanizme formirovanija barchannich cepej (po experimentalnim dannim). Izv. An. SSSR. Szerija Geogr. 3, 1966. 66-70. Vejiszov, Sz.: Metodika izucsenija pervicsnich sztady eolovego reliefa podvizsnich peszkov. Izv. An. Geogr. SSSR. Szerija 3, 1968. 67-76. Walter, J.: Das Gesetz der Wüstenbildung in Gegenwart und Vorzeit. Leipzig, 1912. p. 342. Wilson, I. G.: Desert sandflow basins and a model for the development of ergs. Geogr. Jour. 137, 1971. 180-189. Wilson, I. G.: Aeolian bedforms- their development and origins. Sedimentology 19, 1972. 173-210.

A társadalom hatása a földfelszínre (antropogén geomorfológia) A társadalom fennállásának létalapja a természeti környezettel folytatott anyagcse­ re. Ez az anyagcsere a kölcsönös függőség viszonyai közt valósul meg. A kölcsönösség azonban nem jelent egyszersmind kiegyensúlyozottságot is. Elsődlegesnek a társada­ lom természettől való függését kell tekinteni, hiszen a természeti feltételek - igaz. történelmileg változó mértékben - a társadalom fejlődésének lényeges, időnként, illetve helyenként döntő mozgatórugói voltak. A földi természetbe ágyazott társada­ 500

lom azonban fejlődése során egyre növekvő mértékben vissza is hatott arra. A vissza­ hatás nemcsak méretében nőtt, hanem egyre sokoldalúbbá is vált. A társadalom növekvő igényeit ugyanis csak a természetbe (a természeti folyamatokba) való foko­ zódó beavatkozás révén lehetett és lehet kielégíteni. Ez oda vezet, hogy a társadalom mind nagyobb területen és mind hosszabb időre borítja fel a természeti erők egyéb­ ként is elég bizonytalan (dinamikus) egyensúlyát. Az egyensúly felborulásával olyan egyirányú, esetenként felgyorsuló és ellenőrizhetetlenné, sőt olykor visszafordíthatat­ lanná váló változások kezdődhetnek, amelyek a társadalom igényeinek kielégítését nehezítik, távlatilag akár lehetetlenné is teszik. Ezek a veszélyek a földrajzi burkot összetevő valamennyi szférában (a levegőben, a vízben, a litoszférában és az élővilág­ ban) jelentkeznek. A társadalmi hatások részletes, szféránkénti vizsgálata, a jelenlegi helyzet feltárása, a várható tendenciák kimutatása ezért a veszélyes változások elkerü­ lésének, s így az emberi környezet védelmének alapvető előfeltétele. E fejezet tárgya a társadalom földfelszínre gyakorolt hatásának áttekintése, ami egyaránt jelenti az emberi munkával létrehozott (antropogén) formák és az ilyen formák által kiváltott vagy felerősített felszínformáló folyamatok és produktumaik vizsgálatát. így végső soron éppen a környezet megóvásának hathatós tervezéséhez és ezáltal magának a társadalomnak a védelméhez járul hozzá. Ez az áttekintés már csak azért is indokolt, mert a technika fejlődése révén a társadalom „anyagmozgató” tevékenysége jelentős területeken már megközelítette, sőt meg is haladta a természetes felszínformáló folyamatok hatását. Sherlock, R. L. szerint Nagy-Britannia területén az emberi anyagáthalmozás pl. már 1922-ig több mint 30 km3-nyi tömeget mozgatott meg (35. táblázat). 35. táblázat

A társadalom anyagáthalmozó tevékenysége Nagy-Britanniában (Sherlock szerint) millió m3 15 056 11 851 2317 477 194 76 382

Felszín alatti bányászat Kőfejtők és külszíni bányászat Vasúti bevágások Útbevágások Csatornák Kikötőmedencék és dokkok Anyagmozgatás a településeken Összesen:

30 353

Ez az anyag az ország területét 13,3 cm vastagon fedné be, szemben a külső erőknek az utóbbi 2000 évben 7 cm-re becsült lehordó tevékenységével. A mesterséges anyag­ áttelepítés túlsúlya még nagyobb mértékű, ha arra gondolunk, hogy annak óriási többsége az utolsó két évszázadban történt, és Sherlock felmérése óta már mintegy 70 év telt el. Nagyságrendileg hasonló értékeket kapott magyarországi kutatásai alapján Erdősi F. (1987) is. A Mecsek tágabb környezetében - mintegy 6240 km2-nyi 501

területen - ő a következőképpen becsülte a XIX. század közepe óta bekövetkezett antropogén felszínformálás mértékét (36. táblázat). 36. táblázat Az antropogén felszínformálás mértéke a Mecsek tágabb környezetében (Erdősi F. szerint) millió m3 135 48 8 75 460

Bányászat Közlekedési pályák építése Települések földmunkái Vízrendezés Mezőgazdaság (földművelés) Összesen:

726

A megmozgatott anyagtömeg egyenletes szétterítés esetén 11,6 cm vastag réteget tenne ki a szóban forgó területen. Érdekesek Louis, H. (1979) számításai, aki a felszín alatti bányászat anyagmozga­ tását- 1900-1975 között évi 1,5 km3-re becsülve - 75 év összteljesítményét 110 km3-re teszi, s így csupán ez az egyetlen antropogén hatás közel akkora kőzettömeget mozgatott meg, amennyit ez idő alatt a természetes lepusztító erők a kontinensekről az óceánokba szállítottak. Ezek a példaszerűen kiragadott adatsorok azt is érzékeltetik, hogy a társadalom fokozódó természetátalakítása miatt a Földön ma már legfeljebb elvétve találhatók a társadalom hatásaitól teljes egészében mentes, kizárólag természetes úton fejlődő tájak. A társadalom környezetét ezért lényegében az ember által már befolyásolt térségek alkotják. Az emberi tevékenységnek a felszínre gyakorolt növekvő hatása törvényszerűen vezetett el annak a ténynek a felismeréséhez, hogy a földfelszín geomorfológiájáról alkotott kép nem lehet teljes, ha az azt alakító természeti folyamatok mellett nem számolunk a társadalommal mint egyenrangú hatótényezővel. Az ember és a termé­ szet kapcsolatának ezt a vonatkozását, „az emberi tevékenység révén módosított természetföldrajzot” először az amerikai Marsch, G. P. elemezte 1864-ben. A felszín antropogén változásának kutatásában általában az amerikai geológusok voltak az úttörők, akik elsősorban az amerikai Nyugat gazdasági birtokbavételével kapcsolat­ ban katasztrofálisan felerősödő talajerózióra és lejtőpusztulásra figyeltek fel. Európá­ ban a XX. század első évtizedeiben nőtt meg az érdeklődés a természeti tájak társadal­ mi átformálása iránt. Alapvető e tekintetben Fels, E. 1935-ben megjelent munkája. A geomorfológiai kézikönyvek többsége a legutóbbi időkig csak egy rövid kiegészítő fejezet erejéig tárgyalta az antropogén geomorfológiát. Ezért is jelentős Rathjens, C. műve (1979), amely az egész problémakör rendszerezett feldolgozását adja. Magyarországon számos résztanulmány mellett Erdősi F. írt összefoglaló munkát a társada­ lom felszínre gyakorolt hatásáról (1987). 502

Az antropogén geomorfológia rendszere A társadalom földfelszínre gyakorolt hatása nem merül ki abban, hogy az ember tudatos - és többnyire tervszerű - tevékenysége során anyagtömegek mozgatásával természeti folyamatok által létrehozott formákat alakít át, esetleg tüntet el, illetve új formákat hoz létre.* Ez az antropogén felszínformálás közvetlen része, ami olyan formákkal egészül ki, amelyeket a társadalmi hatások által kiváltott vagy módosított (pl. felerősített) természeti folyamatok alakítanak ki. Ezek a közvetett antropogén folyamatok, illetve formák. Mindkét csoport (a közvetlen és a közvetett) tovább bontható. A közvetlen formák egy része az emberi tevékenység elsődleges céljaként jön létre. A lejtős területek művelése során kialakított teraszok pl. ebbe a kategóriába tartoznak. A bányászat meddőhányói viszont az elsődleges cél elérésének (pl. az érc kiaknázásának) csak melléktermékei. A közvetett antropogén folyamatok (és formák) közt is indokolt különbséget tenni. Ezek egyik csoportját azok alkotják, amelyeket az emberi tevékenység (vagy általa kialakított forma) vált ki, illetve hoz létre. Ilye­ nek pl. a bányajáratok beszakadása miatt bekövetkező felszíni süppedések. Itt a felszín formálását egy minőségileg új folyamat végzi. Más esetekben már működő folyamatok hatását módosítja (többnyire erősíti, gyorsítja) az emberi tevékenység. Ide tartozik pl. a hegy- és dombvidéki erdőirtások következtében felerősödő felszínpusz­ tulás (talajerózió), ami a növekvő hordalék révén az érintett folyórendszerek felszínformálásában olykor nagyságrendi változásokat okoz (fokozódik a síksági akku­ muláció, gyorsul a delták növekedése stb.). Ez a közvetett antropogén hatások mennyiségi oldala. A közvetett antropogén folyamatok első típusát Erdősi F. (1987) szemiantropogén, a másodikat természeti-antropogén folyamatok néven foglalta össze. Bár a társadalom működési mechanizmusának úgyszólván minden összetevője hat valamilyen formában a felszínre, ezek a hatások sem jellegükben, sem méretükben nem azonosak. Az antropogén formák áttekintését és a jelentőségüket feltáró elemzé­ süket megkönnyíti, ha a természetbe történő beavatkozás típusai szerint is elvégezzük csoportosításukat. Leggyakrabban az alábbi beavatkozási típusokat különböztetik meg: bányászat (montanogén felszínformálás), energiatermelés-ipar (indusztrogén hatás), településépítés-fejlődés (urbanogén hatás), közlekedési pályák építése, vízrendezés-vízszabályozás, mező- és erdőgazdaság (agrogén befolyás). Az antropogén hatások csoportosítása úgy is elvégezhető, hogy a természeti folya­ matok esetén megszokott módon eredményüket a kiindulási felszín jellegéhez viszo­ nyítjuk. Eszerint megkülönböztethetők kimélyítéses (exkavációs), tehát negatív, más­ részt feltöltéses-felhalmozásos (agradációs, akkumulációs), azaz többnyire pozitív formák. Gyakori az a harmadik eset, amikor a természetes (esetleg mesterséges) felszín terepegyenetlenségeinek a megszüntetése, vagyis pozitív és negatív formák * Az antropogén morfológia nem foglalkozik az ember által létrehozott, még funkcionáló, a természettől lényegében érintetlen („intakt”) létesítményekkel - épületekkel, működő gyárakkal, bányákkal stb.

503

elegyengetése folyik (pianáció). Lényegében ide sorolható a felszín lenyesése (degradá­ ciója) is. A következőkben beavatkozási típusok szerint adunk áttekintést a társada­ lom morfológiai hatásairól. Az antropogén felszínformák fentebb ismertetett rendsze­ réről a 37. táblázat nyújt összefoglaló keresztmetszetet.

1. A bányászat felszínformáló hatása A montanogén felszínformálást általában az erős helyi koncentráció és a feltűnő formaképzés jellemzi. Ez azt jelenti, hogy ha maguk a bányák területileg olykor jelentősen szóródnak is, a felszín átalakítása egy-egy bánya viszonylag szűk körzeté­ ben igen intenzíven történik, s ott a montanogén formák, illetve az általuk kiváltott folyamatok szinte egyeduralkodóak a tájban, valóságos „bányászati tájak” jönnek létre. A technika fejlődése a bányák területi koncentrációja irányába hat. A szétszórt kis bányákat mindinkább az egybefüggő, nagy fejtések váltják fel. Az őskor legfeljebb néhány 100 m2-es kőfejtői még szinte elvesztek a természeti tájban, ma viszont számos bányaterület a természeti tájat tüntette el. A Kurszki Mágneses Anomália mihajlovkai bányaüzemének egyetlen gödre 7 km hosszú, 3 km széles, 90 m mély. Az AlsóRajna-vidéken Köln szomszédságában a 70 m vastagságot is elérő barnaszénösszlet külszíni fejtéséhez 80 km2-n, helyenként 450 m vastag meddő fedőkőzetet távolíta­ nak el. A bányászkodás által létrehozott alakzatok általában a cél érdekében szükségszerű­ en létrehozott, járulékos formák. Nemcsak a már említett meddőhányók ilyenek, hanem tulajdonképp a külszíni fejtések gödrei, a föld alatti vágatok, a kőbányák kavernái is ebbe a csoportba tartoznak. A közvetlen bányászati hatások legsajátosabb tartozékai az exkavációs formák, hiszen a bányászat alapvetően anyagkiemelést jelent. A felszín alatti bányászat általá­ ban csak következményeiben és rendszerint utólagosan eredményez negatív felszíni formákat (járatbeszakadások). A külszíni fejtések esetén viszont ezek az alapjellem­ zők. A kőfejtők bányaudvarai, az ércbányák tölcsérszerű gödrei már a történelem előtti időkben megjelentek - és máig felismerhetők - az európai tájakon. Napjainkban a nagyüzemi külfejtések félelmetes (sokszor vízzel kitöltött) sebhelyei jelentik a legmonumentálisabb negatív montanogén formákat. A pozitív formák zöme a meddő kőze­ tek felhalmozásából származik. E meddőhányók méreteik, anyaguk, alaprajzuk stb. szerint, illetve a terepadottságoktól és az alkalmazott bányászati technikától függően igen sokfélék. A természetes formák közül főleg a tanúhegyekre emlékeztetnek. E tulajdonságaik általában további sorsukat - természetes átformálódásukat - is meghatározzák. A bányászatnak nemcsak formaképző hatása van, de felszínelegyen­ gető következménye is lehet. A meddőanyag szétterítésével természetes terepi mélye­ dések (pl. völgyek) tölthetők ki (pianáció). A közvetlen montanogén formák természetes átalakulása (pusztulása) zömmel a kialakításuk miatt meginduló szemiantropogén folyamatok révén történik. Ezek a 504

hatások az adott forma nélkül nem jelentkeznének. Nagyon jellegzetesek pl. a formák omlásai és csuszamlásai, amelyek mind a negatív, mind a pozitív formák lejtőin kialakulhatnak, és olykor katasztrofális méreteket öltenek. így pl. egy rosszul telepí­ tett kőbánya okozott 1881-ben a svájci Elmben emlékezetes hegyomlást (164. ábra). 90 évvel később a walesi Aberfanban egy 180 m magas meddőhányó csuszamlása több házat - köztük egy iskolát - és 150 embert temetett el. A montanogén formák lejtőin eróziós folyamatok is megindulnak. Különösen jellemző a laza anyagú meddő­ hányók lejtőinek barázdálódása, a tűzhányók oldalain kialakuló, barrankókhoz hasonló radiális vízmosásrendszerek megjelenése. Bányaudvarokon, külszíni fejtések alján, meddőhányók előterében hordalékkúpok képződése is gyakori. A laza anyagú felszínre halmozott meddőhányók súlya olykor kipréseli az alapanyagot, és az a hányót övező területen a felszín felpúposodását okozza. E szemiantropogén folyama­ tok már a montanogén formák kialakítása idején is hatnak, de ekkor a mesterséges anyagmozgatás még rendszerint semlegesíti hatásukat. A bányászat megszűnése után viszont a formák fő alakítóivá válnak, jóllehet a rekultivációs munkák (mélyedések feltöltése, hányok talajjal való beborítása, növényzet visszatelepítése stb.) hatásukat korlátozhatják.

289. ábra: Alábányászott területek felszínmozgási elemeinek összefüggései (Erdősi F. - 1989 - után)

Külön kell említést tenni a felszín alatti bányászat hatásairól. Ezek elsősorban a felszín lokális süllyedésében, beszakadásában, süppedékek, lépcsős rogyások megjele­ nésében mutatkoznak. Az ilyen felszínmozgások területi kiterjedése főleg a bányavá­ gatok mélységétől, a lefejtett telep dőlésszögétől és a fedőanyag minőségétől függ (289. ábra). Mivel az ún. határszög (β) mindig kisebb 90°-nál, a mélybeli omlások felszíni vetülete lényegesen nagyobb lehet a lefejtett területnél - különösen laza 505

anyagok esetén. A süllyedés miatt a felszínen egy összenyomódási és egy széthúzási zóna is jelentkezik. A repedések, szakadások ez utóbbi övezetben lépnek fel, és alkalmas domborzat esetén (pl. ha a szakadások völgylejtőkön keletkeznek) a forma­ együttes természetes csuszamlások benyomását kelti. A mélyszinti bányászat hatása­ ként megjelenő felszínmozgások mind időbeli lefolyásukat, mind formaképző hatásu­ kat tekintve igen sokfélék. Ehhez a már említett tényezőkön túl a különböző fejtési technikák, a lefejtett telepek száma és egyéb körülmények is hozzájárulnak. Számos esetben az is megtörténik, hogy a bányászat már működő felszínformáló folyamatokat erősít fel (természeti antropogén folyamatok). Példaként említhető a bányákból kiemelt és felszíni vízfolyásokba került víz hatása, amely bizonyos esetek­ ben - pl. nagy tömegű karsztvíz kiemelésekor - olyan jelentős vízhozam-növekedést okoz, hogy az eróziós folyamatok hatékonysága számottevően megváltozik.

2. Az ipar hatása a felszínre A működő ipari létesítmények nem tartoznak az antropogén morfológia vizsgáló­ dási körébe. Ezért az ipar felszínformáló hatásai részint az ipartelepítést megelőző terep-előkészítés (pl. ipari parkok létesítése) során, részint az ipartelepek működése következtében jelentkeznek. Az ipari üzemek egy részében a feldolgozás során olyan nagy tömegű maradék anyag keletkezik, aminek az elhelyezése szükségképpen morfo­ lógiai változásokat eredményez. A széntüzelésű hőerőművek salakanyagát pl. a med­ dőhányókhoz hasonló módon halmozzák fel. Folyékony vagy zagyszerű maradék anyagokkal többnyire a terep természetes mélyedéseit töltik fel (pl. timföldgyárak vö­ rösiszapjának tárolói). Az ipar számos morfológiai hatása más antropogén folyamatokhoz kötve jelentke­ zik - pl. az ipar működését lehetővé tevő közlekedés kapcsán vagy a településfejlődés részeként (az ipari üzemek a beépített területekhez hasonlóan hatnak a környeze­ tükre). Az ipar napjainkig a környezet legerősebb szennyezőforrásának számít. Környezetszennyezés - a már említett konkrét formaképzéstől eltekintve - azonban elsődlegesen nem a morfológia átalakításában nyilvánul meg. A lég- vagy vízszennyezés pl. csak sok áttételen keresztül hathat a morfológiára (többek közt az erdők pusztulása révén).

3. A települések hatásai Az emberi telephelyek, települések már a történelem előtti idők óta formálják a természeti tájakat. A paleolitikum ősembere ugyan még főleg a természet által készen kínált lakhelyeken (barlangokban, elhagyott forráskráterek lakógödreiben) húzta meg magát, de tartósabb helyben lakás esetén így is az eredeti terepalakzatot megvál­ toztató (feltöltő) kultúrréteget hagyott maga után. Jelentősebbé vált morfológiai 506

hatása, amikor az ember maga kezdte megalkotni telephelyét, és azt rendszerint védőművekkel (árkokkal, sáncokkal) is kiegészítette. A települések fejlődése során döntően pozitív formák keletkeztek. Ilyenek jönnek létre elhagyott települések épületeinek összeomlása következtében is, de sokszor magukat a lakhelyeket is mesterséges dombokra építették. Utóbbiakra jó példa az Északi-tenger menti marsch-vidék, ahol a tenger vihardagályai elleni védelem céljából emelt, 9-12 m magas dombokon (wurték vagy terpek) laktak a korai telepesek. Az árvízveszélyt növelő tengerszint-emelkedés miatt a halmokat időről időre magasí­ tották, s az egymásra halmozott kultúrrétegek régészeti elemzéséből ma a tengerszintváltozás menetére is következtetni lehet. Hasonló lakódombok sokfelé épültek, így a kínai és indiai folyók menti alföldeken és deltavidékeken is jellegzetesek. A településeket kiegészítő temető- és őrhalmok, köztük az Alföldön ezres nagyság­ rendben található kunhalmok vagy a kelet-európai kurgánok esetében is a forma létrehozása - a domb építése - volt az elsődleges cél. A pozitív formák e csoportjába tartozik a védelmi létesítmények jelentős része is. Elsősorban a védősávokra, földvá­ rakra kell gondolni. Ilyenek az avarok gyűrű alakú erődítményeinek maradványai vagy a honfoglalás kori földvárak (Szabolcs, Borsod stb.), de a modern idők háborúi­ ban használt, sokszor betonmagvú erődítések egy része is pozitív formaként tűnik fel a tájban (Maginot-vonal). Akkumulációs, de nem feltétlenül pozitív formákat ered­ ményez a települések terjeszkedése során a vízveszély elhárítását célzó terepfeltöltés. A technika fejlődésével gyakran tengeröblök feltöltésére is sor kerül, sőt olykor mesterséges szigeteket is emelnek (pl. Japán). A negatív urbanogén formák közt a laza kőzetekbe (lösz, tufa) vájt barlanglakások­ nál, pincéknél nagyobb közvetlen felszínalakító hatása van a védőárkok gyakran vízzel elárasztott rendszerének. Az Alföld jelentős részén végighúzódó, valószínűleg népvándorlás kori árokmaradványoktól („Csörsz árka”) a középkori városokat kerí­ tő sánc-árok rendszereken át a várakat övező mesterséges tavakig igen sok példa említhető erre a formatípusra. A felszín domborzatának megváltoztatását célozzák a települések terjeszkedését segítő terepegyengetések, teraszépítések. Az előbbiek formamegszüntetést, az utóbbi­ ak formaképzést jelentenek. A települések funkcionálása, anyagcseréje is okoz formaváltozásokat. Ezek a formák a falvak-városok életének természetes velejárói, szinte melléktermékei. Kiemelkedően fontos e tekintetben az a folyamat, amely hosszabb idő alatt a települések jelentékeny szintemelkedéséhez vezet. Az újabb építmények ugyanis többnyire a korábbiaknak csak többé-kevésbé eltakarított maradványain emelkednek. Elsősorban a kisebb alapterületű, hosszú időn át létező vagy sokszor újraépülő települések esetében feltű­ nő, hogy valóságos dombként emelkednek környezetük fölé. A félszáraz-száraz terü­ leteken - az ókori Kelet jelentős részén ahol az időnek kevéssé ellenálló agyag volt a fő építőanyag, az építmények rövid élettartama miatt különösen gyors volt a dombok növekedése. Klasszikus példa a Trója maradványait rejtő Hisszárlik-domb, amelynek 46 kultúrrétege mintegy l6 m magas halmot képezett. A londoni Cityben 507

a feltöltés általában 4-5 m, helyenként 7-8 m vastag (Sherlock, 1922), így a felszín emelkedése évszázadonként mintegy 30 cm-re becsülhető. Ebbe a formatípusba sorolhatók a nagyvárosok szemétlerakói és azok a második világháború bombázásai nyomán az eltakarított törmelékből emelt, sokszor hegyma­ gasságú dombok, amelyek számos európai - főleg német - nagyvárosban megtalálha­ tók. A berlini „Mont Klamotte” pl. 78 m magas. A településfejlődés hatására meginduló szemiantropogén folyamatok között külö­ nösen a csuszamlásoknak, rogyásoknak van nagy szerepük. A lejtős területen épülő és a modern időkben a növekvő épületméretek miatt mind nagyobb plusz súlyt jelentő városrészek gyakran az addig nyugalomban lévő lejtők egyensúlyának megbomlását okozzák. A meginduló csuszamlások a formaátrendezés mellett komoly anyagi káro­ kat okoznak. Magyarországon többek közt Komlón indultak meg jelentős felszínmozgások (Juhász Á. 1974), a szomszédságunkban Kassa néhány új negyede épült mozgásveszélyes lejtőkre. Szemiantropogén folyamatnak tekinthető a történelmi városok alatt gyakran egész labirintust képező pincerendszerek beszakadása. Magyarországon főleg Pécsett és Egerben okoz gondokat a középkori pincék sorozatos beomlása. Megelőzésük költsé­ ges térképező munkát és tömedékelést igényel (Pécsett mintegy 22 km-re teszik a járatok hosszát - Erdősi F. 1987). A települések számos, korábban is működő természeti folyamat hatását lényegesen megváltoztathatják. Csak utalásszerűén említjük pl. a felületburkolás következtében módosuló lefolyást. A városok beépített területén minimálisra csökken a beszivárgás, így a lefolyási tényező megnő, ami a település környezetében a domborzattól függően az eróziós bevágódás vagy éppen az akkumuláció felerősítésével okoz gondokat.

4. A közlekedés geomorfológiai hatásai Már a legkezdetlegesebb közlekedési eszközöknek is volt felszínformáló hatása. A gyakorta használt útvonalakon még a keréknyomok is jelentékeny morfológiai változások elindítóivá válhatnak (löszmélyutak kialakulása). A közlekedés fejlődése ezért a közlekedési vonalak környékén egyre jobban megváltoztatta a természeti formákat. Ehhez az a tény is hozzájárult, hogy a technikai lehetőségek bővülésével a természetes terepadottságok egyre kevésbé határozták meg az utak vezetését, s mind nagyobb szerephez jutottak magának a közlekedésnek az igényei. Az ember egyre inkább a domborzatot igazítja a gyorsabb, biztonságosabb közlekedés kívánalmai­ hoz. A közlekedési célú anyagmozgatást különösen a vasútépítések, majd a motorizá­ ció terjedése növelte meg (útbevágások, szerpentinek, töltések, alagutak stb. építése). A közlekedési vonalak építésénél fontos szempont a szintkülönbségek csökkentése, ezért a terepegyengetés szerepe növekvő (az autópályák, vasútvonalak lejtőszöge pl. korlátozott). A nagyméretű közlekedési létesítmények (pályaudvarok, repülőterek) általában sík felszínt kívánnak, pianációra ezért ezek építésénél is szükség van. 508

Az út- és vasútépítések által kiváltott legfontosabb és legveszélyesebb szemiantropogén folyamatok a rézsűcsúszások. Ez jelentheti az út vagy vasút töltésrézsűjének csúszását, de még veszélyesebbek a bevágások, lejtőmetszések következtében megin­ duló mozgások. A csúszásokat többnyire az esővíz barázdás eróziója vezeti be, illetve kíséri. Bár az ilyen út- és vasútvonalszakaszok általában gondos előtervezés nyomán épülnek, a tapasztalat azt mutatja, hogy - főleg laza, rossz állékonyságú üledékeknél feltétlenül szükség van a kivitelezés utáni folyamatos műszaki és biológiai (növényzettelepítéses) védelemre. A mozgások gyakorta ezek ellenére is megindulnak. A Budapest-Pécs vasútvonal Mecseken átvezető, Abaliget környéki szakaszán pl. szinte állandó gondot jelent a csuszamlásveszély. A szintkülönbség-csökkentésre irányuló törekvés, a mélyfekvésű területek víz elleni védelme gyakorta völgyeket keresztező töltések építését kívánja meg. Az ilyen töltések vízduzzasztó hatása felboríthatja a völgyek vízháztartását, és a mély fekvésű területek elvizenyősödéséhez vezethet. Hasonlóképpen természeti antropogén folyamatnak tekinthető a mélyvezetésű utak (pl. löszmélyutak) hatására megerősödő szuffózió, ami az út menti területek gyorsuló felszabdalódását készíti elő.

5. A vízrendezés és a vízszabályozás hatásai Az első emberi civilizációk (potamikus kultúrák) felvirágzása nagy vízfolyások mentén, részben azok szabályozásának köszönhetően következett be. Az ókor óta tartó vízépítési munkálatok a Föld számos tájának arculatát - morfológiai arculatát is - változtatták meg. A vízépítés és vízszabályozás jelentős részben kifejezetten új felszínformák kialakítását célozza. A csatornák, mesterséges medrek, víztároló és kikötőmedencék jellegzetes negatív formák, a duzzasztó- és védőgátak viszont pozitív alakzatok. Olyan beavatkozások is vannak, amelyeknek a természetes formák kon­ zerválása a célja. Ezt szolgálja például a folyó- és tengerpartokon a szilárd burkolat kialakítása. Tágabb értelemben az árvízvédelem is az adott geomorfológiai viszonyok fenntartását biztosítja a felszínformáló víz visszatartásával. Ez utóbbinak egy külön­ leges esete, amikor a gátak emelése a művelhető szárazföld növelését szolgálja (polderesítés). A „földnyerés” klasszikus eljárásainál (pl. a Watt-tenger vidékén alkalmazott „paraszti módszer” esetén) a gátrendszert úgy alakítják, hogy az a tengervíz kiáradá­ sát ne akadályozza, de visszaáramlása előtt iszapja lerakódására kényszerítse. Ezáltal a terület szintjének magasabbá válását biztosítják. Ilyen esetekben a létrejövő forma (az árvízmentessé váló térszín) a szó valódi értelmében az emberi munka és az általa szabályozott természeti folyamat közös eredménye. A vízszabályozó, vízrendező munkáknak vannak „morfológiai melléktermékei” is. Ilyenek a lefolyást gyorsító kanyarulatátvágásokkal keletkező morotvák. Síkságokon és medencékben a széles folyóvízi árterek legfeltűnőbb morfológiai jegyei lehetnek, hiszen olykor rendkívül nagy számban kísérik a megrövidített folyókat. Egyedül a Tisza mentén 140 átvágás készült a szabályozások során. 509

Fontos a vízépítési munkák által kiváltott szemiantropogén folyamatok morfológiai hatása is. A folyószabályozások pl. jelentős területeken okoznak talajvízszint-csökkenést, ami közvetlenül a felszín süllyedését vonhatja maga után, közvetve pedig a talajok átalakulását eredményezi. Ennek egyik gyakori esete a szikesedés, ami morfo­ lógiai következményekkel is jár. A szikes területek mikroformái igen változatos ökológiai körülményeket teremtenek (Hortobágy). Különösen megnőtt az új folyamatok és formák szerepe a víztárolók gyorsuló tempójú kiépítésével. Fels szerint már 1970-ben közel 3400 km3-re lehetett tenni a 100 km2-nél nagyobb tárolók vízmennyiségét, ami kb. az atmoszféra teljes víztartal­ mának 25%-ával egyenlő. A tárolók partján tipikus partformáló folyamatok kezdőd­ nek : megjelenik az abrázó, és ma már világszerte vizsgálni kell a komoly kárt okozó partcsuszamlásokat és partomlásokat is. A duzzasztással felhalmozott víz tekintélyes plusz súlya révén a tektonikailag mobilis területeken még földrengések előidézésével is részt vehet a morfológiai kép formálásában (mióta a Zambézin megépült a Kariba víztároló - teljes befogadóképessége 160 km3 környékén nagyobb földrengések pattantak ki). A víztárolók zöme a terep természetes negatív formáiban (völgyekben) kerül kialakításra, ezért építésüknél az exkaváció szerepe alárendelt. Az anyagmozga­ tás főleg a záró- és részben oldalgátak emelésénél jelentkezik. A kész tároló mint egy ülepítőtartály funkcionál, a folyó hordalékának nagy részét csapdába ejti. Ez a tárolótér gyorsuló feliszapolódását és hosszabb idő alatt az elzárt völgy erős feltöltődését, a völgytalp szintjének emelkedését okozza. A folyamat a víztároló működése idején víz alatt játszódik le, de a tároló megszűnése után a folyó esésgörbéjének megváltozása miatt az akkumulált anyagban bevágódás kezdődhet, és még teraszkép­ ződés is megindulhat. A duzzasztógát alatti folyószakasz hordalékmennyisége, és így a folyó áradásai alkalmával lerakott iszap tömege jóval kevesebb. Mindehhez a folyó vízmennyiségének csökkenése is hozzájárul. Az észak-amerikai Rio Grandén a szá­ zadfordulón évente mintegy 6,3 km3 víz folyt le. Az öntözés céljából kiépített 25 víztároló (összkapacitásuk 16 km3) működtetése miatt az 50-es években az évi lefo­ lyás a korábbi 3%-ára (!) csökkent. A lassuló akkumuláció még a tengerbe torkolló folyók deltaképződésére is hatással van. A delták előnyomulása megszűnhet, sőt a tenger azok rombolását is megkezdhe­ ti. E folyamat számos mozzanata figyelhető meg a Nílus mentén Egyiptomban, az Asszuáni-gát megépítése óta. Az áradások termékenységfokozó iszapjának elmaradá­ sa kedvezőtlen talajváltozásokat okoz, és a deltafejlődés problémái is érzékelhetőek. A rövid távon és közvetlen hatásaikban igen hasznosnak ítélhető vízrendezési beruhá­ zások tehát hosszabb távon súlyos gondokat is okozhatnak. Az itt bemutatott folya­ mat is - amelynek jórészt csak morfológiai hatásait emeltük ki - arra figyelmeztet, hogy a társadalom jelentősebb természeti beavatkozásai előtt azok távlati, esetenként sok visszacsatoláson át megvalósuló hatásait az eddigieknél alaposabban kell meg­ vizsgálni.

510

6. A mező- és erdőgazdálkodás hatásai A mezőgazdasági tevékenység révén bekövetkező morfológiai változások többnyi­ re kevésbé feltűnőek, mint más antropogén hatások (bányászat, közlekedés stb.) teremtette formák. Jelentős részük a mikroformák kategóriájába sorolható. Ugyan­ akkor az agrogén felszínformálás általában nagy kiterjedésű, összefüggő felszíneken érvényesül, s kétségtelen, hogy a történelem során ezen ősi gazdasági ág hagyta ott a lenyomatát a legtöbb földi tájban. A mezőgazdaság egyes ágazatai eltérő jelleggel és intenzitással formálják a felszínt. A közvetlen antropogén hatás a földművelés területén (szántó, szőlő, kert) a legerőtel­ jesebb. A réteken-legelőkön lényegesen kisebb, az erdőkben pedig (legalábbis azok kiirtásáig) szinte jelentéktelen. Mindebből az is következik, hogy az agrogén felszín­ formálás mértékét valamely területen jelentősen befolyásolja a műveléságak változá­ sa. Mivel az egyes művelési ágak által létrehozott formák többé-kevésbé sajátosak, a mezőgazdaság müveléság-változásainak nyomozására az agrogén formák vizsgálata adja az egyik leghasználhatóbb módszert. (Egy beerdősített területen pl. hosszú ideig megmaradhatnak a korábbi hasznosítási mód teremtette formák, így azokból eseten­ ként még a részletes térképezés megindulása előtti idők földhasznosítására is követ­ keztetni lehet.) Az agrogén felszínek morfológiai elemzésénél nagyon fontos a közve­ tett hatások figyelembevétele is. A mezőgazdaság által felerősített vagy megindított eróziós folyamatok formái (a formák konkrét jellemzői, előfordulási gyakoriságuk stb.), a terepadottságok (pl. lejtőviszonyok) és a biológiai feltételek mellett döntő mértékben függnek a műveléságaktól, azon belül a művelés sajátos módjától (parcel­ laméret, gépesítés stb.). Elmondható, hogy az agrogén relief annál változatosabb, mennél kisebb parcellákon mennél vegyesebb gazdálkodás folyik (Erdősi F. 1987). A közvetlen agrogén felszínformálás döntően a felszín elegyengetése irányába hat. Lényegében ide sorolható annak világviszonylatban is legelterjedtebb és legfeltűnőbb morfológiai változást eredményező típusa, a teraszozás is. Az exkavációs agrogén formák viszonylag ritkák. Elsősorban a növények telepítése céljából mélyített gödrök és árkok említhetők, amelyek az erős napfény elleni védelmet vagy - száraz területe­ ken - a talajvíz könnyebb elérését szolgálják. Laza anyagú lejtőkön néha a teraszozás is anyagkiemeléssel történik (ásott teraszok). A kifejezett pozitív formák sem gyakori­ ak. Leginkább a lefolyó víz és a talajerózió visszatartására szoktak a lejtőn keresztbe­ futó hátakat emelni (bakhátas szántás). A teraszok kialakítása a mezőgazdaság ősi módszere. A földművelés minden ága él vele. Az agrogén teraszok helyenként a természetes domborzat makroformáin kívül szinte minden más morfológiai elemet elfednek. Szélsőséges esetekben 1000 méter magasságot is elérő meredek lejtőkön 100-nál is több terasz sorakozik egymás felett. Jó példák láthatók erre Libanonban és főleg az ázsiai rizskultúrák területén. A szőlőés gyümölcstermelés is általánosan alkalmazza a teraszos művelést. A teraszok a kialakítás módjától és céljától függően morfológiailag igen sokfélék (peremes-perem nélküli, támfalas-támfal nélküli, lejtős-vízszintes stb.), ezek áttekintésére itt nincs 511

mód. A teraszok kiképzése igen nagy anyagáttelepítést kíván. Németország egyik jól ismert szőlőhegyén, a lösszel burkolt Kaiserstuhlon 1965-71 között a régi kisméretű teraszok átalakításával mintegy 18,5 km2-nyi területen új óriásteraszokat hoztak létre (25-32 kisebb teraszból 5-6 nagy teraszt). A munka során mintegy 60-70 millió tonna löszt mozgattak meg, ami a szomszédos Rajna 15-17 éves hordalékszállításának felel meg (Rathjens, C. - 1979). Az agrogén planírozás gyakori esete, hogy a nagyüzemi gépi művelés érdekében földgyalukkal egyszerűen eltüntetik a terep természetes hullámosságát. A nálunk rónázásnak nevezett művelet főleg futóhomok-területeken gyakori, és eredményessé­ gét sokan vitatják. A rónázás ára ti. az, hogy a természetes talaj szerkezet megsemmi­ sül, s pl. a kovárványrétegek tönkretétele lényegesen rontja a talaj vízgazdálkodását. A mezőgazdasági művelés „melléktermékeiként" is jellegzetes formák keletkeznek. Negatív formák pl. a lápvidékek tőzegkitermelésével kialakuló, a korábbi felszínnél esetenként több méterrel alacsonyabban fekvő és a mezőgazdasági termelésbe bevont mélyedések. A német-holland határvidéken az Ems menti tőzeglápok területén a tőzeg lefejtése annyira előrehaladt, hogy az eredeti magasabb felszín ma már csak nyomokban van meg. A szántóművelés jellegénél fogva hosszabb távon a terep kisebb formáinak eltünte­ téséhez vezet (mikroformák elszántása - agrogén pianáció), de ilyeneket létre is hoz. A szántás típusától függően (szétszántás, összeszántás, bogárhátú, bakhátas szántás) többé-kevésbé tartós és esetenként 1 m szintkülönbséget is elérő terephullámok ala­ kulnak ki, amelyek a szántóföld felhagyása után hosszú időn át árulkodnak a korábbi művelési módról. Lankás dombtetők körbeszántásával jellegzetes „felperdült” tetőpe­ remek alakulnak ki. A körkörös mélyszántás a földet kifelé forgatja, így a domború dombtető egyre jobban sík felszínűvé válik, s a széle mind kifejezettebb peremmel válik el az oldallejtőktől (Erdősi F. 1987). A mezőgazdaság „melléktermékei” az álteraszok is. Keletkezésük többféle okra vezethető vissza. Gyakran megfigyelhetők különböző művelési ágak határán: ha a lejtő felső részén pl. legelő van, alatta pedig szántó, a szántón végbemenő gyorsabb talajlehordás miatt annak szintje fokozatosan alacsonyodik, s a két terület határán lépcső alakul ki. Azonos művelési ágon belül is kialakulhatnak álteraszok: pl. ha a szántott parcellák közt a lejtőn törmelékfogó sáncok vannak, azok háttere már csak a szántás vagy kapálás hatására lefelé mozduló anyag révén is lassan feltöltődik - természetesen ehhez az erózió is hozzájárul -, ezért a sáncokat időnként magasítani kell, s a terasz szinte automatikusan létrejön. Hasonló teraszképző hatásúak a lejtőn keresztbe futó földutak vagy a parcellákat elválasztó sövénysorok is. Apró, de nagyon szembetűnő lépcsőzetességet hoz létre a meredek lejtőkön folyta­ tott legeltetés az állatok tiprása nyomán. Alkalmas kőzetek esetén ez a csuszamlásveszély fokozódásához is hozzájárul. A másodlagosan kialakuló pozitív formák legjellegzetesebb képviselői azok a kő­ sáncok vagy kőfalak, amelyek köves talajú vidékek parcellái határán emelkednek. Ezek tulajdonképpen a termőföldön összegyűjtött kődarabok felhalmozásai. Gyako­ 512

riak a morénavidékeken és karsztterületeken. Utóbbi esetben a felszínre bukkanó vagy a szántás mélységében jelentkező karrok lecsonkolása is hozzájárul anyagukhoz (290. ábra). Az is megtörténik, hogy az összegyűjtött köveket dolinák feltöltésére használják. Igen erőteljes a mezőgazdaság közvetett morfológiai hatása. Az általa felidézett szemiantropogén vagy a művelés révén felerősödött természeti antropogén folyama­ tok és formák azonban nem mindig különíthetők el egyértelműen. A legfontosabb közvetett hatások egyike, a lineáris erózió esetében a mezőgazdaság egyaránt szere­ pelhet kiváltó okként és úgy is, mint a folyamat felerősítője. Eróziós árkok azonban a mezőgazdaságtól függetlenül, természetes körülmények között is kialakulhatnak, ha a csapadék, a lejtő, a litológiai stb. viszonyok megfelelőek. Genetikailag tehát igen sokfélék, és az agrogén hatás felismerése nem mindig egyszerű.

290. ábra: Karsztos terület felszínének változása talajművelés következtében (Rathjens, C. - 1979 - szerint). 1 = a ta­ lajművelés kezdete előtti helyzet, 2= le­ csonkolt karrok a művelés idején, 3 = ta­ lajfelszín a művelés megszűnése után Erdősi F. a Mecsek vidékén végzett vizsgálatai során azt találta, hogy a vízmosásos árkok - főleg azok aktív, fejlődő képviselői - többségükben erdőterületeken fordulnak elő. Ez azonban nem jelenti azt, hogy feltétlenül természetes képződmények, hiszen egy részük éppen a művelt területeken elharapódzó erózió miatt, azok feladásával került erdő „alá”. Az is nyilvánvaló, hogy a vízmosások nem azért vannak gyakran erdőben, mert az erdő kedvez fejlődésüknek. Sokkal inkább arról van szó, hogy a legtagoltabb, vízmosásokkal leginkább szabdalt térszíneket az ember nem vette igénybe mezőgazdasági művelés céljából, így ott az erdők megmaradtak. Általában véve elmondható, hogy a lejtős felszínek morfológiájának gyorsuló ütemű megváltozásában a mezőgazdaságnak rendszerint döntő, bár még nem minden részletében ismert szerepe van. E folyamatok között a lineáris erózió mellett a felületi lemosás talajpusztító és formamódosító hatására, a deflációra, sőt akár a magashegysé­ gek erdőhatár feletti legeltetése következtében alacsonyabb szintekre kiterjedő szerke­ zeti talaj képződésre is gondolni kell. A kérdéskör részletes tárgyalása nem fér e fejezet kereteibe (a talajerózióval pl. a talajföldrajzi rész foglalkozik), az csak a főbb tenden­ ciák bemutatására szorítkozhat. A lejtős területek eróziójának megindulását vagy felerősödését a mezőgazdaság mindenekelőtt az eredeti növénytakaró megbontásával váltja ki. Ez főleg olyan területeken következik be, ahol a nedves és száraz évszakok váltakoznak. Ott a felszíni-felszínközeli rétegek évszakosan túlnedvesednek, illetve annyira kiszáradhat­ nak, hogy még a minimális talajfedettséget biztosító összefüggő növénytakaró sem 513

maradhat fenn. A természetes növényzet ugyan többnyire képes a lejtőfolyamatok és a talajfejlődés (esetenként ingatag) egyensúlyban tartására, de sérülése vagy teljes eltávolítása esetén (pl. az erdők kiirtásával, a gyep felszántásával vagy túllegeltetéssel) az egyensúly felborul, a lejtők átalakulása felgyorsul, s kellő időben tett ellenintézke­ dések híján visszafordíthatatlanná és feltartóztathatatlanná válik. Ez történt nagy mérsékelt övi sztyeppvidékeken, ahol mind az állattenyésztés, mind a szántóföldek terjedése döntő faktor volt a talajerózió megindulásában és a felszabdalódás előrehaladásában. Az ukrajnai és a délorosz sztyeppeken a meredek falú, szakadékos, elágazó vízmosások, az ovragok, Észak-Amerikában főleg a „rizikóha­ tárnak” is nevezett 100. hosszúsági körtől nyugatra elharapódzó, hasonló jellegű gully-rendszerek, a DNy-i államokban a gyorsan bevágódó arroyok jelentik a legis­ mertebb következményeket. E folyamatok extrém kiszélesedése nagy területek kaoti­ kus felszabdalódásához, a talaj teljes elvesztéséhez, az ún. bad land vidékek kialakulá­ sához vezet. A téli esőkkel jellemzett Mediterraneum ősi kultúrterületét már az ókorban igénybe vette a mezőgazdaság, így ott különösen hosszú ideje tartanak az általa kiváltott folyamatok. Külön ki kell emelni a erdőirtások hatásait. (Az erdőirtások a Föld más vidékein is sok tekintetben hasonló következményekkel jártak, de nemcsak a mezőgazdaság terjeszkedése miatt került rájuk sor. A hajóépítés, a faszénégetés, az építke­ zések, a bányászat anyagszükséglete, tehát voltaképpen szinte minden antropogén hatótényező szerepet kapott az erdőirtások révén meginduló morfológiai változások­ ban.) Az erdőirtás lényegesen megnövelte a lejtőkön lepusztuló anyagtömeget, így a lineáris és areális lejtőformálódás mellett a folyók hordalékmennyiségének növelésé­ vel a síkságok feltöltődését is gyorsította (ilyen jelenség pl. Olaszországban a Pó mentén megindult kolmataképzödés, ahol az iszaplerakódást mesterségesen is segítik). A lejtők talajtakarója sok helyen eltűnt, s a lepusztulás a szálban álló kőzetig hatolt, így jöttek létre a Földközi-tenger partvidékét különösen jellemző kopár karsztlejtők (Dalmácia, Istria stb.). A kutatók jelentős része az erdőirtás révén megnövekedett hordalékmennyiséggel hozza kapcsolatba a Földközi-tenger csaknem minden folyó­ deltájának erőteljes előnyomulását. A több kilométeres értékek miatt az ókori kikö­ tők rendre szárazföldre kerültek (Ephesos, Milétosz, Ostia, Ravenna stb.). Ez a folyamat a Föld más, sűrűn benépesült és intenzív területhasznosítást folytató partvi­ dékén is megfigyelhető. Lejtős területek művelésbe vétele sok helyen csuszamlásveszélyt is okozott. Dél-Olaszország jellegzetes csuszamlásai (frane) is jórészt ennek következményei. Itt jegyezzük meg, hogy bár az erdőirtás vagy a lejtők vízlevezető árkokkal való ellátása lényegesen (olykor nagyságrendekkel) megnöveli a lefolyó vízmennyiséget, a szántóterületek kialakításának lefolyásmérséklő hatása is lehet. A lejtőn keresztbe futó szántás, a talajjavítás bizonyos típusai (pl. az altalajlazítás, a talaj szerkezetének javítása) fokozzák a beszivárgást, és összességében akár csökkenthetik is a lefolyó víztömeget (Edősi F. 1987). A lejtők így megnövekvő víztartalma viszont a stabilitás csökkenése irányába hat, és megfelelő feltételek esetén csuszamlásveszélyt vagy éppen csuszamlásgyakoriság-növekedést okoz. 514

A váltakozóim nedves-száraz trópusi vidékek vastag málladéktakaróinak az alapkő­ zetig hatoló - jobbára areális - lemosásában is jelentős, de ma még teljes mélységében nem is ismert szerepe van az intenzív földhasznosításnak. A művelés alá fogott meredek lejtők szélein - sőt a száraz évszakban csaknem üres folyómedrek peremein is - szétágazó vízmosásrendszerek fejlődése indul meg. A mezőgazdaságilag hasznosí­ tott lejtőkön a laza málladékot a sziklaalapzatig lecsupaszító csuszamlások is állandó fenyegetést jelentenek. A mezőgazdaság által felerősített természeti folyamatok nemcsak új formákat hoznak létre, hanem korábbi természetes alakzatokat is gyakorta átalakítanak. Jel­ lemző pl. a völgyek keresztmetszeteinek megváltozása. Ebben főleg az oldallejtőkön lemosódó anyagnak van döntő szerepe (291. ábra). A magyarországi dombságok deráziós völgyei - főleg a völgyfők környékén - sok esetben a közvetlen és közvetett antropogén folyamatok együttes hatására formálódnak. Említeni kell még az, erdőirtások és bizonyos talajhasznosítási módok hatására felerősödő eolikus folyamatokat is. A Föld sok homokterületén jól megfigyelhető, hogy a jelenlegitől eltérő éghajlati körülmények közt kialakult és később fixálódott futóhomokformák felszínén a mezőgazdaság terjeszkedése következtében ismét meg­ indult a homokmozgás, és a formák néhány évszázad alatt jelentősen átrendeződtek. Igen jó példa erre a magyarországi futóhomok-területek morfológiai fejlődése. A Kis­ kunság és a Nyírség homokhátsága a holocén atlantikus fázisától kezdve viszonylag erősen beerdősült, de az erdő konzerválta formák a középkor vége óta az erdőirtás és főként az erdők helyén elterjedő legeltetés miatt újra mozgásba lendültek. Bár a buckák teljes átalakulására általában nem került sor, a XVII-XVIII. század után képződött jelentékeny, „friss” homokfelhalmozás sok feltárásban világosan látszik. A szántóterületek deflációjának megfékezése pedig napjainkban is költséges feladatot jelent a mezőgazdaságnak.

291. ábra: Völgykeresztmetszetek megváltozása szántóművelés hatására. A = „V” alakú völgy átalakulása - „tilke” képződése. 1 = mai felszín, 2 = korábbi felszín, 3 = a lemosott talaj felhal­ mozódása. B = Tál keresztmetszetű völgy átalakulása - siek (német) képződése. 1 = mai felszín, 2 = korábbi felszín, 3 = lemosott talaj felhalmozódása, 4 = szántás révén áthelyeződött talaj. (Hempel-Tecklenburg ábrája Rathjens, C. - 1979 - nyomán) 515

37. táblázat

Társadalmi hatásra kialakult legjellegzetesebb felszínformák rendszere Beavatkozás jellege

BÁNYÁSZATI (montanogén) IPARI (indusztrogén)

Elsődleges (a forma kialakítása a cél)

KÖZVETETT (természeti folyamatok útján)

Másodlagos (a forma melléktermék)

Új folyamatok kiváltásával (kvalitatív jelleg)

E

külfejtések gödrei, teknői, felszín alatti vága­ tok, aknák

gödrös süllyedékek, lépcsős rogyások, csuszamlások, om­ lások

P

pozitív természetes for­ ma elbontása, mélye­ dés feltöltése

meddőhányók eróziós pusz­ tulása, csuszamlása, külfejté­ sek feltöltődése

A

meddőhányók

meddőhányók súlya által kipréselt anyag kiemelkedése

Beavatko­ a forzás típusa ma típusa

TELEPÜLÉSFEJLŐDÉS (urbanogén)

KÖZVETLEN

E

hűtőtavak medencéi

P

„ipari parkok”

A

zagytározók

Működő folyamatok módosításával (kvantitatív jelleg)

bányavíz lefolyása révén lét­ rejövő fluviatilis formák

zömmel az iparhoz kapcsolódó más beavatkozási típusok révén keletkeznek

salak-, pernyehányók

E

lakóbarlangok, védőárkok

P

építési terület egyengetése, teraszozás

szemétdepóniák

pincebeszakadások

A

lakó- és temetődombok (kurgán, kunhalom, wurte stb.), védősáncok, tengerfeltöltés, mesterséges szigetek

egymásra halmozódó településrétegek, tör­ melékdombok (Trümmerberg)

lejtők túlterhelésével kiváltott csuszamlások

felületburkolás miatt megnö­ vekvő lefolyás felerősödő eróziója által kialakított for­ mák

KÖZLEKEDÉSI pályák építése VÍZRENDEZÉS vízszabályozás MEZŐGAZDASÁG-ERDŐGAZDASÁG (agrogén)

E

bevágások (út, vasút), ár­ kok, alagutak, rézsűk

P

repülőterek, szerpentinek

A

töltések

E

víztározó medencék, csa­ tornák, mesterséges med­ rek, kikötőmedencék

P

burkolt partok, polderek

A

duzzasztó-, védőgátak, sar­ kantyúk

E

gödrök, árkok növények te­ lepítésére (nap ellen vagy víz elérése céljából), ásott teraszok

talajszintsüllyesztés (tőzegkitermeléssel)

P

teraszok, rónázásos planírozás

mikrorelief elszántása („agrogén pianáció”), álteraszok, állattiprásos lépcsők

bakhátak

moréna(kő)-felhalmozás telekhatáron

mélyutak rézsűcsúszás, -omlás

felerősödő szuffóziós formák (pl. löszkút, löszdolina)

töltéscsúszás

A

E = Exkavációs (kimélyített, negatív) P = Planírozott, elegyengetett A = Akkumulációs (felhalmozásos, pozitív)

vízelvezetés nehezítése miatt mocsarasodás

formák

morotvák (kanyaru­ latátvágással)

- csökkenő talajvízszint mi­ atti felszínsüllyedés - abrázió megjelenése duz­ zasztás miatt - partcsuszamlások tározók partján - földrengéskárok nagy táro­ zók súlya miatt

gyorsan fejlődő vonalas erózi­ ós képződmények (vízmosá­ sok, horhosok, eróziós baráz­ dák - ovragok, gullyk), „bad landek”, felületi lemosás

hordalék(törmelék)-kúp

partomlások, erősödő bevágódás (szűk meder esetén)

erősödő akkumuláció (duz­ zasztógát mögött) lápi és marsterületek süllyesz­ tése művelés miatt új deflációs formák

növekedő delták, „kolmaták” képződése, gyorsuló szárnyturzásképződés, futó­ homok-felhalmozódások

Irodalom Erdősi, F.: Az antropogén geomorfológia mint új földrajzi tudományág. Földr. Közi., 1969. 11-26. Erdősi, F.: A társadalom hatása a felszínre, a vizekre és az éghajlatra a Mecsek tágabb környezetében. Budapest, 1987. p. 228. Fels, E.: Die Umgestaltung der Erde durch den Menschen Paderborn 1976. Juhász, Á.: Az antropogén hatások vizsgálata és térképezése ipari-bányászati területeinken. Föld. Ért., 25. 1976. 249-253. Kettner, R.: Allgemeine Geologie IV. Berlin, 1960. p. 361. Louis, H.-Fischer, Κ.: Allgemeine Geomorphologie. Berlin, New York, 1979. p. 814. Marsh, G. P.: Man and nature, or physical geography as modified by human action. New York, 1864. Pécsi, M.: Geomorfológia. Nemzetközi Mérnökgeológiai Továbbképző Tanfolyam. Budapest, 1975. p. 252. Rathjens, C.: Die Formung der Erdoberfláche unter dem Einfluss des Menschen. Stuttgart, 1979. p. 160. Sherlock, R. L.: Man as a geological agent. London, 1922.

Vulkánmorfológia A magmatizmus és vulkanizmus földrajzi jelenségei c. fejezetben már megismerked­ tünk a vulkanológiai, vulkángeológiai alapfogalmakkal és jelenségekkel, a plutonokkal és a szubvulkánokkal, sőt a fontosabb elsődleges vulkánformákkal is, több példával illusztrálva. Láthattuk, hogy a tűzhányók felépülése, eredeti, elsődleges alakja (konstruktív formák) sok tényezőtől függ. Lepusztulásuk során a külső erők újabb formáló tényezőket jelentenek, s így még több változatot (destruktív formák) alakítanak ki. Éppen ezért nincs két azonos, csak többé-kevesbé hasonló vulkán, amelyek egy-egy típust képviselnek. Ezeket több szemponból lehet csoportosítani. A vulkanológiai és vulkángeológiai szempontú típusokat már nagyjából megismer­ tük: 1. a kitörés helyének alakja szerint: hasadék (labiális), központos (centrális) és kürtősoros (centrolabiális); 2. a kitörési alkalmak száma szerint: egyszeri (monogén) vagy többszöri (poligén) működéssel kialakult; 3. a működés folyamatossága szerint: állandóan (permanens: pl. Stromboli), szakaszosan (periodikus: pl. Etna*) és alka­

* I. e. 475 és 1971 között, 25 évszázad alatt mintegy 400 működésből 137 nagyobb kitörést jegyeztek föl vagyis egy évszázadra átlagosan 16 jutott.

518

lomszerűen (epizodikus: Vezúv*) működő; 4. a működés állapota szerint: működő (aktív), szunnyadó (inaktív) és kialudt (passzív); 5. a kitörés módja szerint: robbaná­ sos (explóziós), heves robbanásos (freatikus, phrear = kút, gör.,; ha nagyobb mennyi­ ségű víz jut a kürtőbe, és eléri az izzó magmát, akkor robbanásszerűen gőzzé válik, rendkívül erős explóziót okoz), kiömléses (effúziós), kinyomulásos (extruzív) és ve­ gyes (sztrato); 6. A felszínre hozott anyag halmazállapota és minősége (szemnagysága és összetétele) szerint: az explózió alkalmával kiszórt laza, szilárd halmazállapotú vulkáni anyag, a piroklasztikum (pirosz = tűz, gör.; klassis = törmelék, lat.; magyarul pörzskőnek mondhatjuk); 7. az anyag vegyi összetétele, kovasav- (Si02-) tartalma szerint: savanyú, semleges (neutrális) és bázikus anyagból álló vulkánokat különböz­ tetünk meg. Ezeken kívül helyzete szerint jelentős a különbség aszerint, hogy 8. a magma felszín alatt megreked vagy a felszínre tör; 9. a tenger alatt vagy a szárazföl­ dön; 10. magaslaton, lejtőn vagy völgyben, ill. medencében; 11. jégsapka alatt (szubglaciális) történik a kitörés. Az utóbbi esetben a hirtelen megolvadó jég nagy mennyi­ ségű vize rombol, erodál és feltölt (Izlandon jellegzetes). Végül is mindezek a tényezők a tűzhányók elsődleges formájában tükröződnek, szintetizálódnak.

A különböző magmatartományok és vulkáni övék hatása a formákra A tűzhányók elsődleges formája, alakja tehát mindenekelőtt a kéreg genetikai típusától (lásd A magmatizmus és a vulkanizmus földrajzi jelenségei c. fejezet), s ennek megfelelően a kéreg szerkezetétől, anyagától és vastagságától függ. Alapjaiban ehhez igazodik a kitörés helyének alakja, a kitörések száma, gyakorisága, folyamatos­ sága és módja, s a felszínre szállított anyag, annak halmazállapota és minősége is. Ez tehát az egyes tényezők szorosan összefüggő láncolata, melyeknek minden láncszeme szervesen kapcsolódik az előzőkhöz. Ezek pedig végső soron a kéreg tulajdonságait, jellegét tükröző négy óriási magmatartományra vezethetők vissza, amelyek négy magmatípust és ennek megfelelő magmás kőzettartományt is jelentenek (38. táblá­ zat ). A különféle magmafajták négy jól körülhatárolható különböző típusú vulkáni övben törnek a felszínre. Közülük kettő tenger alatti (szubmarin), egy szárazföldi, egy pedig vegyes öv. A két tenger alatti öv természetesen sok hasonlóságot mutat, mindenek­ előtt abban, hogy anyaguk bázikus párnaláva. * Legjobb példa erre a Vezúv kiszámíthatatlan, rendszertelen működése. Időszámításunk első évezredé­ ben hosszú, sok évszázados, sőt valószínűleg néhány évezredes nyugalom után a jól ismert 79. augusztusi nagy erejű robbanásos kitörését 933-ig még további 6 követte, vagyis másfél évszázadra esett egy. 1036-ban vegyessé vált működése, a robbanásos bevezetést lávaömlés fejezte be. 1139 és 1631 között fél évezredet szünetelt tevékenysége. Kráterét sűrű bozót fedte be, és vaddisznók tanyáztak benne. Majd az 1631-es katasztrofális kitöréstől (kb. 4000 halott) 1944 márciusáig 3 évszázadon át minden évtizedben működött. Azóta pedig ismét hallgat. így lejtői gyorsan beépülnek, ezért a telekárak egyre magasabbra szöknek.

519

1. Az óceáni hátságok vulkáni övei: e hátságok hasadékvölgyeiben természetesen a hasadékvulkánok lávaáramlása a jellegzetes hosszú földtörténeti időszakokon keresz­ tül (a jura óta). A bázikus-ultrabázikus lávák (ofiolitok) párnaláva formájában dermednek meg. Legjellegzetesebb Izland szigetén, ezért izlandi típusú vulkánosság­ nak nevezzük: elsősorban hasadék-, ezen kívül pajzs- és jégsapka alatti (szubglaciális) vulkánok jellemzik. Az Atlanti-hátságon emelkedik a legtöbb: a Jan Mayen szigettől kezdve maga Izland, az Azori-, Sáo Paulo-, Tristan da Cunha-, a Bouvet-szigetig. 38. táblázat

A magmatartományok jellemzői Pacifikus

Atlanti

Mediterrán

Kontinentális

robbanásos

kiömléses

vegyes

kiömléses

nagy nagy erős

alacsony alacsony közepes, gyönge

közepes közepes közepes

alacsony alacsony gyönge

Jellemző vulkáni kőzetek

riolit, dácit, andezit

nefelinit, pikrit, fonolit

leucitbazalt, leucitit, trahidolerit, trahit

fonolit, bazalt

Felszíni helyzete

lemezszegély

óceáni tábla

self

kontinentális tábla

5-10

20-30

25-40

A vulkáni működés módja Viszkozitása Illóany ag-tartalma Elkülönülése

A kéreg vastagsága kilométerben

50-70

2. Az óceáni medencék vulkáni övei: túlnyomórészt szintén effúziós tűzhányókból, de kevésbé bázikus (holeiites) bazalt áramlik fel az ún. forró pontokon (plume) - s itt magános, sokemeletes, magas, hatalmas pajzsvulkánokat (mintapéldája Hawaii), illetve a hasadékokon szigetsorokat épít. Soknak nem volt elegendő magmautánpót­ lása ahhoz, hogy a több ezer méteres mélységből a tenger szintje fölé építse kúpját, ezek a tenger alatti vulkáni kúpok (seamount). A Csendes-óceánban mintegy tízezret, a többi óceánban összesen szintén kb. tízezret ismerünk, mind magasabb 1000 méter­ nél. A hasadékvölgyektől már távolabb eső, a víz alatti talpuktól mérve több ezer méter magas vulkáni szigetek tartoznak ide: a legismertebb, a legnagyobb (2500 km hosszú vulkánsor) és a legmagasabb (az itt több mint 5000 m mély Csendes­ óceánból 4205 m-re emelkedik ki, tehát Földünk legmagasabb hegytömege) a Hawaii-szigetek. 3. Az óceáni lemezalábukások (szubdukciók) vulkáni övei a kőzetlemezek illetve lemeztöredékek peremén húzódnak. Explóziós és heves robbanásos működés jellemzi őket, ezért főleg pörzskövet, de lávákat is szállítanak, többnyire andezitet, de a savanyútól a bázikusig sok változat előfordul. Ilyenek a legismertebb tűzhányók: a Vezúv, az Etna, a Krakatau, a Mt. Pelée, továbbá az Eurázsia-lemez keleti peremén a Kamcsatka-félsziget, a Kuril-szigetek és a japán szigetív vulkánjai.

4. Szárazföldi hasadékvulkánövek. Nagyon mély hasadékokon tör fel a magma, több helyen a felső köpenyből is szállít anyagot. A mély törések mentén a kontinensek szétnyílóban vannak, egyes részeik távolodnak (pl. Kelet-Afrika, Kalifornia). így a tűzhányók típusa, működése és anyaga itt a legváltozatosabb. Kitöréseik a heves robbanásostól a kiömlésesig, anyaguk a savanyútól a bázikusig váltakozik. Ezért leggyakoribbak a sztratovulkánok. A szétnyíló árkokban (pl. Kelet-Afrikában) koru­ kat, felépítésüket, anyagukat, nagyságukat és formájukat tekintve változatos tűzhá­ nyók sorakoznak. Mintapéldái a Kelet-afrikai-árokrendszerhez (Riftvaley) kapcsoló­ dó hatalmas réteges tűzhányók: a Kilimandzsáró (5895 m), a Kenya (5193 m), a Meru (4567 m), az Elgon (4321 m) a magasföldön. Hasonlók a középidőben és a harmad­ időszakban is voltak, amelyek jelenleg kisebb, sekélyebb árkok, enyhébb formákkal már a szárazföldek közepe táján. Mintapélda erre a Cseh-masszívum nyugati peremén az Ohfe völgye nagy vulkánjaival. A tűzhányók felszínformáló szerepe lényegesen eltér a többi belső erőétől. Sokkal gyorsabb és látványosabb, szinte a szemünk láttára hetek, hónapok vagy évek alatt is képes hegyeket építeni, míg más belső erők csak ezer, sőt százezer évek alatt tudnak látható felszínváltozást kialakítani, s közülük is csak egyenlőtlenségeket, kiemelkedé­ seket és süllyedékeket. A vulkánosság az egyetlen belső erő, amely helyenként és időnként a mélyedéseket - völgyeket, medencéket - fel is tölti, vagyis elegyenget. A szerkezeti mozgások olyan lassan formálják a felszínt, hogy közben a külső erők jelentősen át is alakítják, a kiemelkedéseket pusztítják, a mélyedéseket pedig feltöltik. A hosszabb ideig épülő tűzhányók pusztulása is megkezdődik a működés szüneteiben. Az újabb kitörések alkalmával azonban ezek nyomai hamar betemetődtek, s csak a későbbi erózió vagy a kőfejtők tárják fel, ami évmilliók múlva is lehetővé teszi a vulkánosság menetének vizsgálatát.

Az elsődleges tűzhányóformák morfológiai típusai A tűzhányók elsődleges formája elsősorban a kitörés módjától és a felhozott anyagtól függ, s e kettő között is szoros az összefüggés. Legfontosabb anyaguk halmazállapota, vagyis az, hogy kiszórt laza tefráról vagy a kiömlés után megszilár­ dult láváról van-e szó. Alapformák a vulkáni kúp és a takaró, s ezek között átmeneti formák is kialakultak: Az osztályozás szempontjai

Kúpok

Takarók

Átmenti formák

Anyaguk alapján

A) lávakúp 1. dagadókúp 2. semleges lávakúp 3. bázikus lávakúp B) pír okiasz tikumkúp 1. tefra-, ill. tufakúp 2. maar

1. lávafennsík 2. trapp 3. tufaár-takaró

1. pajzsvulkánok 2. emeletes pajzsvulkánok 3. dagadóhát

Az osztályozás szempontjai

Kúpok

Takarók

Átmenti formák

C) sztratovulkáni kúp A kráter helyzete és D) 1. csúcskráteres keletkezési módja 2. mellékkráteres szerint a) oldalkráterkúpos b) hegylábi kráterkúpos E) központi kalderás vulkánok 1. robbanásos 2. beszakadásos 3. besüppedéses 4. eróziós kalderás Különleges típusok F) kalderaudvarban továbbépül­ het: 1. hamukúp, 2. lávakúp, 3. sztratovulkáni kúp 4. dagadókúp

A vulkáni kúpok először is anyaguk alapján lehetnek: A) Lávakúpok, formájukat elsősorban a láva sűrűsége határozza meg; minél hígabban folyik, annál laposabb kúp keletkezik. 1. Dagadókúpok: a gázban szegény, magas kovasavtartalmú sűrű láva nagyon lassan nyomul föl, majd a kürtőből kitódul. így nem juthat messze, legföljebb rövid, vaskos lávaárak jöhetnek létre, egyébként csak helyben felfelé terjeszkedik, és így alakul ki dóm formája. Ezért gyakran dómvulkánnak is nevezik. A lassú felnyomulás közben felszíne egyre jobban lehűl és megdermed. Alulról azonban folyamatosan érkezik az új izzó láva. Ennek nyomása már megszilárdult lávatüket, lávadarabkákat lök a lávarétegek felszínére, amelyek fokozatosan növekednek, s egyenlőtlenné, csip­ késsé, majd összhatásában rücskössé teszik annak felületét. E folyamat során alakul ki hagymaszerű, réteges szerkezete. Az egyes rétegek különböző mértékben rücskösek (292. ábra). Többnyire csaknem talpig domború lejtőkkel meredeken (45°) emelkedik ki, a tetején nincsen kráter. Mintapéldái az Appenninek belső oldalán a Monté Cimini 12 tagú hegysora, az ÉNy-i Kárpátokban az Újbányai (Nová Banaj-hegység, hazánk­ ban pedig a nógrádi Vár-hegy. Néha neutrális lávából is keletkeznek, ebben az esetben lejtőjük enyhébb.

522

2. A semleges láva hígabb, ezért már folyik lefelé, mégpedig viszonylag gyorsan és nagy tömegben. Az így leggyakrabban andezitből felépülő tűzhányó lejtői enyhébbek. A legtöbbet Dél-Amerikában, az Andokban ismerjük (legszebb a Sao Pedro ÉszakChilében), közelünkben a Kárpátok vulkáni övében, hazánkban pedig ennek belső vulkáni vonulatában, pl. a Börzsönyben, a Mátrában és a Tokaji-hegységben. 3. A bázikus láva még hígabban folyik, ezért általában csak alacsonyabb, laposabb kúpok jöhetnek létre. Magasabb kúpok - az enyhébb lejtők miatt - csupán nagy vulkánokon alakulhatnak ki, tehát sokkal ritkábbak. Ilyenek legismertebbek az óriási Hawaii-vulkánon. B) A csak robbanással működő (explóziós) tűzhányók különböző nagyságú törmelé­ kes anyagot, piroklasztikumot (vulkáni por, hamu, horzsakő, lapilli, bomba, törme­ lék, salak, sőt hatalmas tömbök is) szórnak ki. Ha felhalmozódnak, gyűjtőnevük tefra, illetőleg ha más, idegen anyag is keveredik bele és rétegzett, akkor tefrit, ha pedig kőzetté válik, piroklasztikum (pörzskó). A csak pörzskőből álló tűzhányó keve­ sebb, és ezek is kisebbek, alacsonyabbak, minthogy hiányzik belőlük a szilárd váz, a láva, amely stabillá teszi a vulkán építményét. Ezért gyorsabban pusztul is, s ennek során alakul ki rendkívül szabályos kúp formája. Meredek lejtői ugyanis gravitációs folyamatokkal pusztulnak, a törmelék lehullása, legurulása révén. Tapasztalati tény, hogy a finom törmelék kb. 33°-os lejtők kialakulása esetén jut egyensúlyi állapotba, és ekkor stabilizálódik. Minél durvább azonban - a szemnagyság függvényében -, annál meredekebb lejtő kell ehhez. A kiszórt nagyon vegyes vulkáni törmelék általá­ ban durva, különösen a salaktűzhányókon, s ennek megfelelően ezeken kb. csak 40° körüli lejtőn jut nyugalomba. Erre a legszebb példa a Paricutin vulkán Mexikóban.

293. ábra: Salak-vulkánkúp. 1. vulkáni sa­ lak, K = kráter 1943 februárjában az emberek szeme láttára tört ki és már első nap 50 m-re, egy hét alatt 140 m-re, végül 9 év múlva (1952 februárjára) - tehát egyre csökkenő ütemben - 325 m magasra növekedett. Lejtői nagyon szabályosan - a kialakult egyensúlyi állapotnak megfelelően 40°-kal lejtenek, sőt befelé a kráter lejtői is (293. ábra). Hasonló jellegű - csak jóval idősebb változatban - néhány jelenkori, több ezer éves vulkáni salakkúp az Örmény-felvidéken, és még sokkal idősebb - pleisztocén korú - pedig a Francia Központi Felvidéken (Massif Central) az Auvergne-ben, már megkopottan. 1. Csak finom tefrából - vulkáni porból, hamuból, horzsakőből -, illetve finomabb piroklasztikumból fölhalmozott önálló kúp nagyon ritka és ezek is kicsik, jelentősebb szerephez inkább csak oldalkúpokként jutnak. 2. A legkisebb explóziós vulkáni képződmények a maarok. Tulajdonképpen már nem is hegyek, csak kisebb-nagyobb törmelékgyűrűk a kürtők körül, amelyek a 523

feküből kirobbant kőzettömbökből és vulkáni törmelékből halmozódtak föl, néhol azonban ebből kisebb kúp épült (pl. Mosenberg). Nagyrészt egyetlen heves robbanás­ sal (freatikus explózióval) vagy robbanássorozattal keletkeztek. Alaprajzuk kör, amelynek átmérője általában csak néhány száz méter, a legnagyobb 2,5 km (a Lachitó). A legtöbb és a legjellegzetesebb a maar a Rajnai-Palahegységben, az Eifelben. Kráterüket gyakran víz tölti ki. Ezek a maar-tavak. Innen származik népi eredetű nevük is, ami tengerkét jelent, bár nagyon kicsinyek. Másutt azonban előfordul nagyobb méretű is, pl. Nyugat-Szudánban (Darfurban a Malha-kráter átmérője 1 km, mélysége 100 m). Javarészt tehát különleges negatív vulkánok, amelyeknek krátere a felszínbe mélyed be. C) Vegyes - változóan robbanásos és kiömléses - nagyon hosszan tartó működés során alakulnak ki (1.) a réteges tűzhányók. Ezek a leggyakoribbak, a legnagyobbak és általában a legszabályosabbak. Többnyire semleges vulkáni anyagból - főleg andezitből - épülnek fel. Ennek a lávája ugyanis gyorsabban folyik, mint a savanyú, de nem annyira hígan, mint a bázikus. (Azért elvétve, nagyon ritkán kisebbek bazalt­ ból is kialakulhatnak.) Emellett robbanásos működése is gyakori, sőt rendszerint több szórt anyagot produkálnak, mint lávát. Vagyis a sztratovulkánok kétszeresen - időben (explózió és effúzió váltakozása) és térben (piroklasztikumból és lávából állnak) - is összetettek. Ilyen a legtöbb közismert tűzhányó (pl. az Etna, a Fuji stb.). Mintapéldái: a Popocatépetl (5452 m) Mexikóban, a Mayon (2417 m) a Fülöp-szigeteken, az Egmont (2518 m) Új-Zélandon stb. 2. Sztratovulkáni kúp: ritka és kevés lávaömléssel. így nagyrészt szórt anyagból épül fel hosszú időn - sok ezer éven - keresztül kisebb, szelídebb kitörések sorozatával, s ez határozza meg jellegét. Ilyen a Stromboli (926 m), kráterében - amely a csúcsánál 250 m-rel alacsonyabban helyezkedik el - hármas kürtőből három kráterkúp épül laza szórt anyagból. Itt az állandóan ismétlődő működés miatt folyamatosan megújul a lejtők gravitációs pusztulása is az egyensúlyi állapot eléréséig. D) A kráter helyzete és keletkezési módja szerint, ami szintén jelentős mértékben meghatározó: 1. Csúcskráteres vulkánok: túlnyomórészt egyetlen központi kürtőből a főcsatornán keresztül működnek. Amint csúcsuk nő, kráterük is úgy emelkedik. 2. A csúcskráteres tűzhányók másik csoportja olyan magasra nőtt, hogy kitörések már nemcsak a csúcskráterből történnek, hanem ahogyan magasodnak, a tűzhányó oldalában egyre újabb és újabb mellékkráterek lépnek működésbe, olykor fokozato­ san egymás után több száz is. A kicsiny oldalkráterkúpok a tűzhányó szabályos kúp alakját megtörik (294. ábra). Prototípusa az Etna (3340 m), csaknem háromszáz oldalkúpjával, amelyek körben - mint a kerék küllői - sugarasan kifelé tartó repedéshálózaton sorakoznak. Ezért morfológiailag ezt nevezhetjük Etna-típusnak, de ilyen a Fuji-san (yama, 3776 m) is. A mellékkráterkúpok ellenére a szakmai köztudat is mindkettőt a szabályos vulkáni kúp mintapéldájaként ismeri.

524

Mellékkráterkúp a tűzhányó peremén, annak lábánál is előfordul. Mintapéldájá­ nak a Kilimandzsárót tekinthetjük, ahol az oldalkráterkúpokon kívül a lábánál is hasonlóak emelkednek. E) Központi kaldérás vulkánok. A kráter kitágult kaldérává alakult át. Attól függő­ en, hogy mi idézte elő az átalakulást, megkülönböztetünk: 1. explóziós, 2. beszakadásos, 3. besüppedéses (a feküüledékeket a vulkán súlyával tömörítette) és 4. eróziós kalderával átformált vulkánokat. Mindezek lehetnek ritkán viszonylag szimmetriku­ sak (pl. a Toluca), túlnyomórészt azonban erősen aszimmetrikusak, sőt gyakran féloldalasak is (Somma, Meru stb.).

294. ábra: Különböző helyzetű kráterek. A = csúcskráter a központi kürtő fölött, B = oldalkrá­ ter, C = hegylábi kráter. 1. piroklasztikum lávarétegekkel, 2. láva, 3. lávafolyások, 4. a központi kürtő, L = lávakúp, S = vulkáni salakkúp F) A kaldérában a vulkánosság felújulhat és továbbformálja. A kaldera udvarában épülhet: 1. hamukúp (Vezúvió-típus), 2. lávakúp (ilyen az Astroni- a Flegrei-mezőn) 3. sztratovulkáni kúp (Meru-típus), 4. dagadókúp (Toluca-, illetve ha a mély kaldérába tenger nyomul be, akkor Santorin-típus) (Székely A. 1986). Ezeket többnyire a prototípusról nevezik el. A kaidéra helyzete szerint nagyon ritkán csúcskaidéra is lehet, ha az átalakult kráter magasan marad. Ez azonban eredetét tekintve nem valódi kaidéra, csak egyszerűen kitágult hatalmas kráter (295. ábra). Különleges tűzhányótípusok: egyedi formák, ezért egy-egy típusba kevés tartozik, a fontosabbak: 1. Krakatau-típusú (jelentős része felrobbant, s helyén kaidéra mé­ lyül), 2. Pelée-típusú (a kürtőben megdermedt savanyú lávából álló keskeny lávatü 525

vagy tömzsibb lávadugó csúccsal), 3. Surtsey-típusú (a tengerből a rengeteg víz hatására heves robbanással sziget formájában hirtelen kinőtt bázikus vulkáni kúp Izland egyik szigetén). Átmeneti formák a vulkáni kúp és a takaró között: 1. legjellegzetesebb átmenet a pajzsvulkán: ha egyetlen központi kürtőből ömlik a bazaltláva, akkor e fölött feldom­ borodik. Itt a tetőn viszonylag kis méretű kráter mélyed belé (295. ábra). Innen minden irányban enyhén lejt (2-10°-kal), és széles takaróba megy át. Szép példa erre az európai szárazföld legnagyobb (2500 km2) vulkáni képződménye, a Vogelsberg (772 m) enyhe lejtőjű pajzsvulkánja. 2. Emeletes pajzstűzhányó, amikor több pajzsvul­ kán helyezkedik el egymás fölött. Mintapéldája Hawaii szigete (295. ábra), ahol ezek a legnagyobbak és itt található a legtöbb is. 3. Dagadóhát (Staurücken): a pajzsvulkán változata hasadékvulkán formájában. Ebben az esetben nem pajzsként domborodik fel, hanem az egész hasadék fölött hosszan elnyúló hát alakul ki, és ez lejt enyhén mindkét irányba, s így hosszúkás takaró képződik. Ennek a robbanást követő kiömléses működés kedvez. Mintapéldája Új-Zélandon a Tarawera. 1886-os kitörése során 1100 km hosszú hát keletkezett semleges vulkáni anyagból. Környezetében két magyarországnyi területet borított tefra. Vulkáni takarók: a bázikus lávára jellemzőek. Minél hígabb a láva, annál nagyobb felületen terül szét. 1. Lávafennsík: főleg különböző nagyságú és vastagságú bazaltta­ karók eltérő magasságban. Anyaguk származhat egyetlen központi kürtőből, ezek felépítése a pajzsvulkánokhoz hasonló, a nagyobbak azonban hasadékból táplálkoz­ nak, ezek lávája 10 km-es óránkénti sebességgel is folyhat. 2. Trapp (lépcsőzet, svéd): több lávatakaró lépcsősen egymás fölött, tufával, illetve más szárazföldi üledékkel elválasztva (296. ábra). Általában több száz, a nagyobbak sok ezer - különböző nagyságú és vastagságú - lávaárból jöttek létre. A nagyobb trappok kialakulásához hosszabb időn keresztül nagy mennyiségű lávaömlés, ehhez pedig több kilométer hosszú hasadék szükséges. A többszakaszos bázikus lávaömlésen kívül, ezek között a hosszabb szünet is fontos ahhoz, hogy a lávatakarók felszínén talaj, vastagabb málladéktakaró, illetve egyéb (többnyire homokkő, agyagpala, mészkő) folyóvízi vagy tavi üledék halmozódhassék föl. E köztes rétegek a lépcsőképződés előfeltételei. A nagy bazalttakarók képződése kimondottan a középidőre jellemző. Az óidő végétől időrendi sorrendben nagy bazalttakaróknak, a trappoknak öt egymás utáni nemzedékét különböztetjük meg. Ezeknek nemcsak a koruk, hanem egyúttal a formá­ juk és jellegük is különböző, és területileg is jól elkülönülnek, a) A permotriászban a Pangea szétszakadásának a kezdetén egyes darabjai távolodni kezdtek egymástól.

295. ábra: A pajzsvulkánok két fő típusa (azonos méretarányúak). A = Izlandi-típus, B = a Hawaii-típus, Kr = hatalmas csúcskráter, k = kis csúcskráter, tp = tetőplató, tsz = tengerszint 526

296. ábra: A trapp általános szelvénye. 1. kristályos ősmasszívum, 2. mállott réteg, 3. agyagpala, 4. tufa, 5. homokkő, 6. bazaltta­ karó így mély hasadék nyílt meg, amelyen nagy mennyiségű bázikus magma nyomult föl, és lávájával elárasztotta környezetét. Legnagyobb a Tunguz-felföldön a közép-szibé­ riai bazalttakaró (1 millió km2, 1500-2000 m vastag, ez a vulkánosság jelentős ércesedéssel és gyémántképződéssel is járt), b) A késő triásztól, főleg a jurában az Atlanti­ óceán déli medencéjének szétnyílásával kapcsolatos a vulkánosság. Ezért jelentős maradványait a kontinensek peremén találjuk, egymástól már távol, de képzeletben az óceán zárásával jól összeilleszthetők (297. ábra). A legnagyobbak Dél-Amerika keleti szegélyén: Dél-Brazíliában, a Paraná-medence trappja (1 millió km2, 3000 m-ig vastagszik, a sok száz méter diabáz fölött 600 m vastag bazalttakaró terjedelmét 8000 m3-re becsülik), és tőle délre Kelet-Patagónia bazalttakarója. Eredetileg összefügg­ tek a délnyugat-afrikai bazaltokkal. Hasonló korú Délkelet-Afrikában, a Sárkány­ hegység (Drakensberge) bazalttakarója, c) Az Elő-indiai-félsziget nyugati oldalán a

297. ábra: A déli szárazföldek helyzete a Pangea felszakadása után, kb. 240 millió éve (Wright, J. B. alapján). 1. bazaltplató: P = Paraná-, K = Kelet-Pampák-, S = Sárkány-hegység, D = Dekkan-fennsík trappja 527

bazaltömlés a kréta végén kezdődött, s a harmadidőszak elején felerősödött. így alakult ki a Dekkan-fennsík hatalmas trappja (1/2 millió km2, a Nyugat-Ghatokban 1400 m feltárva, teljes vastagságát itt 1800 m-re, Bombay környékén viszont 3000 mre becsülik!) d) Az óharmadidőszaki nagy bazaltömlések jórészt az Atlanti-óceán északi medencéjének kialakulásával kapcsolatosak, már jóval kisebbek: Grönland keleti partszegélye, a Feröer, a Belső-Hebridák, Észak-írországban az Antrim-plató. Észak-Amerikában viszont a Columbiai-fennsík (300 ezer km2) a sok bazaltárból és takaróból épült fel. A Columbia és a Kígyó- (Snake) folyó mélyen belévágódott völgye pompás lépcsőit jól feltárja. Már a bazaltömlés előtt völgyek szabdalták, a láva először ezeket töltötte ki, csak utána takarta be a völgyközi hátakat, e) A harmadidő­ szak elején Afrika keleti oldalán elkezdődött árokrendszer-képződésnek, majd foko­ zatos szétnyílásának következménye az egyre szélesedő tengermedence keletkezése, hasonló ahhoz, ahogyan kb. 100 millió évvel korábban az Atlanti-óceán kialakulása kezdődött. Ehhez szintén jelentős tűzhányóműködés kapcsolódik magában az árok­ rendszerben és környékén. Ennek eredményei a 800-1000 m vastag lávatakaró-összletek is, a trappok, mindenekelőtt a Etiópiai-magasföld 3000 m fölé emelkedő bazalt­ fennsíkjaival, amelyekből még pompás bazaltkúpok magasodnak 4000 m fölé (Rasz Dasan, 4620 m). A Vörös-tenger szemben lévő oldalán, Jemenben a kisebb bazaltta­ karó - szintén jellegzetes trapp (Hadur Suaib, 3760 m) -, az előbbinek egykori szerves folytatása, leszakadt keleti pereme. Valódi nagy bazalttakarók, trappok tehát a középidőben alakultak ki, és főleg az ősmasszívumokat takarták be. A harmadidőszakban jobbára már csak kisebb taka­ rók formálódtak. A lávatakarókat az erózió erősen megtépázta, felszabdalta, minél idősebbek, annál jobban. így soknak már a nagyobb része letarolódott. f) Az újharmadidőszakban már csak sokkal kisebb bazalttakarók alakulhattak ki a kontinensek belsejében többfelé: a Francia Központi-felföldön az Auvergne nyugati oldalán, a Rajnai-palahegységben a Westerwaldban, a Hesseni-hegyvidéken a Rhön stb. Valódi trapp ekkor már nem képződött. 3. Tufaár (ignimbrit) takaró (ignis = tűz, nimbus = felhő, lat.): Szintén nagy kiterje­ désű lapos takarókat formál, amelyek vastagsága azonban csak néhány centiméter és több tíz méter között változik. Az alsóbb, még plasztikus rétegeket a nemsokára rájuk települő felsők valósággal kihengerlik. A legtöbb ignimbritplató Új-Zélandon az Északi-sziget középső részén sorakozik. A több száz széles, lapos, még csak gyengén lepusztult tufaárfennsík össztérfogata 7500 km3!

Vulkánrekonstrukció A már kialudt tűzhányók fejlődéstörténetét az alábbi, egymást kiegészítő módsze­ rekkel vizsgálhatjuk eredményesen: 1. E hegységek medencéiben és előterében vissza­ maradt korrelatív üledékek felkutatása, majd komplex elemzése és értékelése: ebből tudjuk a legjobban és a legmegbízhatóbban rekonstruálni fejlődésük - felépítésük (konstruktív) és lepusztulásuk (destruktív formák) -, valamint a jelenlegi formák kialakulásának menetét, egyszersmind korát és időtartamát, egyúttal módját és folya-

298. ábra: A Csornád tömbszelvénye (Székely A. 1959) Sb. = Sepsibükszád

matait is (Pinczés Z. 1960, Székely A. 1960, 1987). Ebből is láthatjuk, hogy a korrelatív anyag vizsgálati módszerének lehetősége ebben az esetben különleges, egészen eltérő, mint más felépítésű hegységekben. Egyrészt a tűzhányók esetében ezek segítségével nemcsak lepusztulásuk, hanem felépülésük körülményeit is tisztázhatjuk. Kiszórt anyaguk ezt is lehetővé teszi (az elmúlt két évtizedben japán kutatók nagyon eredményesen használták). Másrészt viszont a laza tefra, illetve később a tufa viszony­ lag gyorsan lepusztul, évezredeken, kivált pedig évmilliókon át csak jól védett helyzet­ ben maradhat meg, főleg medencékben, mélyedésekben mint hordalékfogó csapdák­ ban, s különösen ott, ahol hamarosan limno-, néhol hidrokvarcit fedte be. Ezen túlmenően a fiatal tűzhányók kitöréseinek szórt anyagát eredményesen használják egyéb, nem vulkáni képződmények korának megállapítására olyan pontossággal, amennyire a kitörés kora ismert. Legjobb példa erre az Eifel-hegységben a Lachi-tó (Lacher-See) tufájának kormeghatározó szerepe a Rajna fiatal teraszai és a különféle löszök korának megállapítására. Tudjuk ugyanis, hogy 12 500-10 000 évvel ezelőtt működött, és tufája is jellegzetes. Kisebb mértékben a Hargita [a Csornádon a Szent Anna-tó krátere (298. ábra)] utolsó kitörésének tufája az Olt-teraszok korának 529

eldöntésében segített. 2. A vulkánok oldalában eltérő magasságban nyitott kőfejtők feltárásának elemzésével is meghatározhatjuk a kitörések sorrendjét, egymás utáni szakaszait, azok jellegét (299. ábra). 3. Egyrészt a különböző típusú működő tűzhá­ nyókon a kitörések lefolyásának tanulmányozása, másrészt a különböző éghajlati övékben a lepusztulás menetének, folyamatainak és formáló hatásának vizsgálata. Mindezeknek a módszereknek együttes, megfelelően súlyozott alkalmazásával részle­ tes vulkánrekonstruálási munkánk összefoglaló eredménye: a tűzhányók morfológiai inverziók sorozatával épülnek, majd ezután ugyancsak domborzatfordulatok sorával pusztulnak (Székely A. 1985). A láva ugyanis mindenkor az adott felszín mélyedései­ ben folyik, és azokat folyamatosan feltölti. így ezek hátakká is válhatnak, majd a következő kitöréskor már az ilyen módon újonnan keletkezett mélyedéseken halad, s ez sokszor megismétlődhet. Ha viszont a működés szünetel vagy megszűnik, akkor a vizek is ezekben a mélyedésekben folynak le, erodálnak, egyre szélesebb és mélyebb völgyeket formálnak. A tűzhányók épülésének ezt a folyamatát legjobban az Etna 1971. áprilisi kitörése alkalmával figyelhettük meg. A legenyhébb hajlat is maga felé irányítja a lávaárakat, s így elegendő ahhoz, hogy kijelölje a lávaárak pályáját. Ezáltal az eredeti mélyedésből fokozatosan magaslat, hát lesz. A legkisebb - néhány méteres - magaslat is eltérítette a lávát a folyásirányától. így mentette meg a faluszéli dombocska és a rajta álló kicsiny ház a már kiürített Fornazzót a biztos pusztulástól. Az ilyen felépülési folyamat eredményét legmeggyőzőbben a Paricutin tűzhányó szemlélteti. A láva 1943-ban az épülő hamukúp lábától a 10-40 m mély völgyek felé folyt sugarasan kifelé, ezért pusztította el mindjárt a völgyi településeket, elsősorban az új tűzhányónak is nevet adó Paricutin községet. Majd kitöltötte a völgyeket, s ezek helyén hátakat alakított ki. A következő lávaárak már az egykori völgyek közötti hátakon folytak - melyek az előző lávaömlések során mélyedésekké váltak -, és feltöltötték azokat. Ez többször is megismétlődött. Jelenleg a különböző nagyságú - hosszúságú, szélességű és magasságú - egymás utáni lávaárak 3 nemzedékét figyel­ hetjük meg egymás mellett 3 szintben, amelyek a hamukúp körüli lávamezőt fokoza­ tosan kialakították. Tehát ez is inverziók sorával épült. A lepusztulás menetét az Appenninek belső vulkáni vonulatának egyik legidősebb tagján, a Monté Amiatán (1734 m) tanulmányozhatjuk legjobban, amely 600 ezer évvel ezelőtt működött. Kupola formájú központi tetejéről kifelé tartó és egyre alacsonyodó hátak, oldalgerincek futnak le. Ezek az egykori kitörési központból lefolyó lávaárak maradványai, amelyek eredetileg a feküjükben lévő pliocén tengeri üledékekbe vágódott völgyekben folytak le, majd a lepusztulás során a laza üledékek­ ből fokozatosan kiprepalálódtak, egyre magasabb hátakká váltak (300. ábra). Jelen­ leg ezt a növényzeti különbségek - az erdő borította lávahátak s a környező laza üledékes dombság szántóföldjei - még jobban kihangsúlyozzák. Az inverziókkal épülést és pusztulást a hazai vulkanikus eredetű hegyek kőfejtőinek és formáinak elemzése, valamint összevetése, összefoglaló értékelése egyértelműen

530

299. ábra: A réteges tűzhányók in­ verziókkal való épülésének és pusztulásának általánosított szel­ vénye (a Sár-hegy példája alapján; Székely A. 1987). 1. piroklasztikum, 2. első lávaárak, 3. második lávaárak, 4. jelenlegi felszín 300. ábra: A tűzhányók inver­ ziókkal való pusztulása a Mon­ te Amiata példáján (Székely A. 1987 ). 1. pliocén tengeri üledé­ kek, 2. pleisztocén lávaárak az akkori völgyekben, 3. jelenlegi felszín igazolta, legszebben a Mátrában (a Sár-hegyen) és a Tokaji-hegységben (a NagyKopaszon). A kőfejtők az oldalgerincek, ill. hátak végében vannak. Már magában ez is mutatja, hogy itt van a tömör andezitláva. A kőfejtőkben jól látszik, hogy a lávaárak itt is a hajdani tűzhányó oldalába bevágódott egykori vízmosásokba, ill. völgyekbe folytak le (többszörösen egymás után) különböző magasságban (299. ábra). Majd lazább szórt anyagból álló környezetük gyorsabban pusztult. így itt is - sok millió év múlva az egykori völgyeket kitöltő lávaárak a hátak, közöttük az eredeti piroklasztikumhátak pedig a lepusztulás során völgyekké váltak.

Vulkánmorfológiai módszerek és eredményeik A belső erők által felépített tűzhányókat a külső erők már működésük közben elkezdik pusztítani. Ezeknek a folyamatoknak és az így létrejött formáknak részletes vizsgálata a felszínalaktan feladata. A vulkánmorfológia tehát a magmatizmus és a vulkánosság által létrehozott elsődleges formákat (itt a folyamatok kutatása a geofizi­ ka, a vulkanológia és a vulkángeológia feladata), valamint lepusztulásuk folyamatát, menetét és az így kialakult másodlagos, átalakított formákat tanulmányozza, kutatja. A vulkanológia és a vulkángeológia régebbi, ezért már fejlett, kipróbált módszerekkel dolgozik, nagy a nemzetközi irodalma. Ezzel szemben a vulkánmorfológia csak az utóbbi évtizedekben született, ezekhez módszereket kellett kidolgozni és kikísérletezni, s irodalma is igen szűk, bár több ilyen munka viseli címében a morfológia megnevezést, de tartalma általában csakis az elsődleges formák vizsgálata, főleg tipizálása. Összehasonlító vulkánmorfológiai kutatásaink során bebizonyosodott, hogy a tűz­ hányók jelenlegi formája elsősorban elsődleges alakjuktól, koruktól és felépítő kőze­ teik ellenálló képességétől, valamint a külső erők átalakító tevékenységétől függ 531

301. ábra: Sátoraljaújhelyi Sátor-hegyek és a Vezúv összehasonlítása Cholnoky J. szerint (1936)

(Székely A. 1983). A tűzhányók felszínalaktani kutatásában az első módszer az egyszerű közvetlen összehasonlítás volt. Vagyis megfigyelések alapján keresték az alaktani hasonlatosságokat. így például századunk első harmadában a vulkáni erede­ tű hegységekben minden többé-kevésbé szabályos nagyobb kúp vagy csonkakúp alakú hegyet egykori kitörési központnak, a zártabb, üst alakú mélyedéseket pedig kaldérának véltek, azaz magát a formát tartották döntőnek. Ennek az irányzatnak jellegzetes képviselője Cholnoky J. (1929, 1936; 301. ábra). Ez után nagy haladást jelentett, hogy a formákat egyre alaposabban a földtani felépítéssel egyeztetve vizsgál­ tuk. Az előbbi példákra visszatérve a különböző alakú kúpokat csak akkor minősítet­ tük kitörési központ (ha a rétegek is kifelé dőlnek), illetve kaidéra maradványának, ha ezt földtani felépítésük (szerkezet, kőzetek és településük) is alátámasztja. Tehát a formákat és a fölépítést mindig együttesen összevetve kell elemezni (Székely A. 1960, 1964). Az egyre részletesebb kutatások egyrészt azt igazolták, hogy az elsődleges formák a több millió éves vulkáni hegységekben sem tűntek el nyomtalanul, mint azt többen gondolták (Bulla B. 1954), csak lepusztulásos formákká alakultak át. Más­ részt viszont a csúcsoknak, ill. kúpoknak nagy része már eróziós (távbérc = Fernling) vagy szerkezeti (sasbérc) forma, illetőleg a kettő kombinációja (eróziós sasbérc; Székely A. 1960, 1987). Összehasonlító vulkánmorfológiai kutatásaink során bebizonyosodott, hogy a több millió éve kialudt és azóta pusztuló vulkáni hegységek esetében az egykori formamaradványoknál sokkal jelentősebb az elsődleges vulkáni formák közvetett

hatása a jelenlegi domborzatra, ugyanis irányító szerepet gyakoroltak a lepusztulásra. Az egykori jelentősebb kitörési központok, bár erősen letarolt formában, de többnyi­ re még most is határozottan a lepusztulásszintek fölé magasodnak. Az első vízfolyások természetesen az elsődleges vulkáni lejtőket követték (konzek­ vens vízfolyások), majd a nagy kitörési központok közötti alacsonyabb felszíneken - hegyközi (interkollin) medencékben, nyergekben, kaldérákban - azok formájának, lejtési viszonyainak megfelelő völgyhálózatot alakítottak ki. Míg a magaslatok pusz­ tultak, egyre jobban alacsonyodtak, addig a völgyek mind mélyebben bevágódtak, szélesedtek, s közben újabb és újabb oldalvölgyek rendszere vésődött be. Az eredeti völgyhálózat tehát alapvonásaiban átöröklődött, még akkor is, ha közvetlen nyomai - éppen a bevágódás és szélesedés következtében - nem maradtak meg. Maga a völgyhálózat rejtegeti tehát a legértékesebb információkat az eredeti vulká­ ni formák rekonstruálására. így ehhez a völgyhálózat részletes, többoldalú elemzése a legkorszerűbb módszer (302. ábra). Például a nagyobb kitörési központokat sugara­ san kifelé tartó (széttartó, radiális), a kaldérák belsejét ágas (dendrikus), vagyis nagyjából sugarasan befelé tartó (küllőszerűen összetartó), külső lejtőit a sugarasan kifelé tartó völgyhálózat több­ nyire jól kirajzolja és bizonyít­ ja. A lávatakarókra (fennsí­ kokra vagy hátakra) a párhu­ zamos völgyek jellemzőek. A völgyhálózat-elemzést (25 és 10 ezres) topográfiai térképe­ ken is elvégezhetjük, de légi és

302. ábra: A Börzsöny völgyhálózata (Székely A. 1983). 1. völgyhá­ lózattípus határa, 2. a kaidéra bel­ ső peremfala, 3. a kaidéra feltétele­ zett külső peremének határa. D = ágas (dendrikus) völgyhálózat a kaldéramaradvány belsejében, R = sugarasan kifelé tartó (radiá­ lis) völgyhálózat, S1 = a kaidéra külső lejtőjén, illetve S2 a vulkáni kúp lejtőjén, G = gyűrű formájú völgyhálózat egykori oldalsó kúp lejtőjén, P = párhuzamos konzek­ vens völgyhálózat egykori lávaár lejtőjén 533

űrfelvételeken pontosabb eredményt kapunk, amit lehetőség szerint terepen történő ellenőrzéssel kell kiegészíteni (303. ábra). A vulkánosság általában bizonyos kísérő szerkezeti mozgásokkal, süllyedéssel, ill. emelkedéssel jár együtt, amelyek az elsődleges vulkáni formákat, a domborzatot lényegesen módosítják, sőt gyakran erősebben megváltoztatják, mint a külső erők

534

304. ábra: A Görgényi-havasok tömbszelvénye nyugatról (Székely A. 1959.), v. r. = vulkánrom, r = vulkánroncs (Székely A. 1970, 1973, 1983). A mozgások a vulkánossággal egyidejűek vagy utóla­ gosak lehetnek (szín-, ill. posztvulkáni tektonika). A jelentősebb posztvulkáni szerke­ zeti mozgások tehát meghatározó, irányító szerephez juthatnak a továbbformálásban. 303. ábra: A = A Kárpátok vulkáni koszorúja (Szerk.: Székely A.): 1. kristályos öv, 2. középidei mészkőszirt-öv, 3. középidei mészkő- és dolomitfennsíkok, 4. felsőkréta-óharmadidőszaki flisöv, 5. újharmadidőszaki vulkáni öv, 6. vulkáni vonulat (csapásirány), 7. kaldéraromok vagy -roncsok pereme, 8. vulkáni hegységsor, 9. kipreparált szubvulkáni formák (lokkolit, telér), 10. Belső-Kárpáti medencesor, N.B. = Újbányai (Nova Bana)-hegység, ST. = Selmecbányái (Stiavnica)-hegység, K = Körmöcbányái (Kremnica)-hegység. B = A belső-kárpáti vulkáni vonu­ lat vulkántípusai: 1. sasbércsor középidei üledékekből (a Dunántúli-középhegység keleti szaka­ sza), 2. miocén vulkáni képződmények (főleg andezit, -agglomerátum és tufa, emellett riolit és riolittufa) a felszínen, 3. pliocén végi - pleisztocén eleji bazalt, 4. a belső kaldéraperem maradvá­ nya, 5. a feltételezett külső kaldéraperem maradványa, 6. réteglépcső ignimbritből, 7. sasbércsor vulkáni anyagból, 8. vulkánkúpmaradvány, 9. kürtőmaradvány, 10. lesüllyedt vulkáni képződ­ mények, 11. andezitlakkolit, 12. kipreparált andezittelérek, 13. erősen gyűrt középidei karsztos mészkőhegységek az Északi-középhegység vonulatában. A nagy számok 1-től 6-ig a vulkáni hegység típusát mutatják a szövegbeli számozásnak megfelelően. 14. szerkezeti vonal, amely a középidei és a miocén vulkáni képződményeket elválasztja egymástól 535

Vulkánmorfológiai típusok Az előbbiekben ismertetett módszerekkel és Földünk különböző - egyre távolab­ bi - vulkáni öveiben és éghajlati övezeteiben végzett három évtizedes összehasonlító vulkánmorfológiai kutatások (a Kárpátok vulkáni koszorújából kiindulva, főleg pedig aktív és inaktív vulkánokon Olaszországban a Monte Bericitől a Vezúvig, ill. Szicíliában és a Lipári-szigeteken), valamint az idevonatkozó szakirodalom alapján a lepusztulás előrehaladottsága, az eredeti vulkáni formák átalakításának mértéke, vagyis jelenlegi állapotuk szerint összehasonlító morfológiai elemzéssel az alábbi osztályozást állítottuk föl (Székely A. 1983, 303. A ábra). 1. Ép tűzhányók. Eredeti vulkáni formájukat (elsődleges formák) őrzik, ilyenek mindenekelőtt a működő és a szunnyadó tűzhányók. A felszínüket a külső erők még alig retusálták, s újabb működés esetén ezek a nyomok is eltűnnek, a vulkán tovább­ épül (Etna, Vezúv, Fuji-san stb.). 2. Csorba tűzhányók (másodlagos vulkánok): eredeti formájukat a külső erők már feltűnően átalakították, fölszabdalták, de domborzatukban, formáikban az elsődle­ ges formák még jól felismerhetők, sőt uralkodnak, jellegüket megszabják. Ilyenek azok az elsődleges vulkáni kúpok vagy takarók, amelyeken az eredeti formák még határozottan, jól kirajzolódnak [pl. az Appennini-félszigeten az Albánói-hegyek vagy a Flegrei-mező vulkánjainak nagy része, a Keleti-Kárpátokban a Csornád kettős krátermaradványával (298. ábra), az Eifelben a legtöbb maar], 3. Vulkánromok (harmadlagos vulkáni formák): az eredeti vulkáni formák már erősen átalakultak, módosultak, mély völgyek szabdalják, de azért még jól felismerhe­ tőek, s megszabják a jelenlegi domborzat jellegét. Jó példa a Börzsöny, a Tokaji-hegy­ ség sok vulkánkúp maradványa, a Keleti-Kárpátok vulkáni vonulatának hegységei (304. ábra): a Kelemen- és a Görgényi-havasok, valamint a Hargita, az ÉNy-i Kárpátokban a Polyána, a Madaras (Vtacnik), az ÉK-i Kárpátokban a Vihorlát és a Szinyák, az Örmény-fennsíkon az Aragác kúpja a kaldérát átvágó mély völgyével, Németországban a Röhn és Vogelsberg bazalttakarója stb. 4. Vulkánroncsok (negyedleges formák): az eredeti vulkáni formák elsősorban geofizikai és geológiai módszerekkel nyomozhatok ki, az elsődleges formák bizonyta­ lanok, elmosódottak, de fontos közvetett hatásuk a jelenlegi domborzatra kimutatha­ tó, ezt a völgyhálózat is igazolja. Legjobb példa hazánkban a Dunazug-vulkánroncs (Visegrádi-hegység), az ÉNy-i Kárpátokban a Selmeci-hegység és a Jávoros. 5. Vulkánmaradványok (ötödleges vulkáni formák): eredeti formáik a posztvulkáni szerkezeti mozgások és lepusztulás során megsemmisültek, már csak anyaguk vulká­ ni, formáik szerkezeti (sasbércek, árkok) és denudációs formák. Legjobb példa a Keleti-(Vulkáni) Cserhát (305. ábra), az ÉNy-i Kárpátokban a Körmöci-hegység stb. 6. Vulkáncsonkok (hatodlagos vulkáni formák): a felszíni vulkáni képződmények többnyire teljesen elpusztultak, s éppen a hosszú, erős letárolás során a szubvulkáni formák (lakkolitok, telérek stb.) kerültek felszínre, s a domborzat jellegét ezek hatá­ rozzák meg. Legjobb példa a Mátra lába és az Északi (teléres)-Cserhát.

Az előbbiekben ismertetett módszerek­ kel és összehasonlító vulkánmorfológiai elemzéssel a legrészletesebb kutatásokat a hazai újharmadidőszaki vulkánokon vé­ geztük (Székely A. 1983, 1987). Az ÉNy-i Kárpátok kettős vulkáni övének belső vul­ káni vonulatát képező Északi-középhegy­ ségben 6 különböző típus rajzolódott ki (303. B ábra). 1. Kettős kaldérás vulkán­ roncs (a Dunazug-vulkánroncs vagy Vi­ segrádi-hegység). 2. Központi explóziós kaldérás vulkánrom (a Börzsöny; 303. B ábra). 3. Félköríves beszakadásos kaldéraszerü rétegvulkánroncs (a Mátra; 306. áb­ ra). 4. Centrolabiális réteges vulkánrend­ szer (a Tokaji-hegység) vulkáni kúpsor-

305. ábra: A Keleti-Cserhát (a vulkánmaradvanyok típusa). 1. sasbércvonulatok középső mi­ océn sztratovulkán maradványokból, 2. poszt­ vulkáni üledékekkel kitöltött árkos medencék a sasbércvonulatok között, 3. andezittelérek. 4. törésvonalak, 5. telérközi medencék

maradvánnyal. 5. Lávatakaróroncs (a Keleti-Mátra) párhuzamos kon­ zekvens völgyhálózattal felszabdal­ va. 6. Sasbércsoros vulkáni hegység (a Keleti-Cserhát; 305. ábra), az egy-

306. ábra: A Mátra vízhálózata (Szerk.: Gábris Gy. légi- és űrfelvételekről). 1. fő vízválasztó, 2. vízválasztó, 3. vulkáni szerkezet, 4. vulkánkúp, K = Kékes­ tető, P = Piszkés-tető, H = Havas-te­ tő, Ny = Nyikom-tető, N = Nagy-Havas, S = Somlyó 537

kori vulkán elpusztult, már csak a kőzet vulkáni, a forma nem. A négy aszimmetrikus andezit-sasbércsort három ároksor választja el. A miocén vulkáni hegységeken kívül a kipreparált szubvulkáni képződménynek (andezitlakkolitok és telérhátak), az idősebb (felsőeocén 45 millió éves) vulkánroncsmaradványoknak, majd a fiatal (pliocén 5-4 millió éves és pleisztocén eleji 2-1 millió éves) bazaltvulkáni hegyeknek (bazalttakarók és kúpok) további 18 típusát különböz­ tettük meg (Székely A. 1983, 303. B ábra).

307. ábra: A nógrádi bazalttakarók általánosított szelvénye (a Medves példája nyomán). 1. felsőoligocén homokkőalap, 2. alsómiocén tarkaagyag, riolittufa, helyenként széntelepekkel, melyeket a bazalttakaró védett meg, 3. bazaltpiroklasztikum, 4. pados bazalt, gyakran oszlopos is, 5. aprózódással keletkezett tömbök; kőtengerek, ill. a lejtőkön törmeléktakarók vagy kőfolyások, 6. törmeléklejtő a lejtők alján, 7. a bazaltvulkánosság előtti (prebazalti) erodált felszín, 8. a bazaltvulkánosság utáni rekonstruált felszín, 9. a jelenlegi felszín, Kr = kráterma­ radvány

A külső erők átformáló tevékenysége Először a belső erők által létrehozott elsődleges vulkáni formákat ismertük meg. Korábban a felszínalaktan is csak ezekkel foglalkozott, a külső erők hatását pedig egyszerűen másodlagos vulkáni formákként foglalta össze, ezeket közelebbről nem tanulmányozta*. Az előző alfejezetben bemutatott vulkánmorfológiai típusok viszont már a külső erők pusztító, átformáló hatását is kellő súllyal veszik figyelembe. Az eredeti formákat a vulkánosság alakította ki. Ezek pusztulása, átalakítása, felszabdalása már felépítésük közben, főleg annak szüneteiben megkezdődött. Ennek nyomait azonban - miként láttuk - a további tűzhányó tevékenység betemette. Működésük befejezése után viszont a külső erők az elsődleges formáktól és anyaguktól függően, az azóta eltelt idő függvényében különböző mértékben átalakították. Ezt tükrözi jelenlegi állapotuk, amit az előzőekben ismertetett hat fokozattal jelöltünk meg.

538

308. ábra: A vulkáni ciklus fontosabb szakaszai (Davis, W. szerint): 1. a tűzhányó tevékenysége a domborzatra kiegyenlítő hatású is; a völgyeket feltölti, a kiemelt eredeti felszín viszont pusztul, alacsonyodik, 2. a további kitörések a domborzat általános kiegyenlítődéséhez vezet­ hetnek, az eróziós ciklus normális menete megszakad, 3. a tűzhányók működésének befejeződé­ se után a vulkáni domborzat külön zárt ciklusban pusztul, sugarasan kifelé tartó mély völgyek szabdalják fel, környezetében az eredeti felszín tovább alacsonyodik, 4. a felszín erózióval alacsonyodásának folyamata folytatódik, a szubvulkáni képződmények (telérek) kipreparálódnak

Lepusztulásuk módját és hatékonyságát a mindenkori éghajlat határozza meg. Ezért legjobban az éghajlati övék szerint foglalhatjuk össze. A nedves trópusi övékben a tűzhányó alsó szakaszán, a meredekebb (12-20°-os) lejtön, kb. 1800 m-ig a 4-5 szintes sűrű esőerdő övében a legtöbb a csapadék (kb. 3000 mm), és így sokkal nagyobb a nedvesség. Ezért itt sok újabb patak ered, s a fentről érkezőkkel együtt jóval több vizet szállítanak. Ezért a nagyobb völgyek 100-150 m mélyen is bevágódtak. A sűrűbben

sorakozó kisebb völgyek viszont csak 5-20 m mélyek. A völgyekben a hordalékkavics többsége ép lávakavics, amellyel a patakok bevágódásra képesek. Az enyhébb, nedves völgyoldalakat, de gyakran a völgyek közti felszínt is gyep- és mohatakaró borítja, amelynek a nedves melegben erős a mállasztó hatása. Itt tehát a patakerózió felszab­ daló, valamint a mállás felületi pusztítása a leghatékonyabb. Kevésbé meredek lejtőn körülbelül 1800 m alatt a sűrű esőerdőt kultúrnövényzet, ültetvények váltják fel, s jól láthatóan megerősödik az erózió, mindenekelőtt a talajpusztulás, de a felárkolás is. Itt a természetes növényzet a déli oldalon nedves szavanna, az északin pedig száraz füves szavanna, amelyet a földművelés kedvéért nagyrészt kiirtottak. A vulkánokat több kilométer szélességben enyhén kifelé lejtő (5-6°-os) hegylábfelszín övezi. Ez azonban nem pusztulással keletkezett valódi pediment, hanem a vulkáni szerkezettel előrejelzett félsík, főleg a nagyobb vulkánok körül jellegzetes (Kiliman­ dzsáró, Fuji-san stb.). A szintén kétütemű monszunklímán az erős esőzések idején a csapadékvíz, tavasz végén - nyár elején pedig az olvadékvizek viszonylag gyorsan barázdákat, árkokat vésnek be, amelyek sugarasan szabdalják a vulkánok lejtőjét. Majd az árkok mélyül­ nek és szélesednek. Legszebb a Fuji-sanon, ahol ezt az is gyorsítja, hogy a sok zarándok ezeket a mélyedéseket használja ösvényként, s kitapossák. Az erős olvadás, majd a nagy esők alkalmával a barázdákkal felszeletelt, felárkolt felső piroklasztikumréteg átázik, majd hirtelen megcsúszik, elsősorban a mélyebb és szélesebb árkok felé, s ezeket összenyomja. Ottjártunkkor 1980 szeptemberében az egyik ilyen baráz­ dában vezetett ösvényen a megcsúszó piroklasztikumköpeny tíz zarándokot halálra nyomott. Tehát, ha nagyobb árkokká mélyülnek és szélesednek, akkor elősegítik a csuszamlásokat, amelyek betemetik azokat, de nem nyom nélkül. Ezért általában az újabb árkok is ugyanazon a helyeken alakulnak ki. A felszín fejlődése az egyszakaszos esők övében a szavanna- és a monszunéghajlat területén a leghatékonyabb, a leggyorsabb. A vulkánok meredekebb lejtői vonalas, az enyhébbek főleg felületi erózióval, s ennek megfelelően felárkolással, réteges lemosás­ sal és csuszamlásokkal pusztulnak. A féligszáraz és száraz területeken a nagy hőmérséklet-ingadozás hatására a vulká­ nok felépítése, a kőzetek repedéshálózata, valamint a gyér, illetve a nagyon gyér növényzet a gyors aprózódásnak kedvez. Ezért általában széles pedimentek övezik őket, gyakran több is egymás fölött. A ritka, de kiadós záporok a vulkánok lejtőit, különösen a piroklasztikum-felszíneket alaposan felszabdalják, felárkolják, s renge­ teg törmeléket szállítanak az előtérre, s ahol az piroklasztikumból áll, azt is szelektíve felárkolják. Ez az Anatóliai-fennsíkon, Kapadókiában a legszebb. A száraz övben ennek a fejlődésnek üteme általában lassabb, a mediterrán övben pedig még lassabb, minthogy itt már sokkal több növényzet védi a felszínt, viszont a csapadék, s így a nedvesség is jóval több.

540

A mérsékelt öv nedves (óceáni) területein a mállás, kontinentális vidékein viszont az aprózódás hatékony. A természetes növénytakaró többnyire kb. 800-1300 m-ig zárt erdő, ami a pusztulást lassítja. A gyér növényzetű periglaciális övben a felszínfej­ lődés ismét sokkal gyorsabb. A fagyással aprózódás és a geliszoliflukció nagyon hatékonyan pusztít, ezért a krioplanáció és a kriopediment-képződés a sűrű repedés­ rendszerrel átszőtt vulkáni kőzeteken viszonylag gyors. A hóhatár fölé emelkedő vulkánokat a jég formálja át. Ehhez a kráterek és még inkább a nagyobb kaldérák jó csonthógyűjtő katlanok, s főleg kifagyással, emellett csiszolással számottevően tágulnak. Kellő súllyal kell mindenkor figyelembe vennünk az időtényezőt is, vagyis hogy mennyi idő telt el az utolsó kitörés óta, s ez elegendő volt-e valamilyen növényzet kialakulásához. Különben a kopár felszín friss laza anyaga sokkal gyorsabban és hatékonyabban pusztul. A különböző övezetekben a pusztító erők és folyamatok változását legjobban a trópusok magas vulkánjain figyelhetjük meg közvetlenül egymás fölött, természetesen megint csak erősen a vulkán jellegétől, felépítésétől és domborzatától függően. Leg­ szebb a Kilimandzsárón, az esőerdők övétől az állandó jégig.

A vulkáni kőzetek morfológiája A vulkáni képződményekre általánosan jellemző a sűrű repedés- (litoklázis) háló­ zat. Általában lényegesen több bennük a különböző nagyságú rés, mint más kőzete­ ken. Ez természetes sajátosságuk, ami a vulkáni anyag kihűlésével jár. Mindenekelőtt a legjelentősebb különbség a szórt anyag és a felszínre tört magmaolvadék között mutatkozik. A pörzskő (piroklasztikum) lazább, ezért sokkal gyorsabban pusztul. A kiszórt laza anyagot, a tefrát gyakran már a legközelebbi esők valósággal felszántják, bonyolult, ágas-bogas (dendrikus) vízmosásrendszert vésnek bele - éppúgy, mint általában a lazább üledékes kőzetekbe -, mégpedig annál sűrűbbet és mélyebbet, minél gyakorib­ bak a nagyobb esők. A heves záporok sűrűn barázdált vásottföldeket, ún. badlandeket formálnak. A legnagyobb területen és a legtöbb az Egyesült Államok nyugati részén alakult ki nagyon különleges formákkal. Az ún. wigwamok a kúp alakú indián sátorra hasonlítanak, innen kapták nevüket. A vízmosások fokozatos hátrálásuk során ugyanis kuszán összeszövődnek, s ezek a kúpok tulajdonképpen az egyes vízmosáságak között megmaradt szigetek. Legszebb példája Dél-Dakotában a nagy kiterjedésű Badland Nemzeti Természetvédelmi Terület változatos, fantasztikus for­ máival. A nem összeforrott, s ezért laza tufaár-takarók különösen kedvezőek a vásott földek kialakulására, minthogy anyaguk főleg laza horzsakőből áll. A nagy összésült tufatakarók viszont több száz tufaárból állnak össze, ezért tele vannak nagy, mély repedésekkel. A legnagyobb a Középső-Andokban - Észak-Chile, Dél-Peru és Bolívia területén - kialakult másfél magyarországnyi (150 ezer km2) fennsík. Az 541

andezit vulkáni kúpok havas csúcsain eredő bővizű folyók ezeket több száz méter mély kanyonokkal vágták át, gyakran a szilárd fekükőzetig. Az ignimbritre általában jellemző a fejlett függőleges repedésrendszer, amely az izzó, tufa kihűlése során alakult ki, gyakran több kilométer hosszúságban. Ezek azután jelentősen tágulnak, egyrészt aprózódás hatására felületük héjszerűen lepattogzik, s ez sima sziklafalat hoz létre. A legszélsőről nagyobb darabok törnek le, sőt egész tömbök is leomlanak, s ezzel a sziklafal fokozatosan hátrál. Másrészt az időszakos és az állandó patakok útját előrejelzik, amelyek ezeket szűk völgysikátorokká formál­ ják. Helyenként erős az antropogén átformálás is. A gyakran használt kocsiutak 2-4 m mély úttá vágódnak be, ezek alján a keréknyomok néhány deciméteres baráz­ dái készítik elő a további bevágódást. Helyenként lakásokat, pincéket véstek be, a Bükkalja ignimbrit réteglépcsőin. Cserépfalu környékén az egykor méhkaptároknak kifaragott kaptárkövek nevezetesek. A lávák sajátosságai - miként láttuk - vegyi összetételük, ill. sűrűségük szerint változnak. A savanyú lávák a legellenállóbbak. és hagymaszerű szerkezetük-következményeként eredeti formájukat legtovább - hosszú évmilliókon keresztül is - jól megőrzik. Ha ugyanis a legfelső réteg lepusztul, eredeti formájuk mindössze ennyivel kisebb lesz, különben lényegében elsődleges formájukat mutatják. Kemény lávaréte­ geik általában a repedések mentén aprózódással pusztulnak. A legnagyobb kovasavtartalmú vulkáni üveg, az obszidián minden ütésre, erősebb nyomásra, vagy hőmér­ séklet-ingadozás’ révén is kisebb darabokra pattan-szét. A dácit- és riolittufák nagy területet borítanak sokfelé vastagon. Ezeken is az ignimbritre jellemző formákhoz hasonlóak alakultak ki, de sokkal gyorsabban. Ezért a mélyutak olykor 10 méterig is bevágódnak, és házcsoportokat melléképületekkel, udvarokat, hosszú pincejáratokat, kazamatákat (nálunk az egri és a siroki várban), valamint templomokat oltárokkal és szobrokkal véstek bele. A legismertebbek Tö­ rökországban Kapadókiában, ahol egész településeket alakítottak így ki az elmúlt évezredek folyamán, nálunk pedig a Tarna és az Eger folyók közötti széles tufasáv­ ban, ill. a Bükkalján, főleg Noszvaj és Cserépfalu környékén, A kovás oldatokkal keményített riolittufak sokkal ellenállóbbak, ezért környezetükből kipreparálódnak. így nagyon különböző nagyságú és alakú sziklaformákat képeznek. Ilyenek pl. Bulgá­ riában a kardzsali kőgombák, hazánkban pedig a siroki várhegyen az „Apáca és barát" feltűnő sziklaképződményei. A semleges összetételű lemezes vagy vékonypados lává­ kat az aprózódás (főleg szárazabb éghajlaton), a vastagpadosakat pedig főként a mállás formálja. Az utóbbi elsősorban ott hatékony, ahol a feltörő kísérő vulkáni hévizek a kőzeteket megbontották, ilyenkor nagyobb mélyedések, tágas medencék alakulnak ki. Az andezitfalak, tornyok, bástyák, lépcsők különösen szépen fejlettek a posztvulkáni hidrotermák által kovával átitatott rendkívül kemény andeziteken. Az andezitagglomerátum formái kötőanyaguktól függnek. Ahol ez eltérő, ott a szelektív denudáció nagyon változatos formákat alakít ki. (Erre példaként a Visegrádi-hegy­ ségben a Vadállókövek nagyon jellegzetesek.)

542

A hígan s ezért gyorsan lefolyói bázikus lávák lassú kihűlésük folyamán sokszög alakban repedeznek föl, mint a folyók árterén az iszapos agyagos üledékek, ha kiszáradnak. Leggyakrabban hatszögűek, de négyszögtől a nyolcszögig mindegyik forma előfordul. Az ír-sziget ÉK-i sarkában az Antrim-platón és a Staffa-szigeten, valamint partjaikon tornyosuló több száz eltérő formájú bazaltoszlop a legismertebb és a legszebb. A bázikus lávákat főleg az aprózódás formálja. Ezt a kőtengerek, kőfolyások, törmeléktakarók, törmeléklejtők stb. tanúsítják (307. ábra.) A bázikus vulkánokon kevés a piroklasztikum, az is általában a bazalt alatt helyezkedik él; így jelentősebb formáló szerepe nem lehet. Ezek a piroklasztikum talpazatú (ha véko­ nyabb), ill. alapzatú (ha vastagabb a pörzskő a láva alatt) fennsíkok, ill. hegyek. Nagyon jellegzetesek a feküjüket megvédő tanúhegyek (hazánkban főleg a Balaton környékén).

Irodalom Bulla B.: A két Csiki-medence és az Olt-völgy kialakulásáról. Földr. Közi., 1945. Cholnoky J.: Magyarország földrajza. Pécs, 1929. p. 167. Cholnoky J.: Magyarország földrajza - A Föld és élete, VI., Budapest, 1936. p. 530. Gyarmati P.: A Tokaji-hegység intermedier vulkanizmusa. MÁFI Évkönyve 68., p. 195. 1977. Láng S.: Természetföldrajzi tanulmányok az Észak-magyarországi Középhegységben - Föld­ rajzi Közi., 77., 1953. 21-64. Nemerkényi A.: A Kárpátok vulkáni vonulatának távérzékelési módszerekkel végzett tűzhányó-felszínalaktani vizsgálata - Földr. Közi., 110., 1986. 305-321. Pinczés Z.: A tönkösödés kérdése a Zempléni-hegység déli részén - Földr. Ért., IX/4., 1960. 463-477. Pinczés Z.: The Tokaj (Zemplén) Mountains. Carpatho-Balcan Geomorphologica Commision guide Book of Excursions Debrecen. 1987. 27-55. Rittmann, A.: Vulkáné und ihre Tátigkeit. F. Enke, Stuttgart, 1960. Szádeczky-Kardoss E.: A föld szerkezete és fejlődése. 1968. 340. Székely A.: Az erdélyi vulkanikus hegységek geomorfológiai problémái - Földr. Közi., 83. 1959. 235-260. Székely A.: A Mátra és környékének kialakulása és felszíni formái - Kand. ért. 1960. p. 762. Székely A.: A Mátra természeti földrajza - Földr. Közi., 88. 1964. 199-216. Székely A.: Structural forms and neotectonic movements in the Hungarian Mittelgebirge. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica. Vol. XII. 1973. 63-73. Kraków. Székely A.: Die verschiedenen Einebnungsfláchen des Mátra-Gebirges. Würzburger Geographische Arbeiten. 45. 155-176. 1977. Székely A.: Vergleichende vulkanische Mittelgebirgsforschung in Ungarn. Ungarn - Deutsch­ land wissenschaftliche Kolloquien. München, 1983. 207-246. Székely A.: A Sár-hegy kialakulása és felszíni formái - Föl. Hist. nat. Mus. Matr., Suppl. I, 1985. 7-37. Székely A.: Vergleichende geomorphologische Untersuchungen an Vulkánén der Tropen und Randtropen - Geoökodynamik 7. Darmstadt, 1986. 129-160. 543

Székely A.: Vulkáni hegységeink a legújabb kutatások tükrében - Földr. Közi., 111. 1987. 134-142. Székely A.: Geomorphology of the Intra Carpatian volcanic range. Geomorphological and Geological Essays Studies in Geography in Hungary, 25. Budapest, 1989. p. 49-60. Székely A.: Resculpturing of basaltic mountains of the Northwestern Carpathians in the Pleistocne. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica. Kraków, 1992.

A karsztosodé kőzetek alaktana (karsztgeomorfológia) A felszínközeli kőzetek többsége a hidrológiai körfolyamatban mozgó vízben (ún. természetes vízben) bizonyos mértékig oldható. Közülük a karsztosodó kőzetek azon­ ban a természetes vizekben olyan nagy mértékben oldódnak, hogy a karsztosodáshoz szükséges feltételek között rajtuk a meghatározó formaképző folyamat az oldódás. A karsztosodó kőzetekre hatnak a nem karsztosodó kőzetekre jellemző exogén felszínformáló folyamatok (erózió, aprózódás, mállás stb.) is, de a karsztok jellegét az oldásformák adják meg, és a rájuk jellemző folyamatokat, alakzatokat karsztjelen­ ségeknek nevezik. A karsztjelenségek egy belső állapot külső tulajdonságmegnyilvá­ nulásai (Jakucs L. 1971), amelyeknek kialakulásfolyamatait azok tényezői szerint a karsztmorfogenetika vizsgálja. A vizsgálat tárgyát képező formatípusok meghatározott kőzettani feltételekhez kötöttek, ezért a karsztalaktan a kőzetmorfológia része, ugyanakkor kutatja az éghajlati feltételek jelentőségét is a klimatikus geomorfológia keretében. A karsztje­ lenségek részben felszíniek, részben felszín alattiak, mivel a karsztban a víz háromdi­ menziós üreg- és oldásjáratrendszert alakít ki. A felszín alatti járatrendszerrel foglal­ kozó tudományág a szpeleológia (barlangtan), amely időrendben már korábban kialakulva, később integrálódott a karsztmorfogenetikába. A karsztosodás a termé­ szetben összetett, számos fő- és segédtényező által szabályozott folyamat, amelynek „motorja”, energiaellátója alapvetően a hidrológiai ciklus. Mivel a karsztosodás lényegi folyamata az oldódás, a karszt létrejöttéhez néhány alapfeltételnek kell megvalósulnia: 1. Jól oldódó, szilárd szerkezetű kőzet jelenléte, amely csak elhanyagolható mennyi­ ségű nehezen vagy egyáltalán nem oldható mállási maradékot (reziduum) tartalmaz. Utóbbi jelentékeny mennyisége nehezítené a további oldást, illetve eltömné az oldási üregeket. Ahhoz, hogy valódi karszt alakuljon ki, az oldható kőzet viszonylag jelentős (általában több km2-es) kiterjedése és a térbeli vízvezető rendszer kifejlődéséhez megkívánt vastagsága szükséges. E tekintetben a Föld karsztjai között rendkívül nagy a változatosság: pl. a pennsylvániai (USA) Loyalhanna-mészkő 10-20 m vastag rétegében kiterjedt barlangrendszer alakult ugyan ki, de a felszín karsztformái mind­ 544

össze néhány oldásos mélyedésre korlátozódnak, ugyanakkor az adriai partvidék helyenként 9000 m vastag karbonátos kőzetekből álló rétegsorában a felszíni és felszín alatti formák sokasága jöhetett létre. 2. Jelentős mennyiségű, oldószerként szolgáló, többnyire kőzetagresszív anyagokat tartalmazó, főleg csapadékeredetű víz jelenléte, amely az oldat formájában és magával ragadott (fluviorapció, attrició) hordalék alakjában elmozdított kőzet szállítóköze­ ge is. 3. A kőzet hasadékossága, megfelelő réstérfogata, vízátbocsátó üregtérfogata. Az angol nyelvű szakirodalomban megkülönböztetnek elsődleges porozitást, amely a kőzet leülepedése során keletkezett és másodlagos porozitást, amely repedések és vízvezető üregek formájában a diagenezis és tektonikus mozgások terméke. A vizsgá­ latok szerint a karsztosodás olyan kőzetekhez kapcsolódik, amelyeknek az elsődleges porozitása kicsi (< 15%), de a másodlagos réstérfogata nagy. Ez teszi lehetővé a víz átjutását a sokszor tömött szövetű karsztosodó kőzeteken és háromdimenziós vízve­ zető rendszer kifejlődését, továbbá ezáltal sokszorosra növekszik az oldásaktív érint­ kezési felület a kőzet és a víz között. Amennyiben a karsztosodás alapfeltételei adottak, a karsztosodási folyamat erős­ ségét és az általa létrehozott karsztformákat a karsztosodás tényezői határozzák meg. A karsztosodás számos tényező által irányított, összetett folyamat, amelyre a víz oldó tevékenysége mellett és azon keresztül is, a földrajzi környezet széles skálán mozgó adottságai hatnak. Ezek Jakucs L. (1971) csoportosításában főleg a következők: a) a kőzet fajtája (petrovariancia), b) szerkezeti viszonyok (epirovariancia), c) klímavi­ szonyok (klímavariancia), d) domborzati adottságok (geomorfológiai variancia). A legújabb vizsgálati eredmények szerint ezekhez járulnak a talajtakaró minőségi és mennyiségi tulajdonságai. A karsztosodás tényezőinek hatásai végső soron hidrológiai és geokémiai folyama­ tokban összegeződnek. Napjainkban egyre inkább elfogadott a karsztosodás rend­ szerszemlélete, miszerint a karszt olyan nyílt rendszer, amely egy geokémiai és egy hidrológiai alrendszer működő együttese. A karsztformák a karsztkémiai és karszthidrológiai folyamatok kölcsönhatásainak termékei ezekben az összekapcsolt alrend­ szerekben. Előfordul, hogy az egyes tényezők (pl. klímatényezők) megváltozásával a hidrológiai és geokémiai alrendszerek szétválnak, de a kialakult karsztformák megőr­ ződnek az új viszonyok között is: ezeket paleokarsztnak nevezzük. Gyakorta találunk erre példát a mérsékelt égövön; a harmadidőszak trópusi körülményei között formá­ lódott karsztalakzatok megsüllyedve a fiatalabb fedőtakaró alatt megmaradtak pl. Magyarország, Thüringia, Lengyelország néhány karsztterületén. Egyes esetekben a paleokarsztok a nem karsztosodó takaró alól exhumálódnak, és újra megindul ben­ nük az aktív karsztosodás, aminek következtében átformálódnak. Ellentétes irányú elmozdulás, többnyire emelkedés eredményeként jöhettek létre reliktumkarsztok. A maradványkarszt az erózióbázishoz, ez esetben a karsztvíznívóhoz képest megemel­ kedve eltávolodott az őt kialakító hidrológiai hatásoktól, de karsztosodott jellegét hosszú időn át megőrzi. Pl. árasztásos karsztsíkságként formálódott térszínek terasz­ 545

maradvány-dombok alakjában őrződtek meg, vagy a karsztrögök kiemelt, a karszt­ vízszint fölé került szárazbarlangi ai képviselik ezt a típust. A karsztos felszínekre általában a felszíni vízfolyások fejletlensége, hiánya, a kis vízfolyássűrűség jellemző. A lefolyásra kerülő csapadékhányad túlnyomórészt beszi­ várog, elnyelődik a karsztok hasadék- és nyelőhálózatában. Az így kialakuló háromdimenziós térbeli hidrográfiai rendszer magyarázza a felszíni eróziós domborzat jellegtelenségét, a viszonylag gyenge domborzati tagoltságot, de indokolja a karsztfel­ színek látszólag rendkívül lassú lepusztulását is. A karsztterületek és karsztformák konzerválódása tehát a karszt jellemző belső tulajdonsága, amely a térbeli karsztoso­ dás folyamatából egyenesen következik. A karsztok denudációja intenzitásban nem marad el a „normális lepusztulás” területein tapasztalttól, az anyagkihordás mennyi­ sége - a karsztos vízgyűjtőről távozó folyók hordalékmérése alapján - semmivel sem kisebb azokénál, de a kőzeteltávolítás a karsztosodó összlet teljes vastagságára vonat­ kozik. Ilyen módon jön létre a viszonylag kis reliefenergiájú karsztfennsík, a karsztplató vagy planina, a karsztterületek - tektonikus nyugalomban - földtörténetileg is általában hosszú életű, jellemző nagyformája, amely magán és magában hordozza a karsztformák és karsztjelenségek sorozatát. Mivel a karsztosodás folyamata a kőzet oldhatóságán alapul, a karsztjelenségek a jól oldható és mennyiségileg-területileg jelentős felszínalkotó és felszínközeli kőzetek­ hez kötődnek. Ezek túlnyomó többségükben az üledékes kőzetek közé tartoznak, amelyeknek mindhárom csoportjában - törmelékes, vegyi és szerves üledékek előfordulnak karsztosodó kőzetek. A legtömegesebb megjelenésűek a karbonátos kőzetek, amelyek uralkodó ásványaiban (kalcit, aragonit, dolomit) CO2--anion kap­ csolódik valamely (Ca2 + -, Mg2 + - stb.) kationhoz. A karbonátos kőzetek felszíni megjelenését a jégmentes szárazulatok ~ 12%-ára teszik (309. ábra), azonban ezen belül csak ~ 7-10% a karsztosodott terület ott, ahol a karsztosodás egyéb alapfeltéte­ lei is jelen vannak. A kontinensek közel tizedrészét alkotó, főleg mészkő- és a jóval kisebb kiterjedésű dolomitkarsztok zömükben az északi féltekén találhatók. A déli félgömbön csak a hajdani Gondwana utódkontinenseinek peremein jöhettek létre a krétától kezdve nagyobb karsztterületek. A karsztok gazdasági jelentőségét mutatja, hogy területükön él az emberiség jelentős hányada, és a Föld népességének 25%-a használ fel karsztvizet. A szakirodalomban gyakran evaporitoknak nevezett szulfátos és sókőzetek kiváló­ an oldódnak vízben. Előbbiekben SO|“-anionhoz kapcsolódik a Ca2 + -, K+-, Mg2+kation - főleg gipsz és anhidrit formájában -, utóbbiakban a Cl_-anionhoz Na+-, K+-. Mg2+-kation társul kősó- és kálisóösszleteket alkotva. Jelentős globális elterjedésük ellenére - éppen rendkívül gyors karsztosodásuk miatt - csak kis területeken felszínal­ kotók; a gipszkarsztok legnagyobb előfordulásai Kanada, az USA és Oroszország területén vannak, kisebb kibukkanások sok más országból ismertek. A sókarsztok földtörténeti értelemben rövid életűek, a felszínen csak kis területfoltokon, sivatagos éghajlati viszonyok között fordulnak elő. A szárazföldi területek 1/4-én elterjedt evaporitok túlnyomó részét 200-300 m-nél vastagabb borítás fedi, gyakran > 1000 546

309. ábra: Jelentős karbonátos kőzet-előfordulások a felszínen (Ford, D. C. után). 1. karboná­ tos kőzetek vagy túlnyomórészt karbonátos rétegsor felszíni megjelenése; 2. kisméretű vagy bizonytalan kiterjedésű karbonátos kőzetkibukkanás m vastag összleteik a rétegközti oldódás és mélységi karsztosodás színterei. A szilikátos kőzetek közé tartozó kvarciíok és kovasavas (arkózás) homokkövek is mutathat­ nak oldással keletkezett karsztformákat. A kristályos állapotú kvarc alig oldódik a természetes vizekben, de az amorf Si02, amely gyakori cementezőanyag, jobban oldható. Különösen megnő mindkét alak oldódóképessége 50 °C-nál melegebb vizek­ ben. A homokkő- és kvarcitkarsztok nagyon ritkák, de ahol kifejlődtek, igen látványos formákat mutatnak (pl. a Sarisarmama Plató hatalmas aknaképződményei Venezue­ lában, vagy az Arnhem-föld folyosókarsztja Ausztráliában). A kemény szilikátkarszt kialakulásának feltétele: 1. a kőzet tisztasága - hogy a kezdeti oldásjáratok ne tömődjenek el; 2. a tág és nagyméretű repedések jelenléte a vastag rétegzettségű kemény kőzetben; és 3. az aprózó, mállasztó folyamatok (pl. a fagy okozta aprózó­ dás) hiánya. A fenti feltételek között is nagyon lassú az oldásos formák kifejlődése. Néhány magas mésztartalmú, illetve szénsavas mésszel összecementált szemcsézetű kőzetfajta, mint a lösz, a meszes homokkő és a mészmárga, kalcium-karbonát-tartalmának oldódása révén hajlamos karsztosodási folyamatokra, karsztos formák képzé­ sére. A karsztosodási alapfeltételek tökéletlen kifejlődése - pl. a kellő szilárdság hiánya vagy a nagy mennyiségű málladék, oldási reziduum keletkezése - azonban 547

nem teszi lehetővé valódi karsztok létrejöttét ezeken a kőzeteken. Hangsúlyozzuk mindemellett, hogy a karsztos folyamatok és az időleges, rövid életű karsztjelenségek hozzátartoznak e kőzetek formaképződéséhez és lepusztulásához. A karsztok jellegét az oldásfolyamat - a karsztkorrózió - adja meg, de emellett és ezzel kölcsönhatásban hatnak a szokásos, nem karsztosodó kőzeteken jellemző exo­ gén felszínalakító folyamatok is. Közülük a legfontosabbak Jakucs L. (1971) csopor­ tosításában a következők: a) eluváció (mállás, aprózódás); b) derázió (lejtőlemosás, törmelékek gravitációs mozgása); c) folyóvízi erózió. A korróziós fejlődés számos változatának, fokozatának és az egyidejűleg ható más - elsősorban mechanikai hatást kifejtő - folyamatok tevékenységének, kölcsönkapcsolatainak eredményeként a karsztok domborzata, a karsztos tájak képe nagyon változatos lehet, és gyakran a legkisebb tájegységenként is jelentősen különbözik. Egyes karsztterületek meredek lejtőjű látványos és bizarr formákkal - mély süllyedékekkel, berogyásokkal, csipkézett kontúrú kiemelkedésekkel, izolált tornyokkal hívják fel magukra a figyelmet, másokat a kiterjedt síkok, lágyan lekerekített dombok és mélyedések, talajborítás és kopár sziklafelületek egymásra következése jellemez. Mindezek sokféleségében - a meghatározó oldófolyamatoknak megfelelően - a karsz­ tos tájak karakterisztikus alakzatait White, B.W. (1989) nyomán a következőkkel jellemezhetjük: - zárt mélyedések változatos méretekben és összetételben, - szaggatott felszíni lefolyások és vízelvezetések, - felszín alatti vízvezető üregrendszerek és barlangok. Mindezen jellegzetességek klasszikus formában ismerhetők fel a karsztok névadójának, a horvátországi Karsztnak a területén, amely a Dinári-Alpok isztriai, krajnai legtömegesebb része. A karszt kifejezés a pre-indoeurópai gyökerű karra (kő) szótörzsre vezethető vissza. Ebből származtatják a római kor helyi tájnevét - Carsus vagy Carso illetve a kars-on keresztül a kras délszláv elnevezést, ami köves, kopár talajt jelent. Későbbi germanizálódott alakja a karst, amit a XIX. századi bécsi földrajzi és geológiai iskola vezetett be a szakirodalom­ ba, mint azon jelenségek megnevezését, amelyek hasonlóak a Karszt-hegység területén megis­ mertekhez. A karsztok változatos formatípusait sokféle szempont (kőzetminőség, formai bé­ lyegek, tszf-i magasság, éghajlati övék, az erózióbázishoz való viszonyuk, méreteik stb.) szerint lehet osztályozni. A kutatások mai szintjén előtérbe kerültek funkcionális és genetikai kapcsolataik, és lehetővé vált a karsztformák rendszerszemléletű általá­ nosítása, ami megfelel a karsztmorfogenetikai követelményeknek. A további kutatást igénylő számos, még nyitott kérdés, a karsztosodási kölcsönkapcsolatok bonyolultsá­ ga miatt a karsztos rendszerek vázlatai eltérnek egymástól. Az újabb általánosítások közül Ford, D. C.-Williams, P. W. (1989) átfogó szkémáját a 310. ábra szemlélteti. Általánosított karsztrendszerük eróziós és akkumulációs zónára bontott. A vég­ eredményt illetően erodálódó övezetben (nettó eróziós zóna) a karsztosodó kőzet elszállítása jellemző, főként oldás vagy oldás által kiváltott más folyamatok (pl. az 548

oldással kitágított járatokban áramló víz és hordaléka mechanikai tevékenysége) révén. A beszivárgó és elnyelt, valamint a nem karsztos szomszédságból származó vadózus víz által oldott járatok határozzák meg a karszt jellegét. Az elnyelt víz túlnyomó része viszonylag sekély mélységben cirkulálva rövid ideig marad a felszín alatt. Kis hányada a mélybe jutva meleg karsztvízzel, a vulkáni kőzetek és a nem karsztos üledékes kőzetek vizével elegyedik, az oldási rendszert a mélység felé kiter­ jesztve. A tengerpartok közelében az édesvíz a sós vízzel keveredik és oldóképessége erősödik. Az eróziós zónában jönnek létre a sajátos karsztformák, amelyeket kiterje­ désük alapján kis (< 10 m), közepes (10-1000 m) és nagyméretű (> 1000 m) formacso­ portokba osztanak. Funkciójuk szerint szokásos a nyelő-bevezető (input), a közvetítő (throughput) és a kivezető-kifolyási (output) szerepek megkülönböztetése a karsztrendszer keretein belül. A nyelő formák vannak többségben (karrok, víznyelők, dolinák, vakvölgyek, poljék), köztük néhány (lapos fenekű völgyek, poljék) a felszíni lefolyás közvetítésére is szolgál. Az eróziós bevágódások, szakadékvölgyek a karszt­ vízkivezetés színterei, ahol a források környezetében az oldatokból kicsapódott hor­ dalék forrásmészkő- (travertino) formákat (mésztufagátak) épít fel. Az eróziós zóná-

310. ábra: Általánosított karsztrendszer átfogó vázlata (Ford, D. C. nyomán). I. vízbevezető­ víznyelő felszínformák, II. vízkivezető, kifolyási és maradványformák, III. újrakarsztosodásra alkalmas kőzetek felhalmozódásformái. A - karsztosodó kőzet, B - vízzáró átalakult kőzet, C - vízzáró üledékes kőzet, D - magmás kőzet, E - szivárgási és áramlási irányok, F mélységivíz-feláramlás, G - sósvíz, sósvíz-behatolás a karsztos kőzetbe, H - kevert karsztvíz. 1. nem karsztos felszín lefolyása, 2. vakvölgy, határpolje, 3. karros felszín, 4. dolinák (töbrök), 5. polje, 6. forrásmészkő-felhalmozódások, mésztufagátak, 7. karsztos peremsík, maradvány­ formák, 8. marschok, dűnék, 9. lagúnafelhalmozódások 549

ban a helyi körülményeknek megfelelően lerakódás (szedimentáció) is előfordul, de csak átmeneti jelenségként. A hátráló forrásos térszínekhez kapcsolódnak a karsztos maradványformák (dombok, tornyok, szirtek) a közöttük kialakuló karsztsíkságokkal. A végeredményében felhalmozódásos övezet (nettó lerakódásos zóna) főként a karszt peremén vagy a part menti részeken, gyakran az árapály által érintett sávban alakul ki. Az utóbbit jellemző szedimentáció sajátos újrakarsztosodásra alkalmas formákat (marsch, dűne, lagúna) épít itt fel.

A mészkőkarsztok formálódása A felszínen legtömegesebb karsztosodó kőzet a mészkő. A mészkőben alakultak ki klasszikus formában a karsztosodási folyamatok és karsztos formák; a karszt fogal­ ma sok tekintetben a mészkőkarsztot jelenti. A karsztrendszer integrált része a karsztkémiai és karszthidrológiai alrendszer, amelyek összetett folyamataiból a karsztformák levezethetők. A karsztosodás meghatározó folyamata a karsztkorrózió, a szilárd kőzet vizes oldatba való átmenete. A karsztkorrózió a mészkő, illetve az összetevő ásványok (kalcit, aragonit stb.) oldódását jelenti, amelynek során a mészkövön oldásformák - korróziós formák - keletkeznek. E sajátos oldásos denudáció folyamatával egy időben hatnak a lepusztulás más folyamatai is, ezért a karsztformák létrejötte gyakran komplex folyamat. Az oldás során a víz, a mészkő ásványai és az oldás különböző formáiban közremű­ ködő agresszív vegyületek között (amelyek ionok formájában vannak jelen) nagyobb­ részt megfordítható kémiai átalakulások mennek végbe, miközben a rendszer a résztvevő anyagok koncentrációjának változásával kémiai egyensúly (equilibrium) elérésére törekszik a tömeghatás törvényének megfelelően. Korróziós equilibrium esetén az összetartozó koncentrációk szorzatának aránya állandó szám (egyensúlyi állandó: K), amely a hőmérséklet függvénye. Ebből következik, hogy a korróziós aktivitás a környezet hőmérsékletével változik. A karsztkorrózió heterogén kémiai rendszerben megy végbe, amely lehet kétfázisú (szilárd kőzet és agresszív víz) - ilyen körülmények alakulnak ki a vízzel teljesen kitöltött üregekben és pórusokban - és háromfázisú (szilárd kőzet, agresszív víz és levegő); ennek felelnek meg a nedvesített, elárasztott karsztfelszínek, a karsztvízszint feletti szivárgási öv (aerációs zóna) üregei, járatai és a folyási öv (a karsztvízszint ingadozás zónája) levegőt is magukba foglaló barlangjai. A mészkő oldódása a természetben többféle kémiai reakciósorozat szerint megy végbe. A szakirodalom megkülönböztet: tiszta vízben történő karbonátos oldást, szénsavas vízben való hidrogén-karbonátos oldcist és más savak és mészagresszív vegyületek által kiváltott mállást. 1. A karbonátos oldás során a mészkő kismértékben oldódik a vízben: , a rendszerben egyensúly alakul ki, amely függ 550

a hőmérséklettől és az ásvány (kalcit, aragonit, dolomit) kristályszerkezetétől. Ezen a módon csak nagyon kevés mészkő oldódik. A karbonátos oldás önmagában nem alakíthat ki jelentős korróziós formákat, annál is kevésbé, mivel a természetes vizek kémiailag ritkán tekinthetők tisztának. 2. A hidrogén-karbonátos (hidro-karbonátos) oldás esetén a vízben oldott szén­ dioxid a vízzel mészagresszív szénsavat alkot, amely a kalcium-karbonátot kalciumhidroaén-karbonát formáiában oldia:

(1) (2) A hidrogén-karbonátos oldódás mértékét tehát a mészkővel érintkezésbe kerülő vízben elnyelt CO2 mennyisége határozza meg, ami a Henry-törvény alapján a követ­ kező összefüggés szerint számítható: oldott szén-dioxid (CO2(aq)) g/l =L · p(CO2) · 1,963, ahol L = a hőmérséklet szerint változó abszorpciós koefficiens, (3) 1,963 = 1 liter CO2 tömege g-kban (1 atm, 20 °C), p(CO2) = a CO2 parciális (részleges) nyomása a levegőben. A vízben oldott CO2 azonban nem egészében használódik fel a CaCO3 oldására, mert bizonyos hányada az oldott hidrogén-karbonát - annak koncentrációjával fokozot­ tan növekvő arányban - oldatbani egyensúlyban tartásához szükséges. Ezt a CO2mennyiséget egyensúlyi vagy tartozékos szabad szén-dioxidnak (szabad szénsavnak) nevezik. A hidrogén-karbonátos oldás esetén a vízben elnyelt összes CO2 a következő formákban van jelen: 1. kalcium-hidrogén-karbonát (Ca(HCO3)2) - kötött szénsav 2. egyensúlyi (tartozékos) szénsav - szabad szénsav 3. agresszív szénsav - szabad szénsav Az agresszív szénsav további mészkőoldást végez, egészen az egyensúly beálltáig az oldatban. Ha a kémiai egyensúlyban lévő karsztvíz szabad - egyensúlyi - széndioxid­ ja egy részét a levegőbe leadja, az egyensúly megbomlik, és mészkőkicsapódás (édesví­ zimészkő-, forrásmészkő-, mésztufa- vagy travertin-képződés) indul meg. Az, hogy adott hőmérsékletű karsztvízben növekvő mennyiségű karbonátoldáshoz fokozottan növekvő mennyiségű CO2-ra van szükség, nagy jelentőségű a korróziós formák, különösen a mészkőtömeg mélyében, zárt rendszerben, kétfázisú (szilárd, folyékony) körülmények között képződő oldásjáratok keletkezése esetében. Azt a jelenséget, hogy különböző egyensúlyi állapotban lévő (különböző szén-dioxid-tartalmú) telített (saturált) karsztvizek találkozásakor az összevegyült - korábban külön-külön egyen­ súlyban lévő - karsztvíz ismét oldóképessé válik, Bögli, A. (1964) keveredési korrózió­ nak nevezte. Ennek egyszerűsített magyarázata az, hogy a keveredett karsztvizekben az oldott kalcium-hidrogén-karbonát-koncentráció csökken, az oldatban tartott kö­ tött karbonáthoz kevesebb egyensúlyi szénsav szükséges, tehát a korábban magasabb 551

karbonátkoncentrációjú vízből egyensúlyi szénsav alakul át agresszív szénsavvá a kevert vízben. Ilyen módon magyarázható a karsztok belsejében - ahol más CO2utánpótlás nem tapasztalható - a korróziós formák (üregek, barlangtágulatok) kelet­ kezése. A CO2-tartalmú karsztvizek számos, az oldás során keletkezett vegyületet, iont tartalmaznak: CaHCO+3, Ca2 + , H + , H2CO3, CO23-, HCO3- , OH-. Ezek koncentrá­ ciója és egymáshoz való aránya dinamikusan változik, a többfázisú rendszer határfe­ lületén keresztül kiegyenlítődés megy végbe (311. ábra). Az oldatban a változások a termodinamika szabályai szerinti irányban mennek végbe. A reakciók sebességét és mechanizmusát a kinetika magyarázza, amely egyre inkább alkalmazásra kerül a karsztmorfológiában.

Ismereteink szerint a hidrogén-karbonátos oldás a korrózió leghatásosabb formája a karsztosodás során. Ezért a szén-dioxid-ellátás forrásainak, mennyiségének, mozgá­ sának feltárása a karsztkutatás legfontosabb kérdéseinek egyike. A CO2 a legoldékonyabb atmoszférikus gáz, amelynek a teljes légnyomáson belüli saját, részleges szén-dioxid-nyomása [p(CO2)j van, ennek átlagos értéke a tenger szintjén 339 Pa (0,000339 atmoszféra, 0,033%), ami 0,5-0,6 mg/l CO2-nak felel meg. Az átlagérték a tszf.-i magasság növekedésével, továbbá friss hó és erdős vegetáció felett kismértékben csökken. A régebbi véleményekkel szemben a légköri CO2 jelentős karsztos korróziót nem okozhat: a víz és a vele érintkező légtér CO2-tartalma equilibriumban van, viszont a karsztvizek nagyságrendekkel több CO2-ot tartalmaznak, mint az atmoszféra. A szabad légtérhez viszonyítva a barlangok légtere általában 2-20-szor több CO2-ot foglal magába (Renault, P. 1979, Ek, C. 1985), amely túlnyo­ 552

mórészt a karsztosodó kőzet feletti málladéktakaróból (talajból) ered. Nagy sűrűségű gáz lévén, gravitációsan, a hasadékokon keresztül diffundál a mélybe, vagy az elnyelt víz viszi magával. Kisebbrészt a barlangi szerves anyag bomlásából, illetve mélységi gázexhalációkból is származhat. A legnagyobb mennyiségű szén-dioxid a talajlevegőben halmozódik fel (Zámbó L. 1986). A karszttalajok részben levegővel kitöltött 17-31 %-os pórustérfogatában az arktikus övben 0,04-1,0%, a mérsékelt égövben 0,1-3,5%, a nedves trópusokon 0,2-11,0% a CO2. Megalapozott becslések szerint ~40%-a a növényi légzésből, ~60%-a a mikrofauna és mikroflóra (főleg baktériumok) élettevékenységéből szár­ mazik. A mállási folyamatok is termelnek CO2-ot, de ennek mennyisége elhanyagol­ hatónak látszik. A talaj- és málladéktakaró szerkezeti viszonyaitól és nedvességtartal­ mától függően a CO2-gáz felhalmozódik, vagy a pórusokon keresztül diffundálva főleg függőlegesen mozog. A talajon keresztül a karsztba szivárgó vízzel a talajat­ moszféra óriási felületen érintkezik. A legtöbbször háromfázisú (szilárd-folyékonygáznemű) talajrendszerben a fázishatárok rendkívül terjedelmesek, a nagy parciális nyomású CO2 a vízben gyorsan abszorbeálódik, bár ehhez akár hosszú idő is rendel­ kezésre áll (312. ábra). Összefoglalva: a karsztos talajtakaró a hidrogén-karbonátos korrózió legfőbb CO2-ellátója, ezáltal is a karsztos formaképzés fontos tényezője. A hidrogén-karbonátos oldást a környezet hőmérséklete több tekintetben befolyá­ solja. A CO2 vízben való oldhatósága a hőmérséklet változásával fordított, a diffúzió sebességével és a reakciók kinetikus sebességével egyenes összefüggésben van. A leg­ nagyobb mértékű hőmérsékleti függést a CO2-termelődés mutatja, amely a talajélet (baktériumok, gombák stb.) hőmérséklet-függésű aktivitásától és a klíma-talajklíma jelenségeitől is függ. 3. A mállásos korrózió a mállás és a talajélet, illetve a légköri folyamatok során keletkezett egyéb mészagresszív vegyületek oldó hatását jelenti. A talajban és a mállott rétegekben a mállásfolyamatokkal, az élővilág anyagfelvételi folyamataival, a humuszosodással, a szerves anyagok lebomlásával számos olyan vegyület keletke­ zik, amely közvetlenül korrodálja (ha érintkezik vele) a mészkövet (a talaj és a mészkő határfelületén, a málladékba ágyazott mészkődarabokon stb.), vagy a vízben oldva kerül kapcsolatba a mészkővel. Ezek az agresszív vegyületek többnyire erős szervetlen savak (HC1, H2S04, HN03, H3P04), általában gyenge szerves savak (humin, fulvo-, hangya-, ecet-, oxálsav stb.), szulfidok, szulfátok, sók. A korrózió ezen sokféle, változatos dinamikájú és kinetikájú csoportjának mészkő­ oldó hatása sok tekintetben még feltáratlan, a hidrogén-karbonátos oldástól eseten­ ként nehezen választható el. Ismereteink szerint a mállásos korrózió egyes felszíni formák keletkezésében helyenként és esetenként nagyjelentőségű, de általános karsztkorróziós hatása a hidrogén-karbonátos korrózió mögött messze elmarad. A karsztkémiai alrendszer másik alapvető, az oldással ellentétes folyamata a kicsa­ pódás, amikor a megfordítható folyamat az alsó nyíl irányában megy végbe:

553

Kicsapódáskor tehát a reverzibilis reakció az alsó nyíl irányában játszódik le. A karsztvízben csökken a kalciumion koncentrációja és CO2 szabadul fel, ami vagy bekerül a légtérbe, vagy lekötődik más módon. A kicsapódási folyamat általában úgy indul meg, hogy az egyensúlyban lévő karsztvíz egyensúlyi CO2-tartalmának egy része más vegyületekhez kötődik, vízben élő növények (pl. mészalgák) asszimilációjához használódik fel, vagy más okból megváltozik a folyékony és légnemű fázis között a CO2-egyensúly. Utóbbira gyakori példa, hogy a karsztvízzel érintkező légtérben

312. ábra: A karsztkorróziós talajhatás zónái a szivárgó víz mészoldó képességének változása alapján I. Kilúgzási zóna: a beszivárgó víz oldóképességének növekedése, a zónában esetleg jelen lévő CaCO3-precipitátumok (kalkretek) oldása (előoldás), a szivárgó víz mennyiségének csökkenése (beszivárgási veszteség) jellemzi. II. Beágyazott karbonátos kőzettörmelék zónája: feltételesen kialakuló zóna, amelyben a szivárgó víz mészoldó kapacitása tovább nő, de annak egy része a kőzettörmelék elsődleges oldására felhasználódik. III. Határfelületi zóna: a szálban álló karbonátos kőzet üregesedéssel, oldásjáratokkal megnövekedett felszínén a szivárgó víz meglé­ vő mészoldó kapacitása mindinkább felhasználódik, további mészoldó képessége telítettségig csökken, és ennek megfelelően befejeződik az elsődleges oldás. A járatokban való továbbhala­ dás során pótlólagos mészoldó képesség kialakulása teszi lehetővé a másodlagos oldást. 1. szálban álló karsztosodó kőzet, 2. háromfázisú talajrendszer légnemű fázisa, 3. háromfázisú talajrendszer szilárd fázisa, 4. háromfázisú talajrendszer folyékony (víz) fázisa, 5. oldásjáratban tárolódó, telített víz, 6. talajba ágyazott oldódó törmelék, oldással bontott karbonátos kőzet­ maradvány, 7. beszivárgó víz 554

alacsonyabb a p(CO2), mint ott, ahol az oldás végbement. Az eltávozott széndioxid­ nak megfelelő mennyiségben édesvízi mészkő rakódik le; gátak, bekérgezések, mész­ leplek, cseppkőképződmények keletkeznek. A hidrológiai alrendszer sajátosságaival a karszthidrológia foglalkozik; feltárja a karsztosodó kőzettömeg résvizének mozgástörvényeit. A víz vezetésére, tározására alkalmas áteresztő (permeábilis) mészkőösszlet összefüggő egységét víztartónak (víz­ tározó) nevezik. Ez helyzete és a határoló vízzáró (impermeábilis) kőzetrétegek elhe­ lyezkedése szerint nyitott, zárt és függő (313. ábra), jellemző üregeinek mérete és alakja alapján porózus, hasadékos és csövezett lehet. A nyitott karsztvíztartóban az üregekben elhelyezkedő víz nívóját összekötő felüle­ tet karsztvíznívónak nevezik. A tágas, összefüggő üregrendszerben a közlekedőedé­ nyek törvényének megfelelően mozgó víz nívója elméletileg vízszintes, sík felszín; a természetben azonban ezt számos tényező módosítja: a karsztvízszintnek időben és térben változó domborzata van. Helyi domborulatok keletkeznek a vízutánpótlódás környezetében, a közbeékelődő vízzáró rétegek felett, a szűk járatrendszerű (mikroporozitás) víztartó részekben. Karsztvíz-depressziók alakulnak ki a megcsapolások, kifolyások (források), völgybevágások, a karszt peremei környékén. Nyitott, a fel­ színnel összeköttetésben álló üregek vizének felszíne a légköri nyomással egyensúly­ ban van: piezometrikus (nyomásszinti) felszín. A zárt karsztvíztározó vízszintjét a felette elhelyezkedő vízzáró kőzetek rétegtani helyzete, szerkezete határozza meg: a vízre rétegnyomás és hidrosztatikai nyomás nehezedik, ezért leszorított szintű karsztvíznek nevezik. Ha megcsapolják, a furatban a vízszint rendszerint megemelkedik: ez a potenciometrikus (feszültségkiegyenlítési) felszín. A karsztvíztározó alsó határa általában az impermeábilis, kompakt kőzet. Gyak­ ran előfordul azonban, hogy a karsztosodásra alkalmas kőzetek nagy vastagságban, a mélybe hatolva helyezkednek el. A korróziós üregesedés mindamellett nem hatolhat korlátlan mélységig, csak ameddig a víznek korróziós képessége van. Egyes megfigye­ lések szerint a karsztvízszint alatt, a mélyben is előfordulhatnak vízzel kitöltetlen,

313. ábra: Víztartó típusok a karsztosodó kőzetekben 555

levegős üregek. Jakucs L. (1971) vizsgálatai szerint a karsztvíztározó szabályos kifej­ lődés esetén lencse alakú (lencsezóna, karsztvízlencse). Az összefüggő üregrendszerű víztartó peremein a karsztvízszint meredeken esik az erózióbázis felé, eközben metszheti a felszínt és forrásszint (forrásvonal) alakul ki; máskor belesimul az erózióbázison - folyóvölgyekben, tavak medencéjében, tenger­ partokon-jellemző felszín alatti vízszintbe (313., 315. ábra). Szemléletes hasonlattal Grund, A. (1914) a zavartalan kifejlődésű karsztvíztározóban jellemző karsztvíz­ szintet óraüveg alakúnak nevezte. A hidrológiai jelenségek szerint a karsztban függőleges irányban funkcionálisan különböző, hidraulikusan eltérő tulajdonságú részek különíthetők el. A karsztvíz­ utánpótlás túlnyomó részben a hidrológiai körfolyamatban mozgó csapadékvízből származik (vadózus víz), és eddigi ismereteink szerint csak sajátos esetekben járul ehhez a kőzetekben egy ideig lekötött, kőzetdehidratációs eredetű (profundus) és a vízcirkulációban még részt nem vett (juvenilis) víz. Az a terület, amelyről a csapadék­ víz a karsztba jut, a karszt vízgyűjtője. Ez állhat karsztosodó kőzetből: az erre hulló csapadékból ered kizárólag az autogén karsztok vize, vagy összetevődhet a karszttal érintkező, nem karsztosodó kőzetekből felépülő, de lefolyó vízmennyiségét a karsztba továbbító felszínekből: róluk származik az allogén karsztok vízutánpótlása, a nem oldódó, mechanikai erózióra alkalmas hordalékkal együtt. Jakucs L. (1971) nyomán a szakirodalom megkülönbözteti a karsztok és karsztvizek fenti két, a karsztformák

314. ábra: Genetikus karszttípusok a vízgyűjtő felépítése szerint. I. autogén karszt, II. allogén karszt, III. vegyes autogén-allogén karszt. 1. karsztosodó kőzet, 2. nem karsztosodó kőzet. 3. karsztforrás, erózióbázis, 4. barlangjárat, 5. vízvezető üregrendszer, 6. karsztvízszint 556

genetikájában is eltérő típusát, amely egyúttal kevert, vegyes, integrált formában is megjelenik a természetben (314. ábra), sőt ez a leggyakoribb. A karsztos vízgyűjtő felszíni és felszín alatti rendszerből tevődik össze, amelyek között a határ elmosódott, esetleges, és amelyek folytonosan átmennek egymásba. Mindkettőre jellemző a szakadozottság, a mozaikszerű tagoltság: a mikrovízgyűjtőrészleteket felszíni vízválasztók (pl. dolinák, uvalák, nyelők közötti gerincek) és réteg közti vízrekesztő kőzetek különítik el darabokra. A részletes tagoltság alapvető oka az, hogy a felszínre hullott víz általában számtalan levezető járaton, nyelőn át juthat a karszt belsejébe, ezért a lefolyó víz által a felszínen megtett út rendszerint nagyon rövid és a beszivárgás által korlátozott. Mindazonáltal a földtani, kőzettani, dombor­ zati viszonyok sokfélesége és változatos összetettsége következtében, a karsztosodó és nem karsztosodó, illetve permeábilis és impermeábilis kőzet- és talajtakarók válto­ zása miatt a karsztos vízgyűjtőn is kialakulhatnak hosszabb-rövidebb felszíni vízfo­ lyások, átmenő folyók és különböző rendű mellékvizekből összetevődött lefolyás­ rendszerek. A karsztos vízgyűjtő vízháztartását a következő általánosított összefüg­ gés mutatja: Cs (csapadék) - E (evapotranspiráció) = I (beszivárgás) + L (lefolyás) (4) Összességében a karsztvízutánpótlás mennyiségét a vízgyűjtőről a kifolyás (ouput, források) alapján a Q = (Cs-E) autogén + (Cs-E) allogén ± Δs

(5)

egyenlet adja meg, ahol Δ s a víztartóban tározott víz mennyiségének változása. A felszíntől a karsztvízszintig terjedő zónában a víz az üreg, cső, járat, repedés és kapilláris rendszerben végeredményben lefelé mozog; ez a leszálló karsztvízöv vagy beszivárgást zóna, amelyben az üregek, pórusok részben levegővel töltöttek, ezért aerációs övnek is nevezik. Ennek alsó részén, ahol a legmagasabb karsztvízszintállások idején időszakos források törhetnek elő, régebben Grund, A. (1914) nyomán elkülönítették az ún. magaskarsztot, ez alatt a sekélykarsztot. Az utóbbi szintjében szifonos karsztforrások jellemzők. A beszivárgási zóna felső részében (epikarszt) intenzív korróziós folyamat játszódik le. Az alászivárgó, kezdetben telítetlen, lassan mozgó, szűrődő vizek mészagresszivitását szabályozza és fokozza a zóna felett legtöbbször megtalálható laza szerkezetű, mállott réteg, illetve talajtakaró. Ez az összlet megszabja a csapadékvíz lefolyásra nem kerülő, infiltráló mennyiségét; a beszivárgási hányadot, amelynek számítására számos módszert alakítottak ki (Kessler H. 1951, Maucha L. 1968, Zámbó L. 1980). A talaj mikrobiális (baktériumok, egysejtűek) és edafikus (gombák és magasabb rendű növé­ nyek) CO2-termelése (0,2-11 % CO2), a lejátszódó kémiai reakciók, a mállásfolyama­ tok aktivitása meghatározza, általában nagymértékben megnöveli az innen már talajoldatként lefelé szivárgó (perkoláló) víz korróziós képességét. A takaró tömöttsége, kapilláris tulajdonságai, a talaj típusa szerint a szivárgó víz mozgása lelassul; a két- (szilárd talajváz, víz) vagy háromfázisú (szilárd talajváz, víz, levegő) rendszerben a fázisok közötti aktív határfelületek rendkívül kiterjedtek; így térben és időben jó 557

lehetőség van az agresszivitást szabályozó diffúziós, abszorpciós folyamatok lejátszó­ dására. (312. ábra). Mindezen, a korróziós képességet döntően befolyásoló tényezők együttes eredőjét az újabb szakirodalom karsztkorróziós talajhatásnak (Zámbó L. 1986) nevezi. A talaj alatti beszivárgás! zóna felső részében megy végbe a legnagyobb mérvű korróziós üregesedés, az üregek omlása, rogyása, a felszíni formák képződése. A lefelé szivárgó víz 5-20 m-es (különleges viszonyok között ennél is vastagabb) övezetben, földtani értelemben viszonylag gyorsan tágítja a vízvezető csatornákat, amíg a víz agresszivitásának megfelelő szinten telítetté válik. Ezt a vízvezető járatokkal átszőtt részt epikarsztnak vagy korróziós „Β’’-zónának nevezik (315. ábra.) A beszivárgási zóna alsó részében - amelyet gravitációs „A” zónának is neveznek - a víz a további szivárgás során a járatrendszert már kevésbé képes tágítani, korrózi­ ós képességét csak további, pótlólagos agressziváló tényezők (friss talajoldatok, CO2-diffúzió, a járatok átszellőzése, a járatokban lévő szedimentumok, réskitöltések agresszív mállástermékei, keveredési korrózió stb.) növelhetik. A korrózió előreha­ ladtával a felső, korróziósán aktívabb öv az alsó rovására terjeszkedik, és a felszín alacsonyodásával idővel felemészti azt.

315. ábra: Nyitott karsztvíztartó általánosított felépítése a karsztvízmozgás és -tározás jellegei alapján (Ford, D. C. után, módosítva). I. Vadózus (aerációs) zóna - l . a beszivárgási zóna felső része (epikarszt, korróziós ,,B”-zóna); 2. a beszivárgási zóna alsó része (gravitációs ,,A”-zóna): 3. a karsztvízszint-ingadozás zónája, a dinamikus tartalékkarsztvíz öve, II. Freatikus zóna 4. epifreatikus öv, 5. az aktív karsztvíz-cirkuláció kiterjedése, 6. mélykarszt, a = a beszivárgó víz karbonáttelítődésének, ill. az intenzív korróziós üregbővülésnek a határa, b = közepes karsztvízszint, c = magas karsztvízszint, d = alacsony karsztvízszint, e = az errózióbázis szintje, f = az aktív karsztvíz-cirkuláció alsó határa, g = a felszín alatti víz szintje az erózióbázisnál, h = a víztartó alsó határa a növekedés irányával, i = völgyfeltöltő üledék 558

A karsztvízszint alatt a freatikus (vízzel telített) zóna helyezkedik el, amelynek a járataiban és üregeiben időszakosan vagy állandóan karsztvíz cirkulál, részben vagy egészében kitöltve azokat, és amelynek felső részén a majdnem vízszintes vízmozgás jellemző,· ezért az utóbbit folyási övnek (sekélykarszt) is nevezik. Részben a vadózus zóna legalsó részével, részben a freatikus zóna legfelső részével fedésben különül el az epifreatikus öv (315. ábra), amely a karsztvízszint-ingadozás sávján belül, a közepes (átlagos) karsztvíznívó és a magasvízszint közé helyezhető (megfelelve a ma már ritkán használt és nem teljesen egzakt magaskarszt fogalomnak). Az epifreatikus zóna a karsztvízáradások, a barlangi árvizek öve, ezért időszakosan vízzel telített lehet. A freatikus zónában, a karsztvízszint alatt Grund A. (1914) feltételezése szerint minden járat vízzel kitöltött, ezért telített zónának, erózióbázis alatti részét mélykarsztnak is nevezik. Az egységes karsztvíztározót azonban - mint Lehmann, O. (1932) már régebben kimutatta - gyakran közbeékelődött vízzáró rétegek szakítják darabokra úgy, hogy azok elágazó járatokkal összeköttetésben vannak egymással. A kapcsolódó cső- és járatrendszerekben érvényesül a közlekedőedények törvénye: bennük a víz hidrosztatikai nyomás alatt mozog. Egy folyamatosan telített, idealizált víztartóban a karsztvízszint alatt adott ponton a nyomás a függőleges vízoszlop súlyának és az atmoszférikus nyomásnak összege és minden irányban egyenlő. A szűk résekben a víz lamináris áramlással mozog, de a nagy átmérőjű, tágult járatokban már turbulens áramlás jellemző. Jakucs L. (1971) szerint a mélykarszt lencsezónájában a jelenlévő légbuborékok szén-dioxidja a hidrosztatikai nyomás következtében a vízben elnyelődik és új oldóképesség lép fel, ami főként a lencse alsó határsíkjában érvénye­ sül. Ez a másodlagos korrózió még növekedve a keveredési korrózióval, tágítja a mélykarszt járatrendszerét. A lencsezóna alatti kőzetlitoklázisokban lévő víz nem vesz részt a karsztvíz hidrológiai körfolyamatában, tartósan az oldási egyensúly állapotá­ ban van: ez az inaktív mélykarszt övezete. A freatikus zóna alsó határa addig terjed, ameddig a porozitás fejlett és a litoklázisok tágasak. A vízcirkuláció övezetének vastagsága a karsztvíznívó vertikális ingadozásának függvénye. Magas karsztvízszint a cirkulációval érintett zóna határát a mélység felé is kiterjeszti. A horizontális üregesedés, járatképződés legkedvezőbb feltételei a freatikus zóna felső részén - a folyási övben - és az epifreatikus zónában vannak; tehát a nagyméretű barlangok általában a karsztvízszint-ingadozás sávjában és közvetlenül ez alatt kelet: keznek. Az allogén karsztok és kevert karsztok esetében a karsztosodáshoz hozzájárul a nemkarsztosodó vízgyűjtőkről származó víz is. Ennek sajátos, de gyakran előfordu­ ló változata az, amikor a karsztosodásra alkalmas kőzetet magát kisebb-nagyobb vastagságban nemkarsztosodó kőzettakaró borítja. Ezt fedettkarsztnak nevezzük. A fedettkarszt korróziót gátló takarója megkülönböztetendő a nyíltkarszt normálisan elterjedt talaj- és málladékborításától, amely a korróziót éppenséggel erősíti (talaj­ effektus). Az allogén vízgyűjtő felszíni vízfolyása az autogén karsztosodással kitágí­ tott litoklázis-rendszerü karszton folytatja útját mindaddig, amíg annak résein-nyelőin (input-pontjain) keresztül teljes vízmennyisége a karsztba nem kerül. Ez utóbbi jelenséget mélységi lefejezésnek (batükaptúrának) nevezik. A mélybejutott allogén víz 559

korróziós és korráziós (maró, véső) hatása fokozott járatbővülést eredményez, annál is inkább, mivel hordalékanyagával is koptató - tehát mechanikai eróziós - munkát végez a felszín alatt. Jakucs L. (1971) vizsgálatai szerint a mechanikai hatás legerőtel­ jesebb a horizontális üregek mennyezetén, ami felfelé harapódzó barlangjárat keletke­ zésében fejeződik ki. Az allogén vizek barlangbővítő tevékenységének kísérője a nem oldódó hordalék lerakódása és a barlangfolyosó hordalékkal való kitöltése, vagy a vízgyűjtő, illetve a forrásvidék (erózióbázis) magasságának a karsztvíztartóhoz viszo­ nyított helyzetváltozásával a barlangpatak saját hordalékába történt bevágódása. A fedettkarsztos térszín takarójának lepusztulása a nyelők eltolódását eredménye­ zi, így az allogén karszt barlangfolyósója a fedettkarsztos vízgyűjtő irányában meg­ hosszabbodhat, új és új bevezető szakaszokkal kapcsolódhat a hátráló batükaptura helyeihez. A karszt és a nemkarsztos vízgyűjtő, illetve az erózióbázis egymáshoz viszonyított magassági helyzetének megváltozása a karszt függőleges övezeteinek eltolódását eredményezi, ami a karsztvízszint és a horizontálisan fejlődő járatrendszerek szintjé­ nek változásával jár együtt. Végeredményben és általánosítva erre vezethető vissza az emeletes barlangrendszerek (pl. az Aggteleki-karszt Baradla barlangrendszere) kiala­ kulása és inaktív barlangszintek, szárazbarlangok (pl. a Pilis kiemelt barlangjai) megjelenése. A karsztformák többsége és legnagyobb változatossága ott tapasztalha­ tó, ahol a karsztkémiai és karszthidrológiai alrendszer működése a legintenzívebb; vagyis a felszínen, a beszivárgási öv felső részében (epikarszt) és a karsztvíznívó szintjében, illetve a freatikus zóna aktív sávjában. Az első két színtéren a karsztos felszínformák, az utóbbi övékben a felszín alatti karsztformák alakulnak ki, de a két formacsoport a legszorosabb működésbeli kölcsönkapcsolatban van, és az őket össze­ kötő alakzatokat (nyelők, aknabarlangok, zsombolyok, források, üreg- és résrendsze­ rek) mindkét csoporthoz kapcsolhatjuk. A karsztformák alaki és működésbeli típusai nagyon sok változatban fejlődnek ki, és közöttük az átmenetek sorozata jellem­ ző. Gyakran nehéz eldönteni típusbeli hovatartozásukat, és osztályozásuk első­ sorban áttekinthetőségüket, megértésüket szolgálja. A formák osztályozásának szem­ pontjai nagyon sokfélék lehetnek (alaki, méretbeli, funkcionális, elhelyezkedés, vagy jellemző tényező [pl. kőzet, klímaöv] szerinti stb.), de általánosságban megfigyelhető, hogy a korábban uralkodó formális összehasonlítás helyébe - az ismeretek gyarapo­ dásával - mindinkább a genetikai és folyamatok szerinti szempontok kerülnek ér­ vényre a tipizálásban.

560

Karsztos felszínformák Oldásos domborzati kisformák - karrok A gyűjtőnévvel karroknak (francia: lapies) nevezett és a szakirodalomban ezzel a szakkifejezéssel jelölt karsztos mikroformák a karsztosodó kőzetek felszínén végbe­ menő oldódás legközvetlenebb formai megnyilvánulásai. A karrok a legkülönfélébb más karsztformák sziklafelszíneit boríthatják, és részt vehetnek a formák alakításá­ ban. A karrosodási folyamatot befolyásoló tényezők: a kőzet szövete, szerkezete, rétegzettsége; a víz oldóképességét kialakító CO2-tartalmú levegő, talaj, növényzet; az oldás körülményeit biztosító környezeti hatások (hőmérséklet, aprózódás-mállás, domborzat stb.). A karrosodás tényezőinek változatos kombinációja, kölcsönhatása a karrok sokféleségét, átmeneti és típusos alakjait, összetett formacsoportjait hozza létre, ezért a karr többnyire poligenetikus forma. Néhány kivételesen nagyméretű megjelenés ellenére, a mikroformák (karrok) közé a 10 m-nél kisebb oldásformákat sorolják. Az 1 cm-nél kisebb kiterjedésű mikrokarrokhoz számítják a ma még kevéssé vizsgált mikroszkopikus méretű oldásmélyedéseket, furatokat, csatornákat, amelyek kialakulásában nagy szerepe van a talaj alatt és a kőzetfelszín málló rétegében tenyésző élővilágnak (baktériumok, algák, gombák, egysejtűek), amely szerves és szervetlen savtermelésével a kőzetszövet megbontásában és az ásványi összetevők oldatba kerülésében fontos szerepet játszik. A mikrokarrok rendszerre még nem ismert, de a karrok rendszerezése sem egységes. A század harmincas éveiben megkísé­ relt első osztályozások (Cramer, H. 1936) óta Bögli, A. (1960) alapvető rendszerezé­ sén keresztül máig a különböző szempontú beosztások sokasága született, amelyeket a genetikai elv fokozatos előtérbe jutása jellemez; de az ismeretek elégtelensége ma még nem engedi meg a teljes genetikai rendszerbe állítást. Jellemző formai jegyeik (éles, hegyes, szögletes, töredezett alakzatok) és eltérő genetikai folyamataik alapján elkülöníthetők a szabad kőzetfelszínen, az atmoszferiliák közvetlen hatása alatt létrejövő karrtípusok, amelyek fejlődésében az aprózódásnak és a mechanikai tényezőknek (pl. áramló víz elragadó hatása - fluviorapciója) is szerepe van: ezek az ún. szabad karrok. A gyér növényzetű, a csak mélyedésekben, bevágásokban, repedésekben talajjal fedett mészkőfelszíneken, ahol a hasadékokban és azok metszéspontjain a talaj alatti intenzívebb korrózió érvényesül, az ún. félig szabad karrok alakulnak ki. Ahol összefüggő málladék-, illetve talajtakaró borítja a karsztosodó kőzetet, ott az utóbbin nem jön létre áramló vízmozgás, helyét szivárgó víz foglalja el, amelyre a szivárgási hidraulika szabályai érvényesek. A korróziót a víz mennyiségét és mészagresszivitását meghatározó talajhatás (Zámbó L. 1986) szabályozza és a szabad légkö­ rihez képest átlagosan ötszörösére fokozza. Ennek következménye a szivárgást össze­ gyűjtő hasadékok, repedések, bevágások gyors növekedése, szélesedése és az egyönte­ tű talajtakaró alatt homogenizálódó korrózió erőteljes elsimító, lekerekítő hatása. Az 561

így létrejött ún. fedett karrok jellemző legömbölyített, sima felületű idomai a talajba ágyazott törmelékre, különvált rétegdarabokra is jellemzők, és jól megkülönböztethe­ tők a töredezett, csipkézett szabadlégköri karrformáktól. A talajerózió és -áthalmozódás, a talajdegradáció és a mállásos felhalmozódás lokális folyamatai tükröződnek a karrformák képében. A karrok exhumációja és betakarása azok átformálódásával jár; gyakran ugyanazon a kőzetalakzaton mindkét karrforma-bélyeg megtalálható, feltárva a változó karsztos formaalakulást. Annak megfelelően, hogy a karrok kialakulásában mely tényező a meghatározó, megkülönböztethetők a lefolyó víz hidraulikus munkájával és bevéső, a kőzetfelszín anyagi tulajdonságait érvényre juttató hatások által jellemezhető csoportok (39. táblázat). I. A repedésmentes kőzetfelszínen lejtőirányban mozgó víz lepelszerűen vagy csa­ tornákban egyesülve fejti ki oldó hatását. A rovátkakarrok meredek, finoman szemcsézett kőzetfelszínen, a lejtő felső, általuk kicsipkézett élén csoportosan induló, általában parabola keresztmetszetű, 1-13 cm széles, ~ 25 cm hosszúságú oldásos vájatok. A lejtő lankásabbá válásával vagy a lefolyó víz telítődésével elhalnak (316/A ábra). A közepesen meredek vagy lágyan hajló csupasz felszíneken gyakoriak a lábnyomvagy saroknyomkarrok. Átlagosan 10-30 cm-es átmérővel, lejtésirányban nyitottan, lejtés ellenében meredek, néhány centiméteres peremmel, kerek lapos fenékrésszel, teraszszerűen követik egymást (316/C ábra). A gyengén lejtő vagy vízszintes, heterogén összetételű sziklafelszíneken jönnek létre a körkörös, elliptikus vagy szabálytalanul kerekített 1-100 cm átmérőjű, lapos fenekű vagy gyengén hegyesedő, sekély oldásserpenyők vagy mélyebb oldásgödrök (kamenica. tinajitas). Aljukon törmelék, talaj, növények telepedhetnek meg; ekkor mélyülésük meggyorsul, és a félig szabad karrok közé sorolódnak. A csatorna- (barázda-) karrok a sziklafelszínek legáltalánosabb vízlevezető oldásos mélyedései (316/E ábra). A vonalas pályákba rendeződött lepelvíztől indulnak, a meredek lejtőkön párhuzamos, meneteles lejtőkön elágazásos és összefolyásos háló­ zattal. A szabad mészkőfelszíneken szélük, peremük éles, fenekük általában lapos vagy alig kerekített. Átlagosan 4-8 cm szélesek, 1,5-2,5 cm mélyek, gyakran 3-5 m hosszúak, de maximális méreteik jóval nagyobbak is lehetnek. A legkülönbözőbb lejtőszögek mellett kialakulhatnak: csaknem függőleges, meredek esésnél sziklafalkanok keletkeznek (319. ábra), enyhe lejtőkön pályájuk hajladozik, gyenge lejtés (pl 10-13°) esetén néha meanderk&n ok jelennek meg (316/H. ábra). Vékony talajborítás vagy növényfoltok alatt a csatorna kiszélesedik, esetleg túlmélyül a fokozott korrózi­ ós hatás miatt, zsákszerű mélyedések, szabálytalan formájú odvak keletkeznek, ame­ lyek a fenéken szélesebbek, mint felső peremükön: ezek az üreges (odvas) karrok. Vastagabb talajtakaró alatt a víz szabad áramlását a szivárgás helyettesíti; az éles. csatornás formák a talajhatás miatt tompulnak, a csatornakarrok fedett megfelelői: a lekerekített karrok jönnek létre. Ezek gyakran túlmélyülnek, és átmeneteket alkot­ nak az oldási aknák (kutak) csoportjához (316/B ábra). 562

39. táblázat

Karrtípusok és meghatározó fejlődési tényezőik

563

316. ábra: Karrtípusok. A = rovátkakarrok, B = lekerekített karrok, C = lábnyomkarrok, elő­ térben oldásgödör és üreges karr, D = hasadékkarrokkal tagolt karrkövezet, oldási aknák, kutak, E = csatornakarrok, előtérben csöves-gödrös karr, F = kitakaródzó lekerekített csúcskarrok, előtérben oldási akna, G = oldásbarázdák, hornyok, H = meanderkarr, üreges karrok

II. A kőzetfelszínek környezetüknél jobban oldódó pontjain, illetve az intenzív korrózió által támadott helyeken, összefoglaló névvel ún. bevésett karrtípusok kelet­ keznek. Ezek kifejlődhetnek a mészkőre települt növények közvetlen környezetében, a repedések, hasadékok vonalain, metszéspontjain, továbbá a folyamatos, tördeletlen mészkőréteg valamiféle koncentrált korróziós hatással támadott részein (pl. az állan­ dó vízlecseppenés helyein). Oldásbarázdák, hornyok alakulhatnak ki a sziklafelszínek vadózus vizek által erő­ sen támadott repedéseinek falán, a csatornakarrok oldalfalain, a rétegek találkozásá­ nál; a sziklafelszínen megtelepedett növénycsomók szomszédságában; mindazon helyeken, ahol a víz időlegesen megtorlódva és agresszivitásában növekedve sekély mélységű rovátkákat mélyíthet ki. A mészkő hasadékainak, rétegtalálkozásainak vonalán az ún. gyenge szerkezeti pontokon sorakozó, összetett (hidraulikus és agresszív bevéső) hatásra kifejlődött mélyedéseket, csöveket - amelyek a sziklafelszínt összekötik a mészkő belső üregeivel, járataival a helyenként függőleges, máshol közel vízszintes vízvezetést biztosító ovális vagy szabálytalan alakú oldásformákat csöves, gödrös karroknak nevezik. Ezek különösen gyakoriak a függőleges helyzetű rétegek között, a repedések, törések találkozásainál, a vízelnyelődés pontjain; elterjedtek a hegységi karsztok kopár felszí­ nein ; de a talajok alatt is ott, ahol az egyébként szivárgó víz összegyülekezve, nagyobb sebességgel és mészoldó képességgel mozog a kőzet belsejébe (mikrovíznyelőkben, dolinák fenéktérszínén stb.). Méreteik a néhány cm-től a több m-es kiterjedésig széles skálán változnak. 565

317. ábra: Hasadékkarrokból talaj alatt továbbmélyült bevágások. Az élek és csúcsok exhumálódva oromkarsztokká alakulhatnak A talaj alatt, az alacsonyabb rendű (mohák, harasztok) és magasabb rendű növény­ zet (főképpen fák) gyökereinek közvetlen környezetében, részben a gyökérlégzés és az anyagcsere, részben az ott dúsan tenyésző mikroflóra (pl. baktériumok) élettevé­ kenysége következtében rendkívüli mészagresszivitás tapasztalható. A Jakucs P. (1961) által gyökérkarroknak elnevezett lyukak, aknák, járatok különösen gyakoriak a magas- és középhegységi karsztok talaj borította kőzeteiben. Komplex karrformákként, a szerkezeti adottságok (repedések), a talajhatás és a hidraulikus tényezők irányítása mellett keletkeznek a már említett oldási aknák, kutak. Ford, D. C. szerint nagyon rövid függőleges barlangok, amelyek a beszivárgási zóna oldásjáratokkal erősen átjárt legfelső részébe, az epikarsztba vezetnek. Hosszú­ ságuk 6-7 m-ig terjedhet, általában 1 m-es kör keresztmetszetű, illetve elliptikus szelvényük a rétegtalálkozási síkoknál bevágásszerűen kiszélesedik, majd a szabályta­ lan kör alakra visszaváltva lefelé hegyesedve végződik el. Az időszakosan kiszáradó aknák és a kutak között a talaj alatt változatos mészkőfelszín-ornamentika alakul ki (317. ábra). A karrosodott felszínek legszembetűnőbb, többnyire legnagyobb méretű formái a hasadékok, törések, bevágások vonalán vízvezetéssel és korróziós bevágódással kifej­ 566

lődő hasadékkarrok. Ezek a repedések, törésrendszerek által meghatározott fő vízle­ vezető csatornák akár a kopár, akár a talajjal részben vagy egészében fedett mészkő­ felszíneken, dolinákban. A szerkezeti bevágások, elvált réteglapok vonalán bemélyedő karrárkok, barázdák között tömbök (blokkok) különülnek el, magukon hordozva más, változatos típusú karrformákat. A hasadékkarrok nyílt változata egyik vagy mindkét végén más karrba torkollik. A zárt változat a befogadó szerkezeti repedésben végződik. A szerkezeti irányok szerint egymást metsző, különböző szögekben keresz­ tező hasadékkarrok eltérő fejlettségnek lehetnek és különböző karrgenerációkat kép­ viselhetnek. Újabban elkülönítik (Pluhar, A. és Ford, D. C. 1970) a kisméretű, mikrotörések, erek vonalán kifejlődött repedéskarrokat, amelyek lefelé hegyesszög­ ben záródnak. A hasadékkarrok átlagosan 1-10 m hosszúak, 1-25 cm szélesek, de nagyságrenddel kiterjedtebbek is lehetnek. A karrárok a kőzetrétegek ellenálló képességének és a helyi korróziós hatások viszonyának megfelelően lehet lapos fenekű (szélesedő) vagy kere­ kített (talajkitöltés esetén), illetve a repedés szerint lefelé hegyesedő. Az árok falai párhuzamosak, illetve 60-120° között össze- vagy széthajlók lehetnek, rajtuk más karrformák és az átvágott rétegtalálkozásoknál kiszögellések, horizontális oldásba­ rázdák, hornyok ülhetnek (316/D ábra). Vastag talajborítás alatt a karrárok felső részén oldással kitágul, oldalai alul hegyesszögben találkoznak. Ilyen körülmények között a fedett hasadékkarrok közti választóblokkok összeszűkülnek, keresztirányú karrbevágódások az éleket csúcsokra bontják, és a folyamat előrehaladásával talaj alatti lekerekített csúcskarr keletkezik (316/F. ábra). A töredezetlen, repedésmentes kőzetfelszínek legkisebb bevésett korróziós formája a hornyolt karr, amely a CO2-ban gazdag, agresszív víz lejtésirányú, párhuzamos lefolyásának általában néhány mm széles és mély, félkörös fenekű, szorosan egymás melletti mikrokarrcsatornáiból és a közöttük lévő éles-csipkés gerincekből tevődik össze (316/G ábra). A helyenként kanyargós rajzolatú mintázat finom szemcsézetű, törmelékes mészkődarabokon is megjelenhet, ezt német nevén Rillensteinnek nevezik. Hasonló apró forma az esőgödör (néhány mm-es átmérővel), amely a mészkő szöveti tulajdonságai szerint mélyül ki. Megjelenésében szerepe lehet a növényi levél­ csúcsról, hajtásvégről ugyanoda lecseppenő CO2-ban gazdag vízcseppeknek. A kopár, repedezetlen sziklafelszíneken és a barlangok falain egyaránt kialakulhat­ nak áramlási kagylók, amelyek kagyló alakú, aszimmetrikus bemélyedései az áramlás felőli oldalon meredekebbek. Az áramlás turbulenciája vési be őket a sziklába (318. ábra), köztük tarajos, éles gerinc emelkedik. Oldásos fodroknak is nevezik őket.

318. ábra: Áramlási kagylók kialakulása. 1. a kagyló átmérője, 2. a kagyló mélysége. A mé­ lyedésben a lamináris áramlás egyik ága ör­ vénylő áramlásba megy át, másik ága áthalad a kagylókat elválasztó gerinc fölött, és a folya­ mat ismétlődik 567

Ugyancsak repedésmentes barlangi kőzetfelszíneken, a mennyezeten, falakon a nyomás alatti freatikus vízáramlás oldó hatására csatornák mélyülnek, közöttük függő kiemelkedések maradnak vissza; a barlangi kisformák sokfélesége alakul ki, ezeket a németből fordított fedőkarr (Deckenkarren) elnevezés foglalja össze. Ha­ sonló, de nagyobb függőkarrok mélyülnek a barlangi felszínek repedései mentén. A ferde, illetve függőleges helyzetbe állított vékony rétegzettségű, illetve sűrűn tördelt vízszintes fekvésű mészkőrétegek mélyülő-szélesedő karrárkai között az épen maradt kőzetblokkok gerincekké keskenyednek, élessé válnak, keresztirányú mélye­ désekkel csúcsokra bontódnak. Az így létrejött mikroformákat csúcskarroknak neve­ zik. A karrok mélyülése a réteglapokon gyakran keresztülhatolva folytatódik, de ezek mentén oldalirányú bevágódással a gerincek, csúcsok, blokkok elválhatnak a szálban álló rétegsortól, és szögletes, éles karrdarabok maradhatnak vissza a felszínen. Leg­ gyakrabban a magashegységek erdőhatár feletti régiójában, lapos tengerpartok hul­ lám verte mészkősíkjain, korallzátonyokon, jég gyalulta vagy talajerózióval elkopárosodott felszíneken fejlődnek ki. Létrejöttüket sokan a talajborításhoz kötik; de a kifejezetten éles-hegyes formák kialakulása az exhumálódás után az atmoszferiliák hatására következik be (319/15 ábra). A fentiekben ismertetett legfontosabb egyszerű karrtípusok gyakran társulva for­ dulnak elő, és poligenetikus összetett karrformákat alkotnak. A szabad és félig szabad karrok csoportosulása által borított kiterjedt terület neve karrmező (cserepes karszt), amelynek több jellegzetes változata ismert. Leggyakoribb előfordulása a hegységek fahatár feletti zónájában, a jégtakaró környéki területeken, a szemiaridus kopár felszíneken, valamint a humidus éghajlatok erodált mészkőfelszí­ nein tapasztalható. E látványos karrterületeknél azonban jóval jelentősebb kiterjedé­ sű a rejtettebben fejlődő fedett karr, amely a legtöbb nem nyílt karsztfelszínre jel­ lemző. A nyílt karros lejtők vagy karr lejtők a mérsékelt öv és a nedves trópusok karsztterü­ letein általában az eróziós lepusztulás eredményei, legtöbbször az erdőirtás áttételes következményei (Dinári-hegység, Aggteleki-hegység, Villányi-hegység stb.). A karrmezők sajátos változata a talajmentes, vízszintes vagy enyhén dőlő rétegla­ pokon az egymást metsző hasadékok, bevágások szabályos hálózata által kirajzolt karrkövezet (burkolat), amely mészkövön, dolomiton, kvarciton és meszes homokkövön is létrejöhet. A karrmélyedésekkel nem érintett blokkok 1-10 m2-es vízszintes felülete mesterségesen kirakott burkolathoz hasonló (316/D ábra). Talajfedés esetén a blokkok összeszűkülnek a hasadékkarrokból továbbmélyült, több m mély, talajjal kitöltött bevágások között, amelyek tölcsér keresztmetszetűek (317. ábra). A vissza­ maradt csúcsok, ormok az eróziós exhumálódás során a felszínre bukkannak és élesekké, hegyesekké válnak. Az így kifejlődött oromkarsztok (pinnacle) szélsősége­ sen nedves trópusi klímán talajborítás nélkül is kialakulhatnak. A csipkézett, csator­ nákkal árkolt, toronyszerű csúcsok magassága jellemzően 1-35 m között változik, de a leglátványosabb esetekben, mint pl. a dél-kínai jünnani „Kőerdőben” és a Pápua Új-Guinea-i Kaijende-hegy oromkarsztján a 40-45 m-t is meghaladja (319/20 ábra). 568

319. ábra: Mészkővidék felszíni és felszín alatti formáinak idealizált ábrázolása. 1. vízzáró kőzet fedett karsztos térszínen, 2. víznyelő, 3. függőcseppkő, 4. karsztosodó kőzet repedésekkel, oldásjáratokkal, 5. barlangi omladék, 6. állócseppkő, 7. szárazbarlang a korábbi karsztvízszin­ ten, 8. jelenlegi karsztvízszint, 9. barlangi travertino gát (tetarata), 10. barlangpatak a fejlődő barlangban, 11. forrásbarlang, karsztforrás, 12. vízzáró kőzetréteg, 13. sziklafalkarr, 14. lábnyomkarrok oldásos barázdákkal, 15. csúcskarr, 16. csatornakarr, 17. lekerekített csúcskarr, 18. karrmező, karrkövezet, 19. hasadékkarr, 20. oromkarszt, 21. oldásos töbör, 22. oldásos töbör nagy vízgyűjtővel, 23. karsztos aszóvölgy töbörsorral, 24. vakvölgy, 25 polje, 26. karsztos maradványhegy 569

A karsztos vízelvezetés domborzati formái A karsztos vízgyűjtő felszínéről a csapadék és az ott összegyűlt víz egy része a talajtakarón, a permeábilis fedőrétegen, illetve a szabadon felszínre nyíló repedése­ ken, hasadékokon keresztül a karsztosodó kőzet mélyébe jut. A szivárgó és elnyelt víz a járatokat oldással, esetenként mechanikai koptató hatásokkal tágítja, és a vízelvezetés számos formai változatát alakítja ki. A málladék alatti, részben vízát­ eresztő kőzetekkel kitöltött szivárgási járatok változatai mellett a nyelőpontok, bujta­ tok - a vízgyűjtő domborzati és hidrográfiai viszonyainak (az áramlás gyakorisága, intenzitása stb.) megfelelő - alakzatai jöhetnek létre. A kitágított bujtatok lehetnek önálló, saját vízgyűjtő területtel rendelkező víznyelők (ponor) - esetenként tölcsér alakú (Cholnoky J. 1939), domború lejtőjű mélyedések, hozzájuk vezető vízmosások­ kal, néha teraszos völgyekkel vagy aszókkal -, de kapcsolódhatnak más karsztos felszínformákhoz (dolina, karrmező, zsomboly, karsztos folyóvölgy stb.) is, és részt vehetnek azok morfológiai fejlődésében. A karsztos vízelvezetés formacsoportjához tartozóknak tekinthetők mindazon felszíni alakzatok, amelyek létrejöttében a karsztban mozgó víz munkája a meghatározó, függetlenül attól, hogy felszíni, felszínközeli oldó hatások vagy a karsztvíz üregrendszerének felszínre nyílása révén keletkeztek. Dolina: a megközelítően kör alakú, néha ovális vagy csillagszerűen formált, eredeti­ leg zárt, esetenként más karsztformákkal kombinálódó felszíni bemélyedések délszláv eredetű összefoglaló elnevezése. Átmérőjük néhány m-től több mint ezer m-ig, mély­ ségük pár m-től több száz m-ig terjedhet. Felszíni megjelenési formáik a lapos csésze­ alj vagy sekély tál alaktól a különböző meredekségű tölcséres formákon át a hengerszerű, kútszerű figurákig nagy változatosságot mutatnak. A dolina szakkifejezés ma már olyan széles körű értelmezést nyert, amely többnyire meghaladja a formatípusra a különböző nyelvekben használt elnevezések (pl. töbör, sinkhole) eredeti jelentését. A karsztfelszínen izolált formaként vagy fészkekbe csoportosulva, sorokba rendeződ­ ve (sordolinák, sortöbrök) megjelenő dolinák Cvijic, J. (1893), Cramer, H. (1941) által megkezdett és másoktól folytatott morfometriai kutatása - amely feltárta szimmetriaviszonyaikat, jellemző paramétereik összefüggéseit - újabban funkcionális vizsgála­ tokkal bővült. Ezek eredményeként elterjedt az a vélemény, hogy a karsztformák között különleges a jelentőségük, mint olyan alakzatoknak, amelyek a karsztdomborzat jellegét meghatározzák. A fenti kutatások alapján a változatos és átmeneti alako­ kat is mutató dolinákat általában három genetikai csoportba sorolva, megkülönböz­ tetnek (1) oldásos, (2) szakadék- (omlásos) és (3) szuffóziós (süppedt) dolinákat. Az oldásos töbrök (320/A ábra) számos változatának közös jellemzője az egy helyre összpontosult (fókuszált) mélybeszivárgás, amely koncentrált korrózióval és mélybe irányuló anyagelhordással jár együtt. Ehhez szükséges, hogy az adott karsztban fejlett kimeneti forrásokkal ellátott, kialakult átfolyási rendszer legyen, alapot szolgál­ tatva a bemenet, vagyis a beömlés-beszivárgás koncentrációjához. Ebből következik, hogy a töbörképződés megindulását elsődleges vízvezető rendszer létrejötte kell hogy megelőzze. Nem jön létre beszivárgási koncentráció, ha a felszínközeli epikarsztban 570

az elsődleges porozitás nagy, illetve a vízfelvevő és vízvezető képesség olyan jelentős, hogy a csapadékvíz egyenletesen elszivárogva a mélybe kerülhet; ha a repedésrendszer térben egységes és olyan sűrűségű, hogy nem keletkeznek kitüntetett nyelőcsatornák; ha a meredek lejtőn (>20°) a csapadékvíz jelentősebb beszivárgás nélkül lefolyik, vagyis a vízszintesés közel párhuzamos a lejtővel. Ezek a feltételek egymagukban magyarázzák a töbrösödés elmaradását egyes karsztfelszíneken. A töbörkezdemény egy kitüntetett helyzetű nyelőcsatorna vagy csatornarendszer, amelyet a korábbi domborzati adottságok (preformációk), a repedés-eloszlás vagy talajfedettségi viszo­ nyok határoznak meg. A további töbörfejlődést erősíti a fokozódó elszivárgási korró­ zió (talajhatás, az oldási idő és a felület növekedése), azaz pozitív visszacsatolás lép fel. Az epikarsztban a járatok a beszivárgási csatorna környezetében bővülnek: a centripetális vízlevezető rendszer hatásrádiusza növekszik és az oldásos bemélyedés körkörösen bővül. A mélyülést befolyásolja a hidraulikus esés alakulása, a vízzel elragadott málladék elszállítása és lerakódása, a kőzettörmelék mennyisége és számos más tényező. A töbör terjeszkedését korlátozza a szomszédos mélybeszivárgási helyek távolsága (a töbör vízgyűjtőjének mérete), a kőzettulajdonságok alakulása, a csapa­ dék és beszivárgó hányadának mennyisége, a töbörben felhalmozódó málladék és talaj, a korróziót befolyásoló biogén hatás. Ezek együtthatásaként negatív visszacsa­ tolás is felléphet, de az általános tendencia az önerősítés. A szakadéktöbrök (320/B ábra) meredek vagy függőleges (néha több száz m-es), helyenként túlhajló oldalfalakkal, fenéktérszínükön legtöbbször breccsa felhalmozó­ dásával és azzal jellemezhetők, hogy képződésükben általában nem játszott szerepet az előzetes domborzat. Későbbi fejlődésük során a lejtők degradálódása, az aljzat feltöltődése következtében közeledhetnek az oldásos dolinák alakjához. Kialakulá­ suk nagyméretű felszínközeli üregek, többnyire barlangok beomlásához kötött. Há­ rom fontos mechanizmus működik közre létrejöttükben: az üreg feletti kőzet korrózi­ ós meggyengülése; az üreg mennyezetének omlásos felharapózódása; a fedőkőzetré­ teg denudációs elvékonyodása. A barlangjáratok és -termek növekedése fokozza a fenti mechanizmusok sebességét és az omlás valószínűségét. A szakadéktöbör beomlása akkor következik be, amikor a fellépő feszültség felülmúlja a kőzetszilárdságot. Ebből következően a litológiai tulajdonságoknak meghatározó jelentőségük van. Merev, rideg kőzetekben omlás következik be és szakadéktöbör jön létre, laza szerke­ zetű kőzetekben megrogyásos töbör keletkezik. A megrogyás, szakadás, omlás kivál­ tásában a kéregmozgások mellett nagy szerepük van a karsztvízszint-ingadozásoknak (az üregek vízzel való telítődésének, illetve víztelenedésének), esetenként kombinálód­ va a glacio-eusztatikus tengerszint-ingadozásokkal. Floridában és Dél-Afrikában a karsztvízszint mesterséges csökkentése vezetett számos szakadékdolina beomlásához, Yukatánon és DK-Ausztráliában a jégkorszaki tengerszintváltozások eredményezték a beszakadást. A yukatáni függőleges falú, víz borította, szabályos körkörös cenotesok a szakadéktöbrök legjobb példái. A szuffóziós töbrök a karsztosodó kőzeteket borító, nehezen oldódó, laza szerkeze­ tű üledékes kőzetekben vagy allochton törmelékben, vastag málladéktakarókban 571

320. ábra: Töbrök genetikai alaptípusai. A = oldásos töbrök (mélyülő-tölcsér alakú és szélesedő-tál alakú forma), B = szakadéktöbrök (eltömődött és barlangba torkolló forma), C = szuffóziós (alagkimosásos) törbök, D = trópusi cockpit (metszet és felülnézet)

keletkeznek oly módon, hogy a beszivárgó víz korróziója által kitágított karsztvíz­ járatok, karrok, nyelők környezetében szuffóziós üregek jönnek létre, amelyek megrogyásával a takarókőzetekben süppedéses dolinaforma keletkezik, amely azonban nem mélyül be a karsztos alapzatba. Gyakran előfordulnak lösszel, glaciális tillittel, alluviális felhalmozódással borított karsztokon (320/C ábra). A dolinák genetikai főtípusai mellett számos kutató ebbe a csoportba sorol olyan karsztformákat, amelyek alakilag eltérők, de fejlődési folyamataik számos egyezést mutatnak az ismertetettekkel. 572

Az oldásos kürtő szabálytalan alakú, a kőzetszerkezet és törések által meghatáro­ zott - gyakran az utóbbiak formáit követő keresztmetszetű oldó folyamatok által kialakított vízlevezető forma, több száz m-es függőleges méretekkel. A függőleges akna szabályos henger formájú, kútszerű mélyedés, amely nem oldódó kőzetréteggel (pl. homokkővel - Kentucky Karst) fedett karsztosodó kőzetben fejlő­ dik ki a fedőkőzet által koncentrált vízelnyelés és a szerkezeti adottságok együttes hatására. Aljzatán kis csatornákban folytatódik, amelyek gyakran barlangba torkoll­ nak (321/A ábra). A zsomboly (aknabarlang, vakkürtő, aven) a fenti két forma jellegeit is mutató, figyelemre méltó függőleges kiterjedésű (gyakran több száz, néha ezer m mély) karszt­ forma, amely teljes kifejlődése esetén a felszínt egy barlangjárat-tágulattal köti össze. Az Aggteleki-karszt mély zsombolyainak (Vecsembükki-, Almási-) keresztmetszete 10-15 m-es. A vakkürtő (aven) nem éri el a felszínt, de rejtett járatokkal, repedésekkel kapcsolódik ahhoz. Felszínre nyíló torkolatához általában nem kapcsolódik jelentős vízgyűjtő, újabb vizsgálatok szerint azonban létrejöttében a korróziónak is fontos szerepe van. Jellemző barlangmennyezeti torkolatának tágulata és alatta a lehulló kőzetbreccsából felhalmozódó törmelékhalom. Mély zsombolyok esetén a függőleges kürtőt vízszintes vagy ferde szakaszok, szűkületek és tágulatok szakítják meg. Kiala­ kulásának korszerű magyarázatát a rétegszerkezeti, tektonikai és korróziós irányítottságú aknabarlang-felnyílás és az epikarsztbeli réshálózat-bővülés folyama­ tainak egybekapcsolása adja. A zsombolyok átmeneti formák a karszt felszíni és mélységi alakzatai között (321/B ábra).

A

321. ábra: Vízelvezető oldásos-omlásos formák. A = függőleges akna, B = zsomboly 573

Vízelvezető karsztos formák társulásai: a karsztos felszínfejlődés előrehaladtával a vízelvezetés formái egymásba átalakulhatnak, azonos és eltérő típusok egyesülései, társulásai jöhetnek létre a karsztosodási tényezők egymásra hatásának megfelelő változatokban. Az összetett töbrök az egyszerű dolinák növekedésével, összeolvadásával, a köztük levő vízválasztó gerincek lealacsonyodásával, megrogyásával alakulnak ki. A töbörkitöltő málladékok az elválasztó kiemelkedéseket elfedhetik, degradációjukat a kor­ rózió erősítésével gyorsíthatják. Leggyakrabban az egymást keresztező repedések metszéspontjain létrejött vízelvezető formák olvadnak egybe, és több beszivárgási centrumot magába foglaló, általában aszimmetrikus, gyakran elágazó vagy csillag alakú összeolvadt dolinák, dolinafészkek formálódnak. Az uvala délszláv elnevezés, amely az öszetett töbrökhöz hasonló módon, de vonalas meghosszabbodással összeolvadt töbrökből alakult olyan megnyúlt, zárt mélyedést jelöl, amely már a karsztos vakvölgyek egyik fajtáját jelenti. Leggyakrab­ ban mélységi lefejezéssel (batükaptura) szárazzá vált völgyszakasz, amely több km hosszú is lehet. A magyar szakirodalomban használatos töbörsor kifejezés lényegében azonos módon: mélybe történt vízelvezetéssel létrejött száraz karsztvölgy vonalán bemélyedt töbrök összességére vonatkozik (319 ábrái/23-24). A cockpit számos kutató szerint (Grund, A. 1914, Lehmann, H. 1956, Monroe, W. H. 1968 és mások) a dolina trópusi megfelelője. A jamaicai eredetű elnevezés körkörös vagy csillag alakú, keresztmetszetében fazék formájú, többnyire összetett karsztos vízelvezető bemélyedést jelent, amelynek átmérője több km is lehet. A cockpitok közti vízválasztó gerinc gyakran éles vagy csipkézett. A gyakran reziduális piramisdombokkal határolt, nagyméretű, zárt mélyedés lejtőin legtöbbször rövid, többfokozatú vízfolyáshálózat alakul ki, amely egy vagy több víznyelőben végződve egységes rendszert alkot (320/D ábra). Egyes sajátosságaikban részben eltérő zárt bemélyedések más trópusi karsztokon is előfordulnak (Nyugat-Kuba, Új-Guinea. Brazília stb.). Karsztvölgyek: a kiterjedt karsztfelszíneken gyér a felszíni vízfolyáshálózat. A kü­ lönböző rendű folyókból összekapcsolódó folyóvízrendszerek a legtöbb esetben fe­ dett karsztokon alakulnak ki, ahol a karsztosodó kőzetet borító nem karsztosodé kőzetrétegek (homokkő, agyag, alluviális hordaléktakaró stb.) a víz mélybe szivárgá­ sát megakadályozzák. A fedőréteg eróziós átvágásával vagy denudációjával a vízfo­ lyások és völgyeik átöröklődhetnek a karsztosodó kőzetre is, ahogy ez magyarországi karsztokon pl. a pliocén fedőrétegek lepusztulásával be is következett. Mindazonáltal számos karszton megfigyelhetők vízfolyások és folyóvölgyek, amelyek kialakulása a fenti módon nem magyarázható. Ezért a karsztvölgyek genetikája hosszú idő óta a vitatott kérdések közé tartozik. A kiterjedt, vastag és oldhatatlan homokszemeket alig tartalmazó karsztosodó kőzettömegből felépült területeken a vízlevezetés egészében felszín alatti; a felszínt a csapadék és allogén vizek mélyben való elvezetése és a karsztformák kizárólagossága jellemzi (pl. Dalmát-karszt, a Karib-régió karsztjai): ezeket holokarsztoknak (Cvijic, J. 1914) nevezik. A kevert karakterisztikájú karszto574

kát, ahol a karsztformákon kívül eróziós völgyek és vízfolyásrendszerek is megjelen­ nek, fluviokarsztnak nevezik. Meghatározott esetekben a fluviokarszt eróziós folyamatai és eróziós völgyképző­ dése a karsztosodó kőzetek szennyezettségére, nem karsztosodó kőzetrétegek kibukkanására, szendvicsszerkezetű rétegfelépítésre, valamint az átmenő vízfolyások tör­ melékes hordalékának mechanikai koptató-véső hatására vezethetők vissza. A felszíni vízfolyás és az eróziós völgyképződés alakulása a karsztfelszínen az allogén vízbefolyás mennyiségének és a karszt felszín alatti hidraulikus vezetőképessé­ gének arányától függ. Ha az allogén folyó vízmennyisége meghaladja a felszín alatti vízvezetési kapacitást, a folyó - bár vizet veszít az elszivárgás és elnyelés során fenntartja folyását a karszton keresztül, és átmenő eróziós völgyet képez. A karsztos térszín emelkedése esetén az allogén folyó - kellő munkavégző képességgel - szurdok­ völgyet (kanyont) vág be (pl. Békás-szoros a Keleti-Kárpátokban, Tordai- és Turihasadék Erdélyben, Apache-kanyon Colorado államban stb.). A mélységi hidraulikus vezetőképesség növekedésével az allogén folyó vízhozama a völgyében kialakult valamely nyelőnél teljes egészében a mélybe kerülhet (mélységi lefejezés); a völgy további része aszóvölggyé alakul, amelyben az elhagyott korábbi nyelők dolinákká fejlődnek, hozzájuk a völgyoldalakról időszakos lefolyások csatla­ kozhatnak, egyesek összeolvadhatnak, uvalásodhatnak, vakvölgy, illetve töbörsor fejlődik ki. Erősen fejlett karsztos hidraulikus vezetőképesség az allogén vízfolyás teljes elnyelődését okozhatja már a karszt és az allogén vízgyűjtő határán, ahol víznyelővonalon tűnnek a mélybe az allogén (nem karsztos vagy fedettkarsztos) víz­ gyűjtő állandó vagy időszakos vízfolyásai. A fedettkarszt takarójának elszállítódásával a nyíltkarszt-fedettkarszt határ idővel a völgyfők felé eltolódik, és új víznyelővo­ nalak jöhetnek létre. A fenti folyamatot megelőzheti a teljes fedettkarsztos állapot, amikor a fedőkőze­ ten létrejött folyóhálózat a fedőréteg átvágásával és a takaró elhordásával a karszto­ sodé kőzetre átöröklődik: epigenetikus karsztvölgyek keletkeznek. Tektonikus töréssel előrejelzett eróziós völgyek a hasadékvölgyek (pl. Sztracenai-, Csetneki-völgy). A karsztos felszínlepusztulás előrehaladtával, a beszivárgási zóna elvékonyodásával, a gravitációs „A” zóna korróziós felemésztődésével a barlangok beszakadhatnak, felnyílhatnak, és helyükön felszakadt völgyek jönnek létre. Ezek eredetét barlangi romformák, természetes karsztos hidak - a barlangfedő megmaradt részei - valószínűsíthetik (ilyen völgynek minősítik pl. az Áji- és a Szádelői-völgyet a dél-szlovákiai-karsztban). A felszakadt barlangok helyén előtűnő, majd ismét bar­ langba, víznyelőbe ömlő jellegzetes karsztos vízfolyások a búvópatakok. Poljék: a délszláv kifejezés (mező, föld) eredeti jelentésétől - amely nemcsak karsztterületen kialakult nagy kiterjedésű, zárt, lapos fenekű mélyedést jelöl - eltérő­ en, a szakmai fogalom nagy területű, sík aljzatú - esetleg teraszos - zárt, karsztos vagy karsztperemi medencére vonatkozik, amelynek alluviális, fluviokarsztos síkját éles megtöréssel meredek lejtőjű oldalak határolják, és amelynek karsztos vízelvezetése van (Gams, I. 1973). 575

A Dinári-karszt legalaposabban vizsgált poljéin kívül hasonló formák ismertek a Föld más karsztjain is, az arktikus övezettől a trópusokig; amint azt a több nyelvben élő elnevezések (francia: plans, olasz: campo, spanyol-kubai: hojos, maláj: wangs stb.) is mutatják. Ez a legnagyobb kiterjedésű, negatív karsztos forma olyan széles körű felépítésbeli, alaktani, hidro­ lógiai, genetikai sokféleséget mutat, hogy a sokak által továbbfejlesztett (Cvijic, J. 1883. Grund, A. 1914, Lehmann, H. 1954, Roglic, J. 1974 stb.) poljekutatás ma megkérdőjelezi a polje mint egységes meghatározás jogosultságát. Minden polje közös jellemzője, hogy fejlődésének egy szakaszában a fenéktérszíne a karsztvíznívóhoz kapcsolódik. 1. A polje fenekénél évszakos periodicitással (vagy gyakrabban) magasabb karsztvízszint a poljeperemi barlangforrásokon vagy a válto­ zó funkciójú ponorokon (katavotra, estavelles) keresztül táplálja a polje belső alluviális vagy más nem karsztosodó kőzetekkel borított síkján kialakult - vízhálóza­ tát, vagy a poljét kitöltő időszakos vagy állandó tavat. Ennek megfelelően alluvium, tavi felhalmozódás, fluviokarsztos jelenségek alakulnak ki (Fatnicko-polje tava, Crknicai-polje, Szkutari [Shkodrai-]-tó, Ohridi-tó, Preszpa-tó [Dinári-karszt], Fucino-tó [Abruzzók] stb.).2. A polje fenéktérszínéhez simuló karsztvíznívó az aljzat folyóit táplálja, illetve befogadja a vizüket a polje másik oldalán. Jellemző a poljesík laterális folyóvízi elegyengetése (korrózió és korrázió, szedimentáció): plains-képződés (pl. Lika-, Gacsko-polje - Velebit). 3. A polje síkja alatti karsztvízállás esetén a száraz térszínen az autogén karsztosodás jellemző folyamatai mennek végbe: idősza­ kos beszivárgás, nyelőműködés, aszósodás, dolinásodás (pl. Ravno-, Nevesinje-polje - Dinári-karszt). A poljék általában - gyakran tektonikus vonalak mentén - megnyúlt mélyedések, 1 km2-től (amely a legnagyobb dolinától elválasztó mérethatár) növekvő kiterjedéssel (a legnagyobb Lika-polje síkja 474 km2), 1-5 km átlagos szélességgel, max. 60 km hosszúsággal. A poljék egy része tektonikus síkokkal határolt, tektonikus előrejelzettséggel alakult ki (pl. a Dinári-karszt poljéi keverten tektonikus-karsztos folyamatok eredményei (Mijatovic, B. F. 1984). Gyakori az aktív törés, földrengés. A genetikai vitákból következően a poljékat nagyon sokféle módon osztályozták. Cholnoky J. (1939) 3 fő típust különített el balkáni példák alapján: a) tektonikus polje,· b) karsztos besüllyedés, c) kopott (denudációs) polje (322. ábra). Az utóbbi évtizedek kutatási eredményei alapján Gams, I. (1978) öt, ezek részbeni összevonásá­ val Ford, D. C.-Williams, P. (1989) három alaptípust határoz meg: Határ-polje. Karszt-nemkarszt érintkezésnél bemélyült forma, amelyben az allogén vízfolyások dominálnak. Az alluviális lerakódás és az oldalazó elegyengetés megha­ ladja a völgybevágódást. Jellemzője a vakvölgyképződés, valamint az, hogy a térszín a nemkarsztos és fedettkarsztos részeken a határoló nyílkarszt felé lejt, ahol többnyire meredek lejtő tövében a vakvölgyek nagy nyelőkben végződnek (323. ábra). Szerkezeti polje. A zárt mélyedés létrejöttében a geológiai adottságok a meghatáro­ zók: a) tektonikus elhatároltság, amelyet azonban módosíthat a karsztos pianáció, így a határ nem mindig esik pontosan egybe a töréssel; b) gyakori az impermeábilis kőzet betelepülés; c) jellemző a szerkezeti irányokban megnyúlt alak. A legnagyobb 576

322. ábra: Kopott (denudációs) polje (Cholnoky, J. után). M = mészkő, P = nem karsztosodó kőzet, F = folyó a poljéban méreteket mutató poljetípus, belsejében a „normál” fluviális felszínalakulás a megha­ tározó, a töréslépcsővel vagy denudációs lépcsővel meredeken emelkedő oldallejtők oldásformákkal jellemezhetők (323. ábra). Bázisszint-polje. Jellegzetesen a karsztok kifolyási oldalán előforduló mélyedés, amely az autogén típusú környezetben, függetlenül a földtani viszonyoktól és az allogén vízutánpótlástól, a karsztvízszint és a felszín találkozásánál alakult ki és a karsztvízszintváltozások (epifreatikus öv) hatása alatt áll (323. ábra).

323. ábra: Polje alaptípusok (Ford, D. C.-Williams, P. után, módosítva). 1. határpolje, 2. szerkezeti polje, 3. bázisszintpolje 577

Karsztos síkságok, korróziós síkságok A hosszú időn át tartó denudáció a karsztosodó kőzettömeget a karsztvízszintig, illetve a karszterózió-bázisig lealacsonyítva karsztsíkságot alakíthat ki, amely külön­ bözik a kiemelt helyzetű karsztfennsíktól (karsztplanina), de nem jelenti a ciklustani szenilis állapotot, illetve végső tönköt sem. Kifejlődését korábban a trópusi övhöz kötötték, de megtalálható más éghajlati övékben is. Kialakulása, osztályozása ma is vita tárgya. Megkülönböztettek körülzárt hegyközi karsztsíkságot (Jakucs L. 1971) és karsztos peremsíkságot (Karstrandebene), amely tengerparti kifejlődésében karsztos szigetten­ gert (karsztos archipelagus) alkot. Az elmúlt évtizedek kutatásai szerint leggyakrabban a karszt kifolyási oldalán keletkeznek karsztos síkságok, de létrejöhetnek a bemeneti részen is, ha a határpolje kapcsolódik a kimeneti oldalhoz (pl. Gort Lowland, Nyugat-írország). Nagyon enyhén lejtő, gyengén tagolt gyakran kiterjedt síkságok, amelyek általában alluviális vagy vörösföldes málladéktakaróval borítottak. A takaró alatt a denudáció valamely formájával lenyesett, karsztos kőzetfelszín fekszik, amelynek elegyengetésében a karsztos korrózió döntő szerepet játszik. Közös jellemvonásuk, hogy a karsztvízszint magasságában fejlődnek ki, amelynek ingadozása irányító szerepet tölt be kialakulá­ sukban. A karsztos peremsíkságok a forrásvonaltól gyengén lejtenek valamely impermeábilis kőzetküszöb vagy tó, esetleg tengerpart felé, és területük a források hátrálásával növekszik. A forrásvonal eltolódását alámosás, barlangbeomlás, a felszín alatti jára­ tok összeolvadása idézi elő. A folyamat részeként a felszín alatti vízfolyások vonalán amfiteátrumszerű völgyfők, meredeken induló zsák alakú völgyek, mély, beomlott, hátravágott völgyszakaszok (pl. Malham Cave, Anglia), vagy még nagyobb méretű eróziós-korróziós cirkuszok (pl. „makhteshimek” a Negev- és Sinai-sivatagban) kelet­ keznek. A korróziós síkságok a karsztvízszint-ingadozás övében, általában az ismétlődő karsztvízáradások hatására, főként oldással elegyengetődő, szabálytalan, de alacsony domborzatú térszínek, amelyek formálásában az oldhatatlan rezidiramokból álló hordalék mechanikai hatásának is szerepe lehet. Az epifreatikus zóna szintjében elegyengetődő síkságok a szomszédos alföldek összeolvadásával, a forrásvonal hátrá­ lásával, a karsztos maradványdombok elhordásával növekednek. A korróziós elegyengetődés magában foglalja: 1. a kiemelkedő részek függőleges oldását, 2. a karsztforrásokból induló folyók oldalazó erózióját-korrózióját, 3. a forrásbarlangok hátrálását. Az oldásfolyamatok hatásosságának jelzői az áradási-szinlők, bevágások, a sziklafal-lábbarlangok a síkság peremein, a maradványdombok lejtőin. Az elegyengetődés intenzitását korábban a hőmérséklettel hozták összefüggésbe, újabban a csapadékos periódusok hossza, az impermeábilis málladék hatása és a vegetáció szerepe látszik fontosabbnak.

578

A karsztvízszint-erózióbázis helyzetének változása a karsztos síkságok fejlődésének megváltozásával járnak: a nívó lesüllyedése esetén a síkság folyói bevágódnak, a vadózus szivárgási zóna kiterjed a síkság kőzetalapzatára, a freatikus öv alászáll: megindul a dolina- és völgyfejlődés. A maradványdombok tornyos formákká alakulnak, a korróziós fejlődés megújul. A bázisszint (karsztvíznívó) emelkedésével a vadózus zóna összeszűkül, a freatikus zóna kiterjed: fokozódik a járatok hordalékkal való kitöltése, a felszín elsimulása. Az utóbbi elmozdulás a tengerszint-emelkedés követ­ kezménye is lehet (pl. Florida, Yukatán kevert-sós vízzel elöntött karsztformái).

Karsztos maradványformák A beszivárgási zóna korróziós felemésztődése, az epikarszt övezetének és a folyási zónának (epifreatikus öv) összetalálkozása esetén ezek üregrendszerei összeolvadnak, és megszűnik a szabad függőleges vízlevezetés és szivárgás. Ennek az az alaktani következménye, hogy a dolinák függőleges fejlődése megszűnik és a laterális korrózió felgyorsul. A bemélyedések horizontálisan terjeszkednek, a köztük levő kiemelkedé­ sek, vízválasztók összeszűkülnek; a korábbi karsztos kiemelkedések maradványfor­ mákká alakulnak, a mélyedések aljzata elegyengetődik. Különösen látványos ez az átformálódás a karsztsíkságokon, ahol a kialakuló folyók laterális korróziójához a nemkarsztos kőzethordalék (agyag, homok, kavics) mechanikai koptató munkája társulhat. További korróziós hozzájárulást jelent az alluviális lerakódás, talajosodás, amely a geokémiai működést fokozza, növeli az oldóképességet (1. „talajhatás”). Az izolálódó, egyre szórtabban elhelyezkedő maradványhegyek meredekebbé váló lejtőikkel, kerekded alakjukkal, több szerzőnél a szigethegyes karszt elnevezést kap­ ták. A maradványhegyek számtalan alaki változatai között - amelyek ma még hiány­ talanul nem osztályozhatók - külön csoportot alkotnak azok, amelyek fedettkarsztos felszínmaradványként nemkarsztos „sapkát” hordanak. Ez védi őket a további kor­ róziótól, bár a védőtakaró a vízelnyelést egyes pontokra koncentrálja (pl. a Kentuckykarszt ,,knob”-jai). A sasbércként elkülönülő, 100-150 m magas, szerkezeti irányok szerint sorakozó maradványhegyeket hummik, a kizárólag korróziósán izolálódó, lassan alacsonyodó szigethegyeket mozornak nevezik a Dinári-karsztban. Kúp- és toronykarsztok: változatos alakban megjelenő, főleg - de nem kizárólag trópusi és szubtrópusi intenzíven oldódó karsztokban leírt formák, amelyek egyen­ ként és csoportosan a leglátványosabb, bizarr alakzatok. Négy (vagy több) genetikai csoportjuk van: a) alluviummal borított sík, karbonátos felszínből kiemelkedő ma­ radványhegyek, b) elegyengetett karbonátrétegek közé települt nem karbonátos kő­ zethegyek, c) alluviális törmelékkel fedett változatos karsztos domborzatú alapból felmagasodó maradványhegyek, d) lejtős talapzatból kiálló tornyos formák. A széles alapzatú, nem függőleges lejtőjű formák nagy csoportjába tartoznak a kúpkarsztos (cones, Kegelkarst), a karcsú, függőleges oldalú megjelenésformák cso­ 579

portjába a toronykarsztos (tower-, Turmkarst) maradvány hegyek. Sok karsztról külön­ böző neveken ismeretesek a kúpos és tornyos formák (Dél-kínai-karszt: fengcong; Kuba, Puerto Rico: függőleges oldalú, lapos, karrokkal szabdalt tetejű mogote-k; a Kelet-indiaiszigetekről a szénaboglyát formáló sigmoid hegyek és a tornyos alakzatok; magas tor­ nyokból épült dél-kínai fenglinek; a karcsú, hegyes új-guineai tűkarr-tornyok (utóbbiak a trópusokon általában karrosodott, a mérsékelt és hideg övben sima felületűek). Morfometriai jellemzőik alapján számos formasorozatba osztják ezeket (324. ábra). Belső szerkezetük összetett és nem teljesen ismert. A maradványhegyek gyakran rendkívül gazdagok függőleges oldásos járatokban, hasadékokban, esetleg vízmo­ sásszerű bevágásokkal (aknákkal) tagoltak. A síkság szintjében katavotra-szerűen működő lábbarlangok, a magasabb szinteken - fosszilis lábbarlangok maradványa­ ként - cseppköves barlangok nyílnak. Hasonló magasságokban különbözőképp fej­ lett, vízszintes futású alámosások, szinlőszerű vájatok tanúskodnak a folyók laterális eróziójáról, egyes esetekben a talajszintben fellépő intenzívebb korrózióról.

324. ábra: A kúp- és toronykarsztok néhány jellemző alapformája (White, W. után, mó­ dosítva). 1. sigmoid (Borneo), 2. ideális kúp (Dél-Kína), 3. kúpos torony (Puerto Rico), 4. torony (Dél-Kína), 5. tűnyak (Dél-Kína), 6. mogote (Kuba) 580

325. ábra: Kúpos toronyhegy fejlődési mo­ dellje (Ford, D. C.-Williams, P. után, mó­ dosítva). A toronyhegy felső részének for­ mái korábban alakultak ki, mint a lábazat. A torony magasságának növekedését az alapzat, az áradásos síkság alacsonyodása okozza (1-2). A későbbi részleges eltemetődés - a síkság feltöltődése - a síksági folyó áradásának szintjében (3) lábbarlangok és bevésett szinlők kialakulását eredményezi

A maradványhegyeket néha törmelékszoknya veszi körül, máskor a szálban álló kőzet közvetlenül érintkezik a karsztsíkok vörösföldjével, alluviumával. A barlang­ szájaknál, sziklaereszeken gyakori a cseppkő- és függönyszerű mészkiválás. A kúp- és toronyhegyek, a csoportos kúphegyek (fungcung) között áradásos síkság helyezkedhet el, más esetekben szorosan kapcsolódnak egymáshoz, és csak oldásos hasadékok vagy zárt mélyedések választják el őket. A kiemelkedések kopár felszíneit bekérgezések, mállási bevonatok, kalkret-formációk (Panos, V. és Steke, D. 1968, Day, M. J. 1978) boríthatják, amelyeknek a porozitás csökkentése révén jelentős szerepük lehet a korrózió, erózió gátlásában és a formák megmaradásában. Az újabb vizsgálatok arra mutatnak, hogy a maradványhegyek az alapzat, a karsztos síkok lepusztulásos alacsonyodása (pl. Guilin, Dél-Kína, 23 m/millió év, Williams, P. 1989) által magasodnak környezetük fölé, miközben megmaradásukat a sajátos kőzettani felépítés, a rétegzettség, az ellenálló bekérgezés stb. védő hatása biztosítja (325. ábra). Karsztos sziklakibukkanások, rétegfejek, réteglépcsők maradványformái: a karszt mélyedéseinek oldalában, réteglépcsők peremein, rétegfejek sziklafalainak előterében korrózióval, omlásokkal elválasztott maradványsziklák helyezkedhetnek el. Bennük gyakran rombarlangok, oldásüregek, felszínükön esetenként a fitokarszt (a növényzet által kiváltott korrózióval jellemzett karszt) jellegzetes oldásformái, mészkiválásai foglalnak helyet.

Felhalmozódásos és épülő karsztformák A karsztvíztároló kiürülésének, a karsztforrások kibukkanásának zónájában (out­ put), a kifolyási oldalon a karsztvízből kivált mészkövek különböző felhalmozódásos formákat alkotnak. Kalkret (calcrete, caliche, kunkur): a mészben gazdag karszttalajok, málladékok, alluviumok egyes szintjeiben az oldatból kicsapódó mész felhalmozódása. A kiválás formája lehet poros, konkréciós, bekérgezéses. A kalkretek és forrásmészkövek kö­ zött - általában a vízesések kiválásaihoz és az ártéri üledékekhez kapcsolódva átmeneti formák vannak. Forrásmészkő-felhalmozódások (mésztufa, travertino): a karsztvizekből az oldás­ sal ellentétes irányú kémiai reakciók eredményeképp, CO2-leadás mellett karbonátki­ válás megy végbe különböző tényezők közreműködésével (p(CO2)-megváltozás, folyadéknyomás-változás, baktériumok, algák CO2-elvonó tevékenysége). A felhalmo­ zódások szerkezete gyakran laza, tufaszerű, bennük szerves eredetű zárványok és közberakódott nem karbonátos anyagok is előfordulnak. A felhalmozódások sok m vastagok és több száz km2-es kiterjedésűek is lehetnek. A számos alaki variáció legfontosabb csoportjai: vízesés-lerakódások, tavi feltölté­ sek (leghíresebb a Plitvicei-tavak forrásmészkő gátrendszere), lejtőhalmok és kúpok, takarók (a Budai-hegység forrásmészkő-takarói: Várhegy, Szabadság-hegy stb.), 581

teraszok és hasadékkitöltések, bekérgezések (legnagyobb mennyiségben a termálkarsztforrások résrendszere körül). Ha a kicsapódásban a biológiai tevékenység a legjelentősebb, biokarsztjelenségnek nevezik.

Felszín alatti karsztformák - barlangok A felszín alatti karsztformák a víztartó és a beszivárgási zóna vízvezető járatainak összességét jelentik. A vízvezető üregekben a víz tágasságuk és a bennük levő kitöltő anyagok (többnyire agyag) mennyisége szerint - szivárgással és lamináris, illetve turbulens áramlással - mozog. Hagyományosan barlangnak nevezik a járható termé­ szetes üregeket. A karsztvíz-hidraulika a barlang minimális méretét olyan üregátmé­ rőben adja meg, amelyben már örvénylő áramlás léphet fel (ez minimálisan 5-15 mm). A karsztbarlang kialakulása az elő- (proto-)barlangból indul. Ennek mérete a fenti kiterjedést még nem éri el, de amely kapcsolatban állva a felszínnel, vízvezetés révén fokozatosan tágul és hosszabbodik, míg a nyelő- és forrásbarlang összekapcsolódásá­ val átmenőbarlang jön létre (326. ábra). A barlangokat számos jellemzőjük közül elsősorban a hosszuk (tengelyhossz) és mélységük alapján hasonlítják össze. A több tízezer feltárt barlang között a leghosszabb 530 km (Mammoth Cave, Kentucky. USA), a legmélyebb 1535 m (Reseau Jean Bemard, Franciaország). Az átmenő-

326. ábra: Átmenőbarlang fokozatos kialakulása (Cholnoky J. szerint). Ny = nyelőbarlang. F = forrásbarlang, V = víznyelő - A kis nyilak a karsztforrásokat jelzik 582

barlang egy -kifejlett vízvezető rendszer része, ezért általában elágazó, párhuzamos járatai és oldalágai lehetnek. A külföldi szakirodalomban kb. az előbbinek megfelelő értelemben használt fogalom az integrált barlang, amely tehát barlangrendszer, amelynek az összekapcsolódó járathálózat meghatározza jellegét, a karsztvíztároló viselkedését, ezért a barlangosztályozás alapformájának tekinthető. A karsztvízmoz­ gás vertikális övezetei szerint megkülönböztetnek vadózus és freatikus, a kialakító hatások alapján oldásos és oldásos-eróziós (mechanikai eróziós) barlangokat és bar­ langrendszereket. Az utóbbi típus kialakulásában a felszín alatti hordalékszállítás a meghatározó, amely az allogén vízgyűjtő vízhozamaitól és hordalékviszonyaitól függ. A hévizes barlang a mélyből felszálló termálkarsztvíz és gázexhaláció révén kialakult forma, amely kéregmozgásokkal kerülhet a karsztvíznívó fölé. A törésvonalak prefor­ málta keskeny, mély üregek falait hidrotermális ásványképződés során keletkezett kalcit-, aragonit-, gipsz- és baritkristályok borítják (pl. Pál-völgyi-, Szemlő-hegyi-, Ferenc-hegyi-, József-hegyi-, Sátorkőpusztai-barlang stb.). Az oldásos barlangok jellemzője a háromdimenziós járathálózat, amelynek kiala­ kulását a hidrológiai, petrológiai, tektonikai, éghajlati, talajtani, biológiai tényezők határozzák meg. Számos barlang többfázisú fejlődést mutat, aminek több oka lehet: pl. megváltozik a vízgyűjtő (input) és a forrás (output) magasságkülönbsége; megváltozik az elnyelt víz mennyisége, hordalékossága, minősége stb., következésképpen emeletes barlangrendszer alakulhat ki (326. ábra). A barlangok belső eróziós formái. A barlangjáratok keresztszelvényei minden irány­ ban egyöntetű (izotróp) geológiai feltételek között is változatosak, még inkább nagy a variáció anizotrop körülmények között (rétegzettség, tektonikus szerkezet stb.), ahol gyakran találni aszimmetrikus szelvényeket. A járatkeresztmetszet alakulása többnyire kifejezi a barlangfejlődés jellegét és utal annak mechanizmusára. Pl. Jakucs L. (1971) vizsgálatai szerint az allogén karsztok eróziós barlangjainak aljzatát horda­ lék borítja, amely alatt szabálytalan a kőzetfelszín, az aktív járatokban laterális kavicsteraszok keletkeznek, a mennyezet horizontálisan szélesedő. A barlangjárat falait és mennyezetét vájatok, félcsatornák, kimélyült repedésháló­ zat, maradványfüggők, oldási „zsebek”, gömbfülkék („kupolák”, a hévizes oldás jelei), harang és henger alakú üregek teszik változatossá. A barlang aljzatán és a fedő törmelékben áradási csatornák, gödrök, eróziós üstök, az oldalfalakon alámosásos mélyedések, eróziós sziklavályuk, áramlási kagylók fejlődhetnek. A fenéktérszínbe vagy hordaléklerakódásba néha kanyargós csatorna (meanderező kanyon) vagy terasz vágódik. A barlangi vízesések alatt körkörös, elliptikus és kupola alakú aknák keletkezhetnek. A hidrotermális barlangokban és félsivatagos területek barlangjárataiban a savas kondenzáció korróziós vájatai jelenhetnek meg. Az omlásos szakaszokon a barlangi kőzetaprózódás, mechanikai töredezés törme­ léke halmozódhat fel. A mennyezetfelharapódzás, töredezés törmelékei között meg­ különböztetnek: tömbösen, táblásán, törmelékesen leszakadt darabokat, amelyek 583

leomlását a korróziós meglazulás, a nyomásfeszültségek kioldódása, szeizmikus moz­ gás, fagy okozta aprózódás (a hideg övezetek barlangjaiban) egyaránt kiválthatja. A barlangjáratok legnagyobb nyitott terei a barlangtermek. Az ismert tágasabb termek térfogata 100-500 ezer m3, de a legnagyobbak: a Sarawak Chamber (Mulukarszt) 20 x 106 m3, a Belize Chamber (Belize) és a Carlsbad Big Room (Új-Mexikó, USA) 1 x 106 m3 kiterjedésűek. A barlangtermek a járatok és tektonikus síkok kereszteződésében, illetve a keveredési korrózió legaktívabb helyein akkor keletkez­ nek, ha a barlangi áramlás az ott keletkező törmelék nagy részét képes elszállítani. A barlangi felhalmozódások lehetnek változatos kifejlődésű klasztikus törmelékek, kémiai és organikus üledékek, osztályozott szemcseeloszlásban vagy kaotikus kevere­ désben (diamicton). Ezekben az óriásblokkoktól a finom agyagig a legkülönbözőbb méretek előfordulnak. A nagyobb törmelékdarabok és kavicsok többnyire csúszó és görgetett mozgással szállítódhatnak vagy beékelődhetnek. A járatban a homoklera­ kódások általában a forrás felé és a felhalmozódásszelvényekben felfelé finomodnak, az agyagfelhalmozódások viszont gyakran ritmusos szemcseméretváltozást mutat­ nak (szalagos agyagok). A vegyi üledékek nagy része kalcit, aragonit és más karbonát - ritkábban szulfát - ásvány, amelyeknek másodlagos kiválással létrejött formáit a szakirodalom összefoglalóan szpeleotemeknek nevezi. Az ásványkiválás a p(CO2) alakulása szerinti szén-dioxid-leadás és az evaporáció viszonyaitól függ. A törmelékek karbonátos összecementezése révén karsztbreccsa keletkezik. A szi­ várgó karsztvízből kiváló alakzatok a cseppkövek. A barlang mennyezetén, a repedé­ sek mentén megjelenő vízcseppből a talajban felvett CO2-többlet távozik, és az ennek megfelelően kiváló CaCO3 a barlang mennyezetén, falán vagy aljzatán szalmacsepp­ követ (fisztula), függőcseppkövet (sztalaktit), állócseppkövet (sztalagmit), cseppkőosz­ lopokat, bekérgezéseket alkot (319. ábra). Mészkiválás, illetve kristálynövekedés révén keletkeznek a barlangi gyöngyök, a borsócseppkövek, a heliktitek vagy excentrikek és a képlékeny holdtej (moonmilk). Repedés menti szivárgás esetén cseppkő­ függönyök (drapériák) keletkeznek. A padozaton, törmeléken a lecseppent és szét­ freccsenő vízből további karbonátkiválással cseppkőbekérgezés jön létre. A csepp kő­ bevonat a barlang padozatát és falait is beboríthatja, réteges felhalmozódása fluviális üledékberakódást foglalhat magába, vastagsága elérheti a 100 m-t. A kivált mészkő lépcsőzetes felhalmozódása a tetarata, amely gátakat, mésztufateraszokat formál, felszínén a kisebb, íves, helyi gátak mögött lépcsősen medencék alakulnak ki. A szegélykőgátak a medencék lefolyási oldalán és a csatornák peremén keletkez­ nek. A barlangokban több mint 180 nem karbonátos ásvány is előfordulhat (szulfátok főleg gipszkővirágok, -tűk, -szakállak halidok, foszfátok, nitrátok, szilikátok). A gyakran jelentős mennyiségű denevértrágya (guanó) a kalcittal hidroxi-apatittá alakul, és bekérgeződve részt vesz a szpeleothemek kialakulásában. Az alumínium-, mangán- és vas-oxidok és néhány szerves vegyület (humin- és fulvosavak) szuszpenzió formájában bemosodva a barlangba, részt vesznek a cseppkövek elszínezésében és a bevonatokban. A kvarc vékony bekérgezéseket alkot termálvizes 584

barlangokban és nagyobb kristályokat a repedések falán. Réteg közti településben opál (kalcedon) is előfordul. A karszthidrológiai rendszer átrendeződésével, a karsztösszlet tektonikus elmozdu­ lásával a kiszáradt, felszakadt vagy felhalmozódásokkal kitöltött barlangok működé­ sükben megváltozva már a paleokarsztok formakincséhez tartoznak.

A dolomitkarsztok sajátosságai A felszínalkotó karbonátos kőzetek jelentős részét dolomit alkotja. A dolomit­ ásvány (CaMg(CO3)2) kettős só, amelynek kristályrácsában ideális esetben a Ca2+ és Mg2+ -ionok szabályosan váltogatják egymást. Bizonyos esetekben azonban Ca és nyomelemek (Zn, Fe, Mn stb.) ionjai helyettesítik a Mg2+-iont; így kevesebb a követke­ ző formula: Ca(1+x) Mg(1_x) (CO3)2. Ha a Mg2+ -iont Fe2+ -ion helyettesíti, a dolomit oldhatósága növekszik, mert csökken a kristály rendezettségi foka. Az ilyen dolomi­ tot nevezték protodolomitnak vagy pszeudodolomitnak, amely rózsaszínes vagy barna mállási színt mutat. A dolomit kőzetszövete tömör vagy porszerű, illetve kristályos (kristályméretük ~ 10-100 pm, de cm-es átmérő is előfordul). A Mg-tartalom szerint különböző a dolomit oldhatósága. A valódi dolomit kevésbé oldható, mint a meszes dolomit, az utóbbi szintén kevésbé oldható, mint a tiszta mészkő. A dolomitoldódás reakcióegyenlete:

(6) Az oldási kísérletek szerint a reakció két lépésben megy végbe: előbb a CaCO3komponens megy oldatba, majd sokkal lassabban a MgCO3. A dolomitkristályokat összetapasztó kalcit oldása korábban bekövetkezik, mint a dolomitkristályoké. A korrózió ilyen hatása eredményezi az aprókristályos porló dolomitot, illetve a makrokristályos dolomitmurvát. Hasonló eredménnyel járnak a hidrotermális folya­ matok - melyek leoldják a kristályok mészkérgét illetve az aprózódást előidéző inszoláció és fagyváltozékonyság. Hideg vizes (10-15 °C) dolomitoldás esetén az oldat több CaCO3-ot tartalmaz, viszont meleg vizes (40 °C) oldásnál a MgCO3 kerül túlsúlyba az oldatban (Mándy T. 1954). Ebből következően a termálvizek nagyobbrészt a dolomitkristályokat old­ ják. A fentiek szerint is a korrózió a dolomitkőzet jellemző folyamata: tehát a karszto­ sodó kőzetek közé tartozik, szemben a - Grund, A. megállapítását elfogadó - korábbi nézetekkel, amelyek szerint a dolomitösszletek félkarsztok. Korunk kutatói a karsztjelenségeket a dolomittérszínekre is vonatkoztatják. Ez jogos, mivel a karboná­ tos összletekben a különböző mértékben dolomitosodott rétegek általában a mészkö­ vekkel váltakozva fordulnak elő, és együtt alkotják a karsztformákat. 585

327. ábra: A dolomitkarszt jellegzetes nagyformái: tornyok, pillérek, bástyák, függőleges sziklafalak, hasadékvölgyek, törtlejtők, törmelékkúpok

A dolomit kőzettani tulajdonságai (tömött, rideg, porlódó, alig maliik) alapján azonban lepusztulásfolyamatai és -formái több vonatkozásban sajátosak. Ridegsége miatt rendkívül repedezett, töredezett, függőleges hasadékokkal átjárt. Ennek követ­ keztében erősen aprózódik, kőzettörmeléke szögletes, éles, sarkos. Ezt a meredek lejtőkön kőfolyások vezetik le a lejtőlábhoz, ahol a törmelék törtlejtővel, meredek felszínü törmelékkúpokban halmozódik fel. Az aprózódás a korrózióval együtt a hasadékokat folyamatosan szélesíti: így tágas vízelvezető rendszer és jelentős beszivárgási lehetőség jön létre, egyúttal erősen meg­ növekszik az aprózódásnak és a korróziónak kitett felület. Ezeknek a folyamatoknak alaktani következményei a meredek vagy függőleges formák: sziklafalak, tornyok, bástyák, pillérek kialakulása, mély hasadékvölgyek, szurdokok keletkezése. A gyenge mállás következtében mállási maradék alig keletkezik, a talaj nagyon vékony és könnyen egészében erodálódik. Ezért jellemzők a kiterjedt kopárok, tar sziklafelszí­ nek (pl. a Veszprémi-fennsík keleti része, Budai-hegység dolomithegyei). A murváso­ dó, porlódó dolomit felszínein gyakoriak az eróziós formák. A dolomitkőzet felszíne nyugtalan, az egymást keresztező repedések éles, sarkos, szögletes, piramis alakú formákat, kőbörcöket (monadnock) eredményeznek. Ezek a jelenségek háttérbe szorítják az oldásformákat, amelyek ezért a dolomittérszíneken kevésbé szembetűnőek, annál gyakoribbak a felszín alatt: a repedések mentén víznyelők, szerkezetileg előrejelzett barlangok alakulnak ki, a mészkőbarlan­ gokhoz hasonló formákkal.

586

Evaporitkarsztok (gipsz- és sókarsztok) A jól oldódó szulfátos és sókőzetek felszínre bukkanásain kialakuló karsztos domborzat átmenetibb jelenség, mint a kevésbé jól oldódó karbonátos kőzetek karsztformái, mert az erőteljesebb korrózió gyorsabban átformálja a felszínt. Az evaporitkőzetek nagy területekre kiterjedő rétegei azonban leggyakrabban fedetten, változatos rétegsorokban fordulnak elő a karbonátos és nem karsztosodó kőzetek rétegei között, vagy vastag talaj és törmeléktakaró alatt, ezért a csapadékvíz csak a felettük fekvő fedőn átszivárogva oldhatja őket. Az oldásnak és evaporit-karsztosodásnak ezt a formáját, amelynek során a karsztosodás az oldott anyag zárt térben való elszállítására korlátozódik, réteg közti oldásnak nevezik. Mivel az evaporitok oldódása további kémiai reakciók nélküli egyszerű disszociáció, a beszivárgó víz telítettségig oldja a kőzetet, és oldat formájában elszállítja annak oldható ásványait. A jelentős mértékű réteg közti anyageltávolítás az oldott réteg felett fekvő kőzetek megrogyását, beszakadását idézi elő: az így kialakuló breccsacsövek (328. ábra) és a felszínt alkotó kőzet rogyott-süppedt mélyedései (dolinái) a réteg közti karsztosodás legjellegzetesebb formái. A gipszkarsztok formakincse. Az üledékképződés során a kristályvizet tartalmazó gipsz (CaSO4 · 2H2O) a tengervízből korábban kivált kristályvíz nélküli anhidrittel (CaSO4) általában együtt fordul elő. A felül fekvő gipszösszleten átszivárgó víz felvételével az anhidrit duzzadással együttjáró hidratációja megy végbe, ha az ehhez szükséges tér rendelkezésre áll. A gipsz és anhidrit közötti hidratációs front nem lehet 150-200 m-nél mélyebben (Gorbunova, K. A. 1979), mivel ennél vastagabb fedőréteg már ellenáll a hidratációs duzzadásnak. A tágulás megrepeszti a fentinél vékonyabb gipszréteget és a felette lévő fedőt (Pecsorkin, I. A. 1986), és a hasadékokon beszivár­ gó víz további anhidrit-gipsz átalakulást okoz. Következményképpen a repedések

328. ábra: Evaporitkarsztok jellegzetes nagyformái: 1. evaporitkőzet-rétegek, 2. karbonátos kőzetrétegek, 3. oldódási front, 4. oldással létrejött feltöltött medence, 5. breccsacsövek, 6. oldásüreg, 7. megsüppedt vályú, 8. só-lejtő, 9. breccsacsőkitöltés-maradványdomb 587

vonalán a hidratációs front egyenetlenné válik. A térfogat-növekedésre vezetik vissza a gipsz tumuli (buborék, sátor), a kerek vagy elliptikus alaprajzú, ~ 0,2-10 m átmérő­ jű, ~2,5 m magas, üreges gipszkupola keletkezését, amelynek belsejében a feküanhidrittől hajlítófeszültség választotta el a gipszfedőt. Nagyméretű karsztkupolákat írtak le Új-Mexikóból (átmérő: 200 m, magasság: 10 m), Észak-Kanadából és Arhangelszk környékéről (átmérő: 10-1000 m, magas­ ság: 25 m). Ezek magja gipsz, amelyet tördelt dolomit vagy más törmelékes kőzetek borítanak. A fedetlen gipsz- és anhidritfelszínek néhány száz, esetleg ezer km2-es kiterjedésűek, a legnagyobbak a Kanadai-pajzsról, az USA nyugati, délnyugati részé­ ről, az Ural nyugati előteréből ismertek. Rajtuk gyakoriak a karros formák (rovátka, csatorna, hasadék, kamenica) és a zárt karsztos mélyedések (töbrök, vakvölgyek, poljék). Mivel a gipsz vízben való oldhatósága 100-150-szeresen meghaladja a karbo­ nátokét, gyors az üregképződés és beomlás, a gipszrétegeket nagy területeken fedő takaró (lösz, glaciális törmelék) megrogyása, süppedése: jellemzők az omlásos és rogyásos formák (pl. Baskíria, Perm környéke, Kanada, Új-Mexikó). Az oldásos töbrök sok formája jellemző Olaszország, Spanyolország stb. gipszfelszínein. Válto­ zatos méretű breccsacsövek (átmérő 1-100 m, magasság 500 m-ig; Quinlan, J. F. 1986) keletkeznek a barlangok felett és a réteg közti oldás kitüntetett pontjain (328. ábra). Sajátos maradványforma a keményre cementált, a lepusztulásnak ellenálló breccsacsőkitöltés, amely 5-40 m magas dombként emelkedik a gyorsabban denudálódó felszín fölé (Nyugat-Oklahoma, USA). Vitatott keletkezésű, valószínűleg a rétegközi oldás következtében megsüppedt, 100-1500 m széles, 1-15 km hosszú, néhány m mély forma a megsüppedt vályú (Új-Mexikó). A nagyobb méretű, 5-10 m mély hasonló vályúkat helyenként szárazföldi eredetű üledékek tölthetik ki, amelyeket oldással létrejött feltöltött medencének neveztek el (328. ábra). A gipszkarsztok barlangjai a Föld legnagyobb üregei közé tartoznak, sajátos belső morfológiával és gyors növeke­ déssel (Carlsbad Caverns, Új-Mexikó), olykor labirintusszerű járathálózattal (Optimiszticseszkaja Pescsera, Podólia). A sókarsztok a felszínen csak aridus területeken (Dél-Kalifornia, Izrael, Tibet, Franklin-szk.) maradhatnak fenn hosszabb ideig rendkívül nagy (a mészkőénél többezerszer nagyobb) oldhatóságuk miatt. Bár a sórétegek minden kontinensen kiterjed­ tek, felszíni megjelenésük mindössze néhány km2-es. Réteg közti oldás miatt besülylyedt, majd feltöltött mélyedések helyezkednek el a sófelhalmozódás peremein, olda­ lukon só-lejtővel (Kanadában pl. 1600 km hosszan) és mély oldásformákkal. A só sajátos szemcsézete, szerkezete folytán a nagy rétegnyomástól felfelé préselődve, a rétegsorból kiszorítva a felszínre áramolhat, s gátakat, küszöböket formál. Nagyon lassú, epizodikus emelkedéssel bukkan a felszínre 2-20 km-es kiterjedésben. Az aridus és hideg régiókban a diapirként (tömzs) kiemelt sótömeg akár 500 m magas, nedves klímán - gyorsan lealacsonyodva - ~ 100 m magas dombokra bomlik (Zagros hg. - Irán). A diapir magjában felszínre nyomult són csatornakarrok, sófalkarrok, csúcskarrok, sógleccserek keletkeznek, majd rövid idő múlva eltűnnek és átadják helyüket újabb formáknak.

A karsztosodás dinamikája, a karsztos lepusztulás vizsgálata A karsztos oldásfolyamatok hatásosságát már a XIX. század közepétől igyekeztek részben mérésekkel, illetve becslésekkel meghatározni (pl. Bischof, G. 1854. Davis, W. M. 1899, geomorfológiai ciklustanát a karsztokra alkalmazva. Grund, A. (1914), Cvijic, J. (1918) és követőik a karsztos kőzetfelszínek kialakulásának magyarázatában megkülönböztettek fiata­ los, érett és elaggott denudációs szakaszokat (329. ábra). A különböző klímaövek eltérő jellegű karsztformáinak megismerése (Lehmann, H. 1954, Gvozgyeckij, N. A. 1959, Balázs D. 1973, Sweeting, Μ. M. 1972 stb.) indította a kutatókat (pl. Szabó P. Z. 1957, Büdel J. 1982, Corbel J. 1959, Jakucs L. 1971) - az éghajlati felszínalaktan szemléletének megfelelően - a karsztok és a karsztos denudáció klímaövek szerinti csoportosítására. Az utóbbi évtizedekben a korábbi, a karsztvidékek megjelenésformáiból kiinduló deduktív analíziseket mindinkább felváltják a méréseken, induktív megfigyeléseken alapuló vizsgálatok és rendszerezések. Nagyszámú karsztvízgyűjtő oldásadataiból Corbel, J. arra a - különböző éghajlati zónák formakincsének ellentmondó - véle­ ményre jutott, hogy a karsztos oldódás legfontosabb szabályozója a hőmérséklet, mivel a hidegebb viszonyok között az oldás erőssége - a CO2 alacsonyabb hőmérsék­ leten való nagyobb mértékű oldódása következtében - nagyságrenddel meghaladja a forró égöveket. Meglepő következtetése a vizsgálatok sokaságát váltotta ki. Priesnitz, K. (1972), Pulina, M. (1971), Gams, I. (1981) összefüggést állapított meg az oldásos lepusztulás és a csapadék mennyisége, illetve a karsztos lefolyás között. Smith, D. I. és Atkinson, T. C. (1976) hasonló eredmények alapján a csapadékmennyiség meghatározó jelentőségét hangsúlyozta a karsztos denudációban.

40. táblázat A karsztkorrózió genetikus hatófaktorainak százalékos kvantitatív megoszlása a legjellegzetesebb karsztmorfológiai klímazónákban (Jakucs L. után) Magashegységi + periglaciális

Mérsékelt folyóvízi

Mediterrán

Sivatagi

Trópusi

Légköri CO2 Anorganikus eredetű

45

7

4

30

0,5

co2

5 30 5 15

9

8

54 5 25

55

15 0 55 0

2,5 50 4

Biogén CO2 Szervetlen savak Szerves savak

8 25

Jakucs L. a karsztkorrózió tényezőinek mennyiségi viszonyait éghajlati nek megfelelően vizsgálva (40. táblázat) a formák minőségét és a karsztosodás

43

övezetek­

589

329. ábra: A karsztdenudáció ciklusa Cvijic, J. és Grund, A. szerint. A = juvenilis állapot. Karrmezők, víznyelők és dolinák a karsztfennsíkon. B = korai maturus állapot. Dolinák, uvalák, barlangok. C = maturus állapot. Szakadékdolinák, szakadékvölgyek, poljék, vékonyo­ dó karszt, mozorképződés. D = elaggott (szenilis) állapot. Lepusztult, vékony karszt felszíni vízfolyásokkal, karsztos maradványhegyekkel

erősségét a következő karsztmorfológiai klimatikus fácieszónák szerint különböztette meg: 1. Magashegységi és periglaciális övezet: utóbbi alacsony fokú karsztosodással, karsztos makroformák nélkül, előbbi sajátos karsztosodással, főleg vertikális bar­ langképződéssel (aknabarlangok); 2. Mérsékelt folyóvízi övezet: periódusos (évszakos) korróziós és felhalmozódásos folyamatokkal, nagy eróziós barlangokkal, a formák megjelenésében érvényesülő mikroklimatikus hatáskülönbségekkel; 3. Mediterrán övezet: az előbbi zóna jelenségeinek a mediterrán éghajlati sajátossá­ gok szerinti fellépésével; 4. Sivatagi övezet: a karsztosodásra alkalmas kőzeteken a karsztjelenségek viszony­ lagos hiányával; 5. Trópusi övezet: a legintenzívebb korróziós dinamikával, areális lemosódással, a talajerózió miatt szelektíven érvényesülő felületi korróziós hatásokkal mind az esőerdő-éghajlat, mind a szavanna- és monszunklíma területein. Az analitikus vizsgálatokban az esetleg autogén és allogén összetevőkből álló oldásos denudációt (bruttó oldás) megkülönböztetik a karsztdenudációtól, amely ma­ gában foglalja nemcsak a korróziót, de a mechanikai eróziót is. A teljes oldott anyag mennyiségéből levonva a karszton belüli (kifolyási határ előtti) oldottanyag-kiválás mennyiségét, kapják a nettó oldás értékét. A hideg égövben az oldódás többé-kevésbé egyezik a nettó oldódással, a meleg­ mérsékelt és trópusi övezetekben a nettó oldódás lényegesen kisebb értékű, mint a bruttó oldódás.

Az utóbbi évtizedekben végzett karsztdenudáció-számítások egy része nem külön­ bözteti meg a fenti folyamatokat, ezért összehasonlításuk bizonytalan eredményeket ad. A karsztos felszín lepusztulás-számítására alkalmazott - műszeres méréseket alapul vevő - mai módszerek (pl. mésztablettaoldás-vizsgálat - Gams, I. 1981; felszíni mikroerózió-mérő - Spate, A. P. 1985; a potenciális korróziós képesség regisztrálása - Zámbó L. 1986; CO2-tartalom-mérések - Ek, C. 1985 és sokan mások; karrasztalok magasságának mérése stb.) eredményei alapján az oldással lepusztult zóna vastagsága karbonátos kőzeten átlagosan 0,2-10 cm/ezer év, evaporitkőzeten kb. nagyságrenddel nagyobb. A jelenlegi kutatások feladata, hogy meghatározva a karsztoldódás autogén, allogén formáit, az újrakicsapódás mennyiségét és a mechanikai erózió számszerű mére­ tét, összefüggéseket állapítson meg az oldásos denudáció és a formakeletkezés, illetve karsztdenudáció között.

Irodalom Atkinson, T. C.-Smith, D. I.: The erosion of limestones. In: The science of spleology, 151-177. London: Academic Press, 1976. Balázs D.: Relief types of tropical karst areas. In: IGU Symposium on karst morphogenesis. L. Jakucs (ed). 16—32. Szeged, József Attila University 1973. Bischof, G.: Chemical and physical geology, trans. London,Paul-Drummond, 1854. Bögli, A.: Mischungskorrosion; ein Beitrag zum Verkarstungsproblem. Erdkunde 18 (2), ^ 83-92. 1964. Bulla B.: Általános természeti földrajz II. kötet 440-475. Budapest, 1954. Cholnoky J.: A mészkővidék arculata. Barlangvilág 1939. Corbel, J.: Erosion en terrain calcaire. Ann. Geog. 68. 97-120. 1959. Cvijic J.: Das Karstphaenomen. Versuch einer morphologischen Monographie. Geog. Abhandl. Wien 5 (3), 218-329. The section on dolines, 225-276. 1983. Day, M. J.: Carbonate erosion rates in southwestern Wisconsin. Physical Geog. 5 (2) 142-149. 1984. Ek, C.-Gewelt, M.: Carbon dioxide in cave atmospheres. New results in Belgium and compari­ son with some other countries. Earth Surf. Proc. Landforms 10, 173-187. 1985. Ford, D. C.-Williams, P.: Karst geomorphology and hydrology. London 1-126, 374-465. 1989. Gams, I.: The polje: the problem of its definition. Zeitschr. für Geomorph. 22. 170-181. 1978. Gams, I.: Comparative research of limestone solution by means of standard tablets. Proc. 8th. Congr. Speleol. (Bowling Green, Kentucky) 1. 273-275. 1981. Gorbunova, K. A.: Morphology and hydrogeology of gypsum karst. Univ. Perm. All-Union Karst and Speleology Institute (in Russian) Gvozgyeckij, N. A.: Karszt. 1950. Moszkva 1979. Grund, A.: Der geographische Zyklus im Karst. Ges. Erdkunde 52. 621-640. 1914. Jakucs L.: A karsztok morfogenetikája. Budapest, Akadémiai Kiadó, 5-270. 1971. 592

Juhász J.: Hidrológia. Budapest, Akadémiai Kiadó, 1987. Láng S.: Általános természeti földrajz II. Budapest. Egyetemi jegyzet. 1970. Lehmann, H. (ed): Das Karstphaenomen in den verschiedenen Klimazonen. Erdkunde 8, 112-139. 1954. Monroe, W. H.: The karst features of northern Puerto Rico. Nat. Speleo. Soc. Bull. 30. 75-86. 1968. Nicod, J.: Pays et paysages du calcaire. Paris, Presses Univ. de France, 1972. Palmer, A. N.: Geomorphic interpretation of karst features. In: Groundwater as a geomorphic agent, R. G. LaFleur (ed.), 173-209. London: Allen-Unwin. 1984. Panos, V.-Stecl, O.: Physiographic and geologic control in development of Cuban mogotes. Zeitschr. für Geomorph. 12 (2), 117-173. 1968. Pechorkin, I. A.: Engineering geological investigations of gypsum karst Le Grotte d’ltalia 4 (XII), 383-8. 1986. Pfeffer, Κ. H.: Probleme der Genese von Oberflachenformen auf Kalgestein. Zeitschr. für Geomorph., Suppl. 26, 6-34. 1976. Penck, A.: Geomorphologische Studien aus der Hercegovina, Z. Deut. Osterreich. Alpenver 31, 25-41. 1900. Priesnitz, Κ.: Formen, prozesse und faktorén der Verkarstung und Mineralum-bildung in Ausstrich salinarer Serien. Gottinger Geogr. Abhand. 60. 317-339. 1972. Puiina, M.: Observations on the chemical denudation of some karst areas of Europe and Asia. Studia Geomorph. Carpatho-Balcanica 5, 79-92. 1971. Quinlan, J. F.-Smith, A. R.-Johnson, K. S.: Gypsum karst and salt karst of the United States of America. Le Grotte d’ltalia 4 (13) 73-79. 1986. Roglic, J.: Les caractéres specifiques du karst Dinarique. Centre Nat. Recherche Sci., Mems et Docs. 15, 269-278. 1974. Smith, D. I.-Atkinson, T. C.-Drew, D. P.: The hydrology of limestone terrains. In: The science of speleology. Ford, T. D., Cullingford C.H. D. (eds), 179-212. London, Academic Press, 1976. Sweeting, Μ. M.: Karst landforms. London: Macmillan. 1972. Szabó P. Z.: A karszt mint klimatikus morfológiai probléma. Dunántúli Tud. Gyűjtemény. 1957. Trimmel, H.: Höhlenkunde. Vieweg, Braunschweig. 1968. White, W. B.: Geomorphology and hydrology of carbonate terrains. Oxford: Oxford Univer­ sity Press. 1968. Williams, P. W.: The role of the subcutaneous zone in karst hydrology. J. Hydrol. 61. 45-67. 1983. Yuan Daoxian: New observations on tower karst. Proc. First Int. Conf. Geomorph., Manches­ ter, 1985. p. 676. Zámbó L.: A talajhatás jelentősége a karszt korróziós fejlődésében (kandidátusi disszertáció). Budapest, p. 160. 1986. Zötl, J.: Karsthydrogeologie. Vienna: Springer. 1974.

593

A lösz és a löszterületek formakincse A Föld felszínén valamivel több mint 13 millió km2 területet borítanak löszök és a lösszerű üledékek. (A képződmény megnevezése az elzászi német parasztoktól és téglagyári munkásoktól származik, akik a laza szerkezetű könnyen megmunkálható anyagot löszként emlegették; lose = laza, ném.)· A löszt mint önálló kőzetfajtát először Leonhard, K. C. mineralógus írta le 1823-ban. Nem sokkal később Bronn, H. G. zoológus, paleontológus (1830) a Rajna menti előfordulásairól adott részletes beszámolót. A lösz igazában a kiváló geológus, geomorfológus Lyell, C. munkássága nyomán (1834) vált világszerte ismertté. A lösz keletkezéséről elődeihez hasonlóan ő is azt vallotta, hogy a löszök alapanyaga állóvízben ülepedett le. Az azóta eltelt 160 év kutatásai a lösznek nagy területeken való előfordulását állapították meg, és bebizonyí­ tották, hogy a lösznek és lösszerű üledékeknek számos típusa fordul elő a Földön. Világossá vált, hogy minden egyes típus meghatározott genetikához kötődik. Még egyetlen nagyobb löszfeltárásban is egymástól számottevően eltérő, különböző genetikájú löszkötegek fordulhat­ nak elő (Pécsi, M. 1967). így ma már joggal beszélhetünk a löszök családjáról. A típusos (vagy valódi) löszök földfelszíni elterjedése, ill. egy löszösszleten belüli részaránya az elmúlt évtizedek kutatásai szerint lényegesen kisebb, mint azt korábban gondolták. A löszcsalád különböző tagjai a trópusokon kívüli területeken az északi féltekén a: 55-24°, a délin a 45-24° szélességi körök között képződtek. Elsősorban a jégkorszaki periglaciális éghajlatú területekre jellemzőek, de sok lösz és lösszerű üledék keletkezett a száraz területek peremi övezetében is. Arról, hogy a száraz szubtrópusok lösszerű képződményei ténylegesen a löszök családjába tartoznak-e, még mindig tartanak a viták. Ausztráliában, ahol pl. nem a kifagyás, hanem az inszolációs aprózódás hatására keletkezett igen sok por, előfordulnak lösszerű üledékek (But­ ler, B. E. 1956), amelyek agyagos jellegűek (nevük: Parna).

A típusos lösz általános jellemzése A típusos lösz fakósárga vagy szürkés színű (a fakósárga lösz Munsell-színskála szerinti megjelölése: 2,5 Y 8/4). Egynemű, rétegezetlen és jól osztályozott szemcsékből épül fel. Finom szemű, nagy porozitású (hézagtérfogata az 50-55 %-ot is elérheti), ennél fogva kicsiny térfogatsűrűségű üledék. Amennyiben a lösz nem mállott, a karbonáttar­ talma (CaCO3 és MgCO3) általában 10-30% között ingadozik. A mállottabb löszök­ nél ez (pl. a Hajdúháton) gyakran az 5%-ot sem éri el. Új-Zélandon ismeretesek olyan löszök, amelyeknek egyáltalán nincs mésztartalma. A típusos lösznél a karbonáttarta­ lom annál nagyobb, minél finomabb szemű az üledék. A CaCO3- és MgCO3-tartalom ugyanis a szemcsék összfelületének növekedése arányában emelkedik. A karbonáttar­ talom a lerakódott porban levő mész- vagy karbonáttartalmú szemcsékből származik. 594

Az ismételt átnedvesedés hatására ugyanis a mészszemcsék feloldódtak. A karbonát vékony hártya formájában borítja be az ásványi szemcséket, és azokat részben köti is egymáshoz. Az egykori füves növényzet hajszálgyökereinek üregei is gyakran mésszel vannak kitöltve. A szemcséket bevonó mészhártya egy részét a beszivárgó vizek a löszréteg mélyebb szintjén változatos alakú konkréciók (löszbabák) formájá­ ban akkumulálhatják. Ezek előfordulhatnak rendszertelenül is, gyakran viszont való­ ságos löszbabahorizontot képeznek. A lösz a Föld különböző területein változó vastagságú (1-60-400 m-es) lepelként, takaróként települ a különböző korú, gyakran jelentős magasságkülönbségű felszínekre. Sokfelé megfigyelhetjük meredeken végződő falait, oszlopos elválását, szakadékkép­ ződésre való hajlamosságát. Az elhalt füvek finom szálú gyökerei idézik elő, hogy a löszt merőleges hajszálcsövecskék járják át. Ez az egyik oka annak, hogy a lösz meredek falban is képes megállni. Viszonylagos ellenálló képességét elsősorban az agyagásványok idézik elő. Az egykori periglaciális területeken képződött löszökben az agyagásványok nagyobb része (akár 70% is) montmorillonit. A típusos löszben a 0,02-0,06 mm átmérőjű frakció (durva homokliszt) mintegy 45-55%-át teszi ki az anyagnak (330. ábra). A többi szemcse túlnyomó részét a finom homokliszt és a finom szemű homok alkotja. Az agyagfrakció mennyisége kicsiny, és egyes lösztípusoknál (főleg a homokosabb változatoknál) hiányozhat is.

330. ábra: A valódi löszök szemcseösszetételének görbéi. 1. Debreceni téglagyár; 2. Hajdúhát, a Pece-ér mellett; 3. Tokaj, Finánc-domb; 4. Paks, téglagyári feltárás 595

Kína nagy kiterjedésű lösztakaróiban a 0,01-0,05 mm átmérőjű frakció az uralko­ dó, és északról dél felé haladva egyre finomodik a lösz anyaga. Északon a szemcseöszszetétel mediánja általában 0,04-0,05 mm között van. Dél felé ez az érték fokozatosan csökken 0,02 mm-ig. Az Egyesült Államokban hasonló jelenséget mutattak ki a Mississippitől keletre fekvő löszterületeken. Illinois államban, a Mississippitől kelet­ re, a lösz vastagsága 7 m-ről fokozatosan 1 m-re csökken. Ezzel együtt a lösz átlagos szemcsenagysága a folyótól 150 km távolságra a felére esik vissza. A kínai löszöknek az is egy sajátos vonása, hogy kisebb a homok-, de nagyobb az agyagtartalmuk, mint a magyarországi vagy az ukrajnai típusos löszöknek. Ez azon­ ban feltehetőleg másodlagosan felvett sajátság. A típusos löszben ugyanis - mint említettük - általában kevés az agyagásvány. A lösz száraz állapotban viszonylag nagy teherbírású, átnedvesedve képlékennyé válik. Sűrűsége 1,4-1,5 g/cm3. Plaszticitásának határa 18-20%, folyási határa 25-30% víztartalomnál van. Átnedvesedve 10-20%-kai is csökkenhet a térfogata. Ez is annak egyik bizonyítéka, hogy a típusos lösz eolikus eredetű. A lösz molekuláris víztartó képessége 15%, vízfelvevő képessége viszont 30% is lehet. Vízáteresztő képessége 10-5-10-4 m/s. Kapilláris vízemelő képessége nagy (1-3 m) és gyors: 24 óra alatt 70 cm-t is elérhet. A típusos löszöknél az anyag 60-70%-át szilánkos kvarcszemcsék alkotják, s mintegy 10-20%-ban vannak jelen földpátok (főleg káliföldpátok) és a csillámok. Az utóbbi tény arra utal, hogy a lösz alapanyaga olyan üledékekből származik, amelyek nem voltak kitéve jelentősebb kémiai mállásnak. A löszöknek a nehézásvány-tartalmát is behatóan vizsgálták, főleg abból a célból, hogy az adatok alapján következtetni lehessen az anyag származási helyére. A nehéz­ ásványok (turmalin, cirkon, gránát, magnetit, disztén, epidot, sztaurolit, aktinolit, limonit, hematit, ilmenit) értékelése bizonyos kérdések megoldásához ugyan segítsé­ get adhat, de a por forrásterületére nem nyújt teljesen megbízható adatokat. Az egyes ásványok mennyisége ui. nem csak területenként, hanem ugyanazon löszszelvény egymásra következő tagjainál is széles határok között ingadozik.

A lösz képződése, elterjedése, típusai A löszt kezdetben számos kutató állóvízi, tavi (sőt tengeri) vagy folyóvízi eredetű­ nek tartotta. Egyesek a fekvő kőzet mállási termékének vagy vulkáni porlerakódás­ nak vélték. Az előbbi nézeteket egy ideig támogatni látszott az a körülmény, hogy a löszök sok esetben a medencékhez, ill. folyóvölgyekhez kötődnek, és olykor rétegzet­ tek is. Az eolikus löszelmélet megfogalmazása Richthofen, F. (1877) nevéhez fűződik. Ő a Kína északi részében megismert, olykor 2500 m-nél is magasabban fekvő löszlerakó­ dásokat a jelenlegi porviharok eolikus üledékeihez hasonlónak tartotta, és úgy vélte, hogy ott a löszök képződése jelenleg is folyamatban van. A kínai löszök alapanyagá596

331. ábra: A szél szállította por és a kansasi löszök szemcseösszetételének görbéi (Swineford, A. és Fry, J. C. szerint) nak származási helyét szerinte az északabbra fekvő sivatagos területeken kell keresni. A sok port onnan fújták ki az erős szelek, és szállították el nagyobb távolságra, Kína középső részei felé is. A délebbi szemiaridus tájakon lerakódott porból évezredek, évtízezredek alatt tekintélyes vastagságú lösztakarók képződtek. A valódi löszök anyagának a porhullásból való származtatásakor ma is arra hivatkoznak, hogy a löszök és a porviharok alkalmával a felszínre hullott porüledékek között a szemcse­ nagyság tekintetében szinte teljes az azonosság (331. ábra). A valódi lösz folyóvízi eredetét a folyóvízi rétegzettség hiánya mellett a nagy magasságokig felnyúló takaró­ szerű települése is cáfolja. Nem tartható az az álláspont sem, hogy a fekvő kőzetének mállásából keletkezett, hiszen a lösz ásványai sehol nem mutatnak egyezést az alatta fekvő geológiai képződmények ásványaival. Sík terepen a mállás nem hozhat létre vastag kőzetliszt-felhalmozódást. A valódi löszök eolikus eredete mellett szól, hogy többfelé jelenleg is megfigyelhető a löszképződés. Kína ÉNy-i részén helyenként évi 2 cm vastag porréteg is lerakódik. Az erős szelek sok port fújnak ki Alaszka, Grönland, Izland és a Spitzbergák olvadékvízsíkságairól, folyóvízi ártereiről. Jelentős mennyiségű finomfrakciót termel a fagy okozta aprózódás is. Az említett területeken lerakódott por a diagenezis során foko­ zatosan lösszé alakul. (A diagenezis folyamatában a leülepedett por a fagyváltozé­ konyság miatt elveszti rétegzettségét. A lefelé szivárgó csapadékvíz feloldja a karbo­ nátásványokat, és az ásványi szemcséket vékony hártya formájában karbonát borítja be. A szilikátásványok agyagásvány állapotba mennek át. A csapadék hatására kioldódó vas újra kicsapódik, és fakósárgára, sárgára, sárgásbarnára színezi az üledéket.) 597

Az európai és az észak-amerikai valódi löszökről megállapítható, hogy képződésük idején a hideg sztyeppekre, illetve tundrákra jellemző éghajlat uralkodott. A hideg sztyeppeken a fűszálak között a porszemcséknek nyugodt leülepedése mehetett végbe. A fűszálak növekedése a porhullással lépést tudott tartani. Még ott is, ahol kisebb vagy nagyobb területen hiányzott a fűtakaró, a felszínre hullott por helyben maradt. A por finom szemcséi között ugyanis nagy a kohéziós erő, és a leülepedett finom por még a hideg-száraz pusztai éghajlaton is felvesz bizonyos nedvességet a levegőből. Azt is figyelembe kell venni, hogy a finom szemcséknek (mint azt „A szél felszínformáló munkája” fejezetben láttuk) nagyobb a kritikus indítósebessége, mint az apró vagy középszemű homokszemcséknek. így ha valahol megkezdődött a por lerakódása, a porréteg szükségszerűen vastagodik. Az utóbbi tényt gyakran még ma sem veszik kellőképpen figyelembe. A szélcsatorna-kísérletek és az eolikus hordalékmozgással kapcsolatos terepi vizs­ gálatok azt tanúsítják, hogy a por főleg a homokszemcsék bombázó energiájának hatására kerül a levegőbe, és a turbulens légáramlással emelkedik a magasba. Ahol a sivatagban a szélnek nem áll rendelkezésére homok, a felszínen képződött vékony, viszonylag kemény kérget (amely porból áll) a szél nehezen tudja áttörni. A hordalék­ kúpokon, olvadékvízsíkságokon, ősfolyamvölgyekben, folyóvízi ártereken és a siva­ tagos területeken viszont a felszíni hordalékban mindig bőven volt homokfrakció is, így sok por kerülhetett a levegőbe. A por utánpótlását az ismételt áradások biztosítot­ ták. A fagy okozta aprózódás miatt bőven volt porfrakció a jégmentessé vált fenékmoréna-területeken is. A magyarországi löszök alapanyaga nagyobbrészt a Kárpát­ medencéből származik. Hordalékkúpjaink felszíni képződményeiben még több finom szemű üledék volt, mint az olvadékvízsíkságokon, és sok port fújhattak ki az erős szelek a szeszélyes vízjárású folyók ártereiről is. A hegységekben, a dombsági területe­ ken a fagy okozta aprózódás és a fagy talajfellazító hatására szintén sok por képző­ dött. Ahol a por lehullott, és megfelelő vastagságban felhalmozódott, a diagenezis során lösz, homokos lösz lett belőle. A valódi lösz kialakulása azonban nálunk és más szemiaridus tájakon is csak a mély talajvízállású száraz területeken mehetett végbe, amelyeket az ár- és a belvizek a porhullás befejeződése után is elkerültek. Az eljegesedések idején a jégmezőkkel szomszédos periglaciális övezetben az északi féltekén terjedelmes lösztakarók keletkeztek. Ezek déli határa az akkori mérsékelt öv szegélyével esik egybe. Az északi féltekén a löszövezet kisebb-nagyobb megszakításokkal Nyugat-Európától Ázsia keleti partjáig húzódik. Észak-Franciaországtól és Belgiumtól a Keleti-Kárpá­ tok hosszúsági köréig a löszövezet meglehetősen szakadozott és helyenként elkeske­ nyedik (332. ábra). Még a Kárpát-medence lösztakarói is eltörpülnek azokhoz a végeláthatatlan löszsíkságokhoz képest, amelyek Galíciától, Moldvától széles övezet­ ben a Volga folyóig húzódnak, majd az Urál hegységen túl a Tobol és Irtis síkságán is folytatódnak. A közép-ázsiai sivatagok északi előterében, a Lénától keletre és az Aldantól délre húzódó, keskeny löszsáv a Kerulen, valamint az Amur folyóktól délre, majd a Huangho mentén ismét kiszélesedik (333. ábra). Kanadában és az Egyesült 598

332. ábra: A glacifluviális (1), valamint a lösz és lösszerű üledékek (2) elterjedése Európában

Államokban a Nagy-tavak környékén, főképpen Wisconsin, Iowa és Illinois államok területén fed nagy területeket (334. ábra) az ún. „Peoria lösz” (a Wisconsin eljegesedés lösztakarója). A déli féltekén kevés helyen képződött lösz. Közép- és Dél-Afrikában egyáltalán nem fordul elő, és Dél-Amerikában is csak az Alsó-Parana síkságán Uruguay déli szegélyén, illetve délebbre Buenos Aires tartományban jelentkezik valódi lösz. Ausztráliában és Új-Zélandon kisebb foltokon mutattak ki típusos löszt. A löszöknek a periglaciális övezetben való keletkezését jól tanúsítják a bennük talált faunamaradványok, amelyek kifejezetten hűvös éghajlatot tükröznek. Az európai löszfeltárásokban sok helyről került elő mamut-, rénszarvas-, óriásszarvas-, mosuszökör-, havasinyúl-, lemming- és mormota-csontmaradvány. Az akkori lösztundraviszonyokat bizonyítják a löszökben található löszcsigaházak. Egyes helyeken 1 m3 löszben akár 150 000-180 000 db apró csigaházat is lehet találni. A leggyakrabban előforduló csigák: a Fruticicola hispida, a Helix hispida, a Pupilla muscorum és a Succinea oblonga.

Richthofen, F. nyomán egyes kutatók a lösz előfordulásait a sivatagi övezethez kötik. Pedig a lösznek a szubtrópusi sivatagok szegélyén feltételezett nagyobb arányú elterjedése nem igazolódott. Löszt csupán Marokkó, Algéria, Líbia északi részén, a Nílus mentén Szudánban és a Sinai-félszigeten mutattak ki. Kína nagy kiterjedésű és helyenként igen nagy vastagságú (300-400 m) lösztakaróinak, löszösszleteinek eredete még ma is vita tárgya. Azonban ha figyelembe vesszük, hogy a pleisztocén folyamán Szibériában és Kínában jelentős területek voltak eljegesedve, valószínűnek látszik, hogy a kínai löszök alapanyaga is jórészt glaciális, fluvioglaciális eredetű hordalékból, ill. a száraz, hideg jégmentes területeken a fagy okozta aprózódás hatására keletkezett portömegből származik. Kína ÉNy-i részén ma is képződik lösz. A 2300-3000 m tszf.-i magasságú területeken a löszképződés megközelítőleg olyan éghajlati viszo-

334. ábra: A lösz előfordulása az Egyesült Államokban. 1. futóhomok; 2. 2,5 m-nél vékonyabb lösz; 3. 2,5-30 m vastag lösztakaró 601

nyok között megy végbe, mint amilyenek Kínában az alacsonyabb felszíneken az eljegesedések idején uralkodtak (Wang Yong-Yan 1982). A valódi löszök és a löszcsalád más tagjai a negyedidőszaki eljegesedések idején képződtek. Pleisztocén előtti valódi löszt nem ismerünk. Eddig csak Norvégia és a Spitzbergák prekambriumi rétegeiben találtak lösszerű képződményeket. Hazánkban a típusos lösz fő elterjedési területe a Dunántúl DK-i részétől a Mező­ földön át a Gödöllői-dombságig húzódik, de előfordul a Szerencsi-szigethegységtől nyugatra a Hernádig terjedő területen és a Tokaji-hegyen is. Valódi lösz fedi a Hajdúhát déli részét, amelynek vastagsága a közbeékelődött futóhomokrétegekkel együtt Nagyhegyes keleti határában a 15-30 m-t is eléri. A valódi löszök sok helyen csak 2-20 m vastagok. Dunaszekcső és Paks között általában 30-50, Hidasnál 66 m a löszösszlet vastagsága. Az eddigi kormeghatározási adatok azt tanúsítják, hogy hazánkban a löszképződés az utolsó két nagy eljegesedés (würm, riss) idején volt a legnagyobb ütemű (kb. 280 000 és 13 500 év B. P. között). A magyarországi löszök paleomágneses vizsgálata bizonyítja, hogy túlnyomó részük a Brunhes korszakban keletkezett, tehát 730 000 évnél fiatalabb (Pécsi M.-Pevzner M. A. 1974; Pécsi M. 1984). Pakson a Brunhes-Matuyama korszakhatárt a Paks-Alsó-Dupla talaj­ komplexum (PD) alatt települő löszben mutatták ki (a löszfal aljában 44 m mélységben). A Paks és Dunakömlőd közötti löszben a PD talaj alatt még egy fosszilis talajt tártak fel. Ez és az alatta fekvő mintegy 5-6 m vastag még lösznek nevezhető képződmény már fordított mágnesezettséget mutat, tehát a Matuyama korszak alatt képződött. Kora nem lehet több 800 000-850 000 évnél, hiszen az oxigénizotópos vizsgálatok szerint az igazi jeges pleisztocén csak mintegy 800 000 évvel ezelőtt kezdődött. A vastagabb löszösszleteket hazánkban is több fosszilis talaj tagolja. A fosszilis barna erdőtalajokat, a csernozjom és gesztenyebarna talajokat a lösz anyagához képest a SiO2, a CaCO3 erős csökkenése és az A12O3-, valamint Fe2O3-tartalom növekedése jellemzi. Az említett talajrétegek nem egyebek, mint a talajosodás következtében degradált löszsávok. Az említett talajokon kívül a hazai löszfeltárásokban még pszeudoglejes szürke, réti és szikes talajokat is kimutattak. A 30-as években Bulla B. (1937/38) a hazai löszök kiváló kutatója a paksi téglagyár 42 m-es feltárásából még csak 4 vörös talajt írt le. Annak idején ezeket az erdőtalajok B szintjeként értelmezték, és az volt a felfogás, hogy a legidősebb löszök a riss jégkorszakból valók. Azóta a nagy löszfeltárásokból 8-10 fosszilis talajt is leírtak. (Ádám L.-Marosi S.-Szilárd J. 1954; Pécsi M. 1965, 1967; Hahn Gy. 1977.) Az is bebizonyosodott, hogy az idős típusos löszeink akár 600 000-700 000 évesek is lehet­ nek. Ha a löszrétegeket a glaciálisokkal azonosíthattuk, természetesnek tűnik, hogy a fosszilis talajokban az interglaciálisok és interstadiálisok emlékét lássuk. A fosszilis talajok különbözősége jól mutatja, hogy az egyes inter szakaszoknak milyen számot­ tevően különbözött egymástól az éghajlata. Magyarországon a legvastagabb löszösszletek sem képviselik a teljes jeges pleiszto­ cént. Helyenként, főleg az idősebb löszöknél jelentős réteghiány mutatkozik, és a löszrétegek közé folyóvízi és futóhomokrétegek is betelepülnek. 602

335. ábra: A paksi feltárások és fúrások összesített szelvénye (Pécsi M. szerint). 1. Löszös homok; 2. homokos lösz; 3. lösz; 4. idős lösz; 5. lejtőhomok; 6. lejtőlösz; 7. fluviális, proluviális homok; 8. iszapos homok; 9. iszap, glejes iszap; 10. gyengén humuszos löszszint; 11. csernozjom; 12. fűvegetáció alatt átalakult erdőtalaj; 13. barna erdőtalaj; 14. agyagbemosódásos barna erdőtalaj; 15. vörösagyag; 16. vörös talaj; 17. ártéri erdőtalaj; 18. erős mészfelhalmozódás; 19. löszbaba; 20. krotovina; 21. deráziós-denudációs hiátus; 22. eróziós hiátus; 23. vulkáni hamu

336. ábra: Ártéri löszök, ártéri lösszerű üledékek szemcseösszetételének görbéi. 1. Törökszent­ miklósi téglagyár; 2. Abonyi téglagyár; 3. Szolnoki téglagyár; 4. Hódmezővásárhelyi tégla­ gyár; 5. Karcagi téglagyár

Hazánkban a legvastagabb löszösszletek a Duna mentén Dunaújváros, Dunaföldvár és Paks között alakultak ki. Ezek 8-10 löszrétegből 7-10 fosszilis talajból és két-három folyóvízi rétegből tevődnek össze (335. ábra). A löszösszletekben helyen­ ként (pl. Pakson) futóhomokréteg is előfordul. Ártéri löszök, ártéri lösszerű üledékek. Az Alföld alacsonyabb fekvésű hordalékkúp­ jain csak az ármentes foltokon képződhetett valódi lösz. A folyók által az áradások idején elöntött területeken ugyanis több finom szemű folyóvízi üledék rakódott le. mint hullópor. A folyóvízi finom szemű üledék egy része a már korábban képződött lösztakarók pusztulásából is származhatott, nagyobb hányada azonban a vízgyűjtő területek lejtős felszíneinek különböző típusú lepusztulása nyomán került a vízfolyá­ sokba. Mivel a medrüket gyakran változtató folyók áradásaik alkalmával különböző szemcseösszetételű hordalékot raktak le medrük közelében és a terjedelmes ártereken, érthető, hogy az így képződött üledékek között - bár azok egészében véve meglehető­ sen finom szeműek - szemcseösszetétel tekintetében még egy kisebb területen belül is számottevőek az eltérések. A lerakódott sok finom szemű hordalékból a periglaciális éghajlaton a diagenezis során ártéri löszök, ill. ártéri lösszerű üledékek alakultak ki (336. ábra). A Maros-hordalékkúp, a Jászság, a Nagykunság, a Hajdúság jó részét ezek a képződmények fedik. A Nagykunság mélyebb részein, a Hortobágyon, a Körös-vidék egyes területein az ártéri lösszerű üledékekben sok az iszap és agyagfrak­ 604

ció. Az Alföld ártéri löszeit, ártéri lösszerű üledékeit korábban vízi lösznek, mocsári lösznek, ázott lösznek, hidroaerolitnek, alföldi lösznek, infúziós lösznek nevezték. A típusos lösztől tömöttebb szerkezete, kisebb porozitása, helyenként 40%-nál is magasabb mésztartalma, gyakori rétegzettsége, iszap- és agyagfrakciójának maga­ sabb százalékos aránya és barnás színe különbözteti meg. Puhatestű faunájában a vízi alakok kerülnek túlsúlyba. Főleg a dunántúli dombsági tájak lejtős felszínein nagy területeket borítanak a deluviális löszök. A hazai lejtőlöszöket a löszszemcsenagyságú, ill. annál durvább vagy finomabb szemű rétegek ritmusos váltakozása folytán a mai felszínnel párhuzamos (néha 5-15°-os dőlésű) lemezesség, továbbá helyben képződött talajok vagy áthalmo­ zott talajüledékek (szemipedolitok) közbeékelődése jellemzi. A deluviális löszök egyes nagyobb löszfeltárásainkban típusos löszkötegekkel váltakoznak. Az is gyakori eset, hogy a lejtőn felfelé haladva típusos löszbe mennek át. A deluviális löszök nem tisztán eolikus löszből másodlagosan áthalmozott löszszármazékok. Az ilyen löszféleségek ásványi anyaga sok esetben harmadidőszaki üledékből elsődlegesen deluviális úton halmozódott fel, és a diagenezis során nyerte el a löszös külsőt. Az alföldi hordalékkúpok buckás felszíneit többfelé borítja 1-5 m vastag lösz, homo­ kos lösz vagy löszös homoktakaró (337., 338. ábra). Ezeknek 1-4 m vastag rétegei a Duna-Tisza köze egyes helyein többszörösen váltakoznak futóhomokkal. A bucká­ kat fedő lösz, homokos lösz egyik helyen fokozatosan megy át az alatta fekvő futóhomokba, máshol viszont minden átmenet nélkül fekszik rajta. Az ilyen löszök­ ben - még ha azok a buckák közötti lapos felszínekre települtek is - mindig több a homokfrakció, mint a valódi száraztérszíni löszökben. Gyakori eset, hogy a löszbe,

337. ábra: Tímár (Nyírség) délkeleti részénél levő lösszel fedett bucka feltárásának szelvénye. 1. csernozjombarna erdőtalaj; 2. lösz; 3. homokos lösz; 4. futóhomok; 5. iszapos folyóvízi homok 605

338. ábra: A Bácsalmástól 2 km-re délnyugatra levő feltárás szel­ vénye. 1. mezőségi talaj; 2. homokos lösz; 3. lösz; 4. löszös ho­ mok; 5. futóhomok; 6. iszapos folyóvízi homok

339. ábra: A Hevesnél levő feltárás szelvénye. 1. rozsdabarna erdőtalaj; 2. kovárványos homok; 3. vékony rétegű barna erdőta­ laj; 4. futóhomok; 5. löszös homok; 6. folyóvízi homok

homokos löszbe 1-2 vastagabb homoksáv is betelepült. Akadnak olyan feltárások is, ahol a homokos lösz és löszös homoksávok gyakran váltakoznak vékony futóhomok­ rétegekkel (339. ábra). A buckákat fedő löszt, ill. löszös köpenyt, amíg kellő számú fúrási adat nem állt rendelkezésre, és vastagságáról nem voltak megfelelő ismeretek, egyesek eluviális képződménynek írták le. Ennek a felfogásnak azonban teljesen ellene szól a lösz, homokos lösz sajátos szemcseösszetétele és rétegzettsége, valamint az is, hogy a benne előforduló csigaházak viszonylag ép állapotban vannak. A szélcsator­ nában végzett kísérletek eredményeit is figyelembe véve, a buckás felszíneket és a deflációs eredetű laposokat fedő lösz, homokos lösz és löszös homoktakarót éppúgy eolikus eredetűnek tartjuk, mint a valódi löszöket. A Dunántúl nyugati részének pannóniai képződményeit borító és a löszhöz bizo­ nyos mértékig hasonló szemcseösszetételű barnaföldet viszont a nedvesebb és hűvö­ sebb felszíneken leülepedett por eluviális változatának tarthatjuk. Az eolikus származású valódi löszök és annak vegyes genetikájú származékai közötti szoros kapcsolat miatt a lösz elterjedési területét általában az utóbbiak beszámításával adják meg. Ha a lösszerű üledékeket nem vennénk figyelembe, nem­ csak a Kárpát-medence, hanem más területek löszeinek tekintélyes részét is ki kellene zárni a löszkategóriából. A löszcsalád üledékei Magyarország területének mintegy 1/3-át borítják, és 350-400 m tengerszint feletti magasságig észlelhetők. Nyilvánvaló, hogy az ennél magasabb felszíneken is rakódott le hullópor. Az azonban vagy lepusztult, vagy a több csapadék miatt már eleve nem alakulhatott lösszé.

A lösz lepusztulásformáí A vékonyabb-vastagabb lösztakarók kialakulása már önmagában is változást idézett elő az érintett területek korábbi domborzati viszonyaiban, hiszen eltüntette a felszín kisebb egyenetlenségeit, és általában is csökkentette a domborzat szintkülönb­ ségeit. (Ezt még a löszös köpennyel fedett buckás területeknél is jól meg lehet figyelni.) Miután a lösztakarók létrejöttek, maguk is a lepusztulás színterévé váltak, és egészen sajátos formák alakultak ki rajtuk. Ezek alapvetően különböznek azoktól, amelyeket a lösztakaró elfed. A löszfelszínek érdekes, ma is képződőben levő lepusz­ tulásformái már Richthofen és Lóczy figyelmét is magukra vonták, és azokat le is írták. Mivel a porózus szerkezetű valódi lösz karbonáttartalma akár a 30%-ot is elérheti, Lóczy úgy vélte, hogy a lösz denudációja rokonságot mutat a karsztos területekével. Ez a szemlélet még az ötvenes években is tartotta magát a geomorfológusok körében. Később kiderült, hogy a lösz lepusztulásában a karsztos korróziónak csekély a jelentősége (Ádám L. 1964, 1969). Az is bebizonyosodott, hogy a lösz sajátos szerkezete miatt jó lehetőséget biztosít a szuffóziós folyamatok számára, mégpedig annál nagyobb mértékben, minél porózusabb. 607

A szuffózió jelentőségére először Pavlov, A. P. hívta fel a figyelmet a Volga menti kréta üledékeknél, és az irodalomba is ő vezette be a szuffózió fogalmát. A löszszuffózió folyamatában a karsztos korrózió csak mint részfolyamat jöhet számításba akkor, ha a lösznek elég magas a mésztartalma. Ennél sokkal fontosabb az, hogy a löszben leszivárgó víz a karbonáttartalom lassú kioldása mellett a legfinomabb szemcséket magával ragadja, és a mélyebb részek felé, ill. oldalirányban elszállítja. A löszfelszínen pedig mindig akadnak olyan foltok, ahol összegyűlik a víz, amely azután lefelé és oldalirányban mozog. Ha ez a folyamat valahol hosszabb ideig tart, a finom szemű alkotórészek „kimosódása” miatt anyaghiány lép fel, és így üregek, berogyások, föld alatti járatok alakulnak ki. A felszínnel párhuzamos üregesedés főleg a lejtőtöréseknél (ahol a lejtőszög hirtelen megcsökken) és ott következik be, ahol a porózus lösz alatt agyagosabb löszváltozat jelenik meg. Ez ugyanis akadályozza a víz lefelé történő mozgását, oldalirányban viszont akadálytalanul mozoghat a víz. A berogyások na­ gyobb területet is érinthetnek, és ilyenkor a mészkőfelszín dolináihoz hasonló sekély mélységű formák is létrejöhetnek. A lösz lepusztulásában nagyon jelentős a lösz porózus szerkezete. Ha a porózus lösz mechanikai hatásra összezúzódik, porosodik, könnyen áldozatul esik a lefolyó víz eróziós tevékenységének. Ez egyúttal azt is jelenti, hogy a lösz sajátos lepusztulásá­ ban, a löszformák kialakulásában a víz leöblítő munkájának, illetve a vonalas erózió­ jának fontos szerepe van. A lösz lepusztulása során az alábbi formák alakulhatnak ki: Löszmélyút. A változatosabb felszínű lösszel fedett területeink egyik leggyakoribb és legjellemzőbb lepusztulásformája. Kialakulásában a lösz nagy porozitása mellett a vonalas eróziónak és az ember gazdasági tevékenységének van a legnagyobb jelentő­ sége. Leginkább a határba vezető dűlőutak alakulnak át löszmélyúttá. A dűlőutakon a járművek szétzúzzák a lösz eredeti szerkezetét, és annak erőteljes porosodását idézik elő. Ehhez egyébként az állatok tiprása és a gyalogos ember is hozzájárul. A fellazított anyagú kerékvágásokban a lefolyó csapadékvíz különösen a heves záporok idején sok anyagot ragad magával, és az utat fokozatosan mélyíti. Évtizedek során a vonalas erózió következtében az egykori dűlőutak függőleges vagy közel függőleges falú löszmélyutakká alakulnak át. A típusos löszmélyutak kialakulásának időtartamát nagymértékben befolyásolják a felszín lejtésviszonyai, a lösz minősége, a löszmélyutakba jutó csapadék mennyisége és az is, hogy a löszmélyutat milyen gyakran veszik igénybe a járművek. Az erősebben lejtős felszínre települt nagy hézagtérfogatú poró­ zus löszben sokkal gyorsabban fejlődik a löszmélyút, mint az enyhe lejtésű agyago­ sabb lösztakaróban. A löszmélyút kialakulásában a lösz „karsztos korróziójának” nincs számottevő jelentősége. Ezt jól bizonyítja az a tény, hogy a löszmélyutak a kisebb mésztartalmú (pl. az áttelepített) löszben is gyakoriak, ha a területnek elég változatosak a domborzati viszonyai. A löszmélyutaknak nagyon különböző a mély­ sége. Egyesek még csak 2-3 m mélyek, de az erősebben tagolt nagyobb lejtésű felszíneken, különösen a szőlőkultúrák területén akár 10-15 m mély löszmélyutak is kialakultak. Richthofen és Lóczy leírásaiból tudjuk, hogy Kínában akár 40 m mély 608

340. ábra: Löszmélyút Kínában (Lóczy L. A Khinai Birodalom c. könyvéből) löszmélyutak is előfordulnak, és ezekben rendszeres közlekedés folyik (340. ábra). Ahol a hazai dombsági tájakon a szántóföldi művelés az uralkodó, a löszmélyutak csak kisebb számban fordulnak elő. 609

Löszszakadékok. Idő múltán a kialakult löszmélyutak is változáson mennek keresz­ tül. A nagy esőzések idején a felszíni lineáris erózió és a felszín alatti üregesedés (szuffózió) hatására ugyanis meredek falú V keresztmetszetű löszszakadékokká ala­ kulhatnak. A löszszakadékok képződése a mezőgazdálkodás szempontjából nagyon káros folyamat, mert új dűlőutak kialakítását teszi szükségessé, és ez a megművelt terület rovására történik. A löszszakadékok számának gyarapodása fokozza a felszín lepusztulásának ütemét is. Ádám L. (1966) szerint a löszszakadékok a felszín alatti üregesedés és az ezzel párosuló vonalas erózió hatására is kialakulhatnak. Szerinte

341. ábra: Lösz-ovrag Kelet-Ukrajnában (Kéz A. ábrája) 610

azonban többségük kétségtelenül a löszmélyutak továbbfejlődése nyomán keletke­ zett. Eróziós szakadékvölgyek. A változatos dombsági területeken a löszszakadékok sem tartós formák. A heves esőzések idején a löszszakadékokban sok víz áramlik lefelé, amely erőteljesen mélyíti és tágítja azokat. Ugyanakkor a hosszuk is növekszik, mert hátráló erózióval mindjobban visszavágódnak a lejtők inflexiós sávja felé. Az egyre jobban bevágódó löszszakadékok végül is elérik a feküképződményeket (a Dunántú­ lon a pannóniai rétegeket), és annak vízadó rétegeit megcsapolva eróziós szakadék­ völgyekké alakulnak (löszszurdokok, horhosok). Mélységük igen tekintélyes lehet. A Tolnai-dombság területén egyes szakadékvölgyek 20-25 m mélységet is elérnek. Az ilyenek lefelé elkeskenyedő árkai már 3-5 m mélyen bevágódtak a lösz alatti pannó­ niai rétegekbe. Az eróziós szakadékvölgyekben helyenként érdekes kisformákat lehet megfigyelni (löszhidakat, búvópatakok üregeit, lépcsős oldalvölgyeket, evorziós üstöket). Nagyon sok löszszakadékot lehet látni Ukrajna nagy kiterjedésű lösztakaróin, különösen a folyók mellett és ott, ahol a felszín kissé változatosabb. A löszszakadé­ kok övezete Dél-Szibériában is folytatódik az Altaj irányában. Az orosz irodalom a löszszakadékokat ovrag névvel illeti. Az ovragot kisebb vízmosásárkokkal szabdalt meredek falak övezik, alsó harmadán a lejtés már lényegesen kisebb (341. ábra).

343. ábra: Löszvidék Kínában löszbe mélyült völgysíkkal, meredek löszfalakkal, lösztornyok­ kal (Sanhszi-tartomány, Tajjuantól délre. Richthofen F. ábrája)

Fenekén az időszakos záporpatakok tevékenységének jól látszanak a nyomai. Az ovragok falait sok helyen kisebb árkokkal elkülönített löszpiramisok teszik változa­ tossá. Az ovrag hossza néhány 100 métertől 3 km-ig változik, mélysége 15-40 m között ingadozik. Az ovragok igen gyakran a szélesebb-keskenyebb völgytalppal rendelkező teknőszerű löszvölgybe torkollnak. Ezt balkának nevezik. Az ovragok erózióbázisát képező balka az előbbi formánál idősebb, és sokkal hosszabb, olykor 20-30 km. Völgysíkja a folyóéhoz hasonlóan kanyarog (342. ábra). A mélyebbre vágódott szélesebb völgytalpú balka helyenként forrásszintet nyit meg. Ilyen esetben a száraz időszakban is víz csordogálhat benne. A száraz sztyeppterületeken az ovrag és a balka fejlődése gyors. Éppen ezért a két formát a geomorfológiai irodalom ebben az övezetben zónatípusosnak tekinti. Löszcirkuszok, löszpiramisok, lösztornyok. A löszszakadékok fejlődése sokfelé újabb formák kialakulását eredményezi. A villásan elágazó páholyszerű völgyfőkben löszcirkuszok, löszpiramisok alakultak, ill. alakulnak ki. Ezek a rövid életű formák a löszszakadékok fejlődésének előrehaladott állapotát jelzik. A löszpiramisok és lösztornyok más körülmények között is létrejöhetnek. A legtípusosabb formák az egymás szomszédságában képződött löszszakadékok, löszmélyutak közötti löszfalak­ ból keletkeztek. A hazánkban képződött löszpiramisok, lösztornyok szerény méretű­ ek. A legszebb formák Kínában láthatók, ahol egy-egy lösztorony magassága néhány tíz méter is lehet (343. ábra). 612

Löszhidak. Szintén eróziós formák. Kialakulásukban a karsztos korróziónak alig van jelentősége. Leginkább ott keletkeznek, ahol az eróziós szakadékvölgyben az alámosott löszfal leomlik, és teljes szélességében elzárja az alsó részén elkeskenyedő szurdokot. Az esőzések idején a víz először kisméretű üreget dolgoz ki a löszomladék alján, majd azt a nagyobb záporok vize fokozatosan barlangszerű képződménnyé formálja. Ennek további fejlődése alagúthoz hasonló formát eredményez, felette természetes löszhíddal. Az alagútban búvópatak módjára tűnik el a víz, és kerül ismét napvilágra. Főleg Kínában többfelé előfordul, hogy az elvékonyodott löszfalon ablak keletkezik. Ez a későbbiekben tágul, és felette szabályos híd alakul ki, helyenként íves lehajlással (344. ábra). Löszkutak. A lösz lepusztulásformái között kell megemlékezni a löszkutakról is, amelyek leginkább a löszszakadékok mentén alakultak ki. Méreteik változóak. Ha­ zánkban a típusos löszkutak általában 1-1,5 m átmérőjűek és 4-6 m mélyek. Minden esetben föld alatti üregek, alagutak kötik össze őket az eróziós szakadékvölgyekkel. Kialakulásukat szuffóziós folyamatok indítják el. Később azonban már a lezúduló csapadékvíz normális eróziója tágítja ezeket az érdekes formákat. Létrejöttükben a karsztos korróziónak legfeljebb a löszkút képződésének kezdeti stádiumában lehet egészen csekély jelentősége. Ezt az is bizonyítja, hogy a löszkút ott is kialakulhat, ahol a lösznek kevés a mésztartalma.

344. ábra: Löszablak, felette löszhíddal (Lóczy L.: A Khinai Birodalom földrajza c. könyvéből) 613

A felszín alatti üregek, barlangszerű járatok. A lösszel, deluviális lösszel fedett lejtőkön többfelé lehet látni kisebb-nagyobb lyukakat, berogyásokat, amelyek felszín alatti üregekben, barlangszerű járatokban folytatódnak. Ezek alsó végénél rendszerint egy nyílás figyelhető meg, ahol az üregen (üregeken) átáramló víz a felszínre kerül. A jelenség különösen a lejtőtöréseknél fordul elő. Mivel az ilyen üregek az alacsonyabb mésztartalmú löszben is megjelennek, nyilvánvaló, hogy kialakulásukat ugyancsak a szuffóziós folyamat indítja el. A karsztos korrózió ez esetben is legfeljebb csak mint részfolyamat szerepel. A kezdetben szűk járatokon idő múltán mind több csapadékvíz áramlik át, és így az üregek már normális erózióval tágulnak tovább. A lejtővel párhuzamos üregek, barlangszerű képződmények olykor emeletes rendszert alkotnak. A felszín alatti üregesedés a jellegzetes löszterületeinken kívül még a Zalai-dombság területén is többfelé megfigyelhető. A felszín alatti üregek, barlangszerű járatok képződését jelentősen gyorsítja a tájba történő helytelen emberi beavatkozás. A Tokaji-hegyen végzett szőlőtelepítéseknél a helyi adottságokhoz nem igazodó agrotechnikai módszerrel teraszokat képeztek ki. Ezeken a szuffózió, ill. a heves záporok vize egymás után alakítja ki a kisebb-nagyobb víznyelő lyukakat, felszín alatti üregeket, barlangszerű járatokat, amelyek végül is a teraszok, illetve a szőlőállomány pusztulásához vezetnek. Löszdolinák, löszvölgyek Már Cholnoky J. is felhívta a figyelmet arra, hogy a magyarországi löszterületeken löszdoli­ nák is előfordulnak, és megemlítette, hogy ezekről a formákról külföldi irodalomban korábban nem is történt említés. Azóta a löszdolinákról és a velük gyakran együtt jelentkező löszvölgyek­ ről pontosabbak lettek az ismereteink. Ádám, L. (1969) szerint mindkét löszforma azonos módon alakul ki. Ezt megerősíti az a körülmény, hogy ahol mindkét forma jelen van, ott a löszdolinák és löszvölgyek egymás folytatásában helyezkednek el. A löszvölgyek is minden oldalról zártak, és leginkább olyan sekély hosszanti szélbarázdákhoz hasonlíthatók, amelyeknek egyik végükön sincs garmadájuk. A löszdolinák lehetnek kerekded vagy ovális alaprajzúak. A méretük igen különböző. A kisebbeknek csak 3-8 m az átmérője, a nagyobbaké akár 250-300 m is lehet. Az előbbiek mélysége az 1 m-t sem éri el, az utóbbiaké általában 1,5-2 m. A löszvölgyek 1-1,5 km hosszúak és 1-2 m mélyek. Tolnában azonban akadnak 5-6 m mély löszvölgyek is. Feltűnő, hogy Tolnában a löszdolinák és löszvölgyek tengelye a fő szerkezeti vonalak irányában helyezkedik el. Azt, hogy a két forma hogyan alakult ki, megnyugtatóan még ma sem ismerjük. Hajdúháton pl. a már Cholnokytól is leírt löszdolinák vizsgálata, a bennük és a környékükön végzett számos fúrás anyagának sokoldalú elemzése ellenére sem hozott kielégítő eredményt. (Úgy tűnik, hogy a mélyedések egy része nem egyéb, mint a Nyírség felől idefújt futóhomokba mélyült szélbarázda, amelyre lösztakaró települt.) Amennyiben tisztán szufföziós eredetűek lennének, akkor a löszbe mélyült eróziós-deráziós völgyek közelében levő mélyedéseknek elméletileg nagyobbaknak kellene lenni, mint a távolabb levőknek. Ez azonban máshol sincs így. A Titeli-fennsíkon pl. a peremen levő löszdolinák még kisebbek, mint azok, amelyek a fennsík belsejében keletkeztek. 614

Az bizonyosnak látszik, hogy a löszdolinák és a löszvölgyek ott keletkeztek, ahol a felszínre jutó csapadékvíz beszivárgása nagyobb intenzitású volt, mint a szomszédos területeken. Ezt előidézhette egy korábbi enyhe mélyedés, a lösz viszonylag nagyobb porozitása és a löszben valamilyen okból keletkezett repedés is. Azokon a felületeken, ahol az említett okok miatt több víz szivároghatott be, mint a képződőben levő dolinák, löszvölgyek szomszédságában, a szuffózió hatására a finomabb alkotórészek egy része elszállítódott. Csökkent az anyag karbo­ náttartalma is, és a lösz mind erősebb átázása miatt a dolinákban és a löszvölgyekben az anyag tömörödött is. A nagy porozitású lösz az átázás hatására térfogatának akár 80%-ára is összetömörödhetett. Ma még nem teljesen tisztázott, hogy egyik helyen miért keletkeztek löszdolinák, máshol viszont löszvölgyek. Az utóbbi formák egy része minden bizonnyal a fiatal szerkezeti mozgások hatására bekövetkezett repedésvonalak mentén alakult ki. Egy részükről azonban úgy tűnik, hogy löszdolinák egybeolvadása révén jöttek létre. Összefoglalásképpen megállapíthatjuk, hogy a lösz lepusztulása komplex folyamat, amelyben az eróziós (esetenként deráziós) folyamatok mellett a szuffózió és szerényebb mértékben - a nagyobb karbonáttartalmú löszöknél - esetleg a karsztos korrózió is közreműködik. A lepusztulás folyamatában nagyon sok függ a lösz porozitásától, a különböző löszök mechanikai összetételétől és a domborzati viszonyoktól is. A löszformák kialakulásának kutatása a gyakorlati élet szempontjából is nagyon fontos. Csak a löszformák fejlődési ütemének ismeretében tudjuk pl. lemérni a löszterületek fejlődésének irányát. Erre pedig nagy szükség van, hiszen a löszformák kialakulása és további fejlődése szoros összefüggésben van a lösszel, löszös üledékkel fedett területek talajeróziós folyamataival. A változatos domborzatú, erősen tagolt, számottevően erodált felszínek talajpusztulását csak a löszformák és azok fejlődésme­ netének teljes ismeretében lehet csökkenteni, esetleg erőteljesebben lefékezni.

Irodalom Ádám L.: A Szekszárdi-dombvidék kialakulása és morfológiája. Akadémiai Kiadó, Budapest, p. 83. 1964. Ádám L.: A Tolnai-dombság kialakulása és felszínalaktana. Akadémiai Kiadó, Budapest, p. 186. 1969. Ádám L. Marosi S. Szilárd J.: A paksi löszfeltárás. Földt. Közi., 239-254. 1954. Berg L.: The origin of Loess. Gerlands. Beitr. z. Geophys., p. 35. 1932. Borsy Z.: Geomorfológiai megfigyelések a Nagykunságban. Földr. Közi, 129-151. 1966. Borsy Z.: A magyarországi futóhomok-területek lösz, homokos lösz és löszös homok takarója. Földr. Közi., 172-184. 1973. Borsy Z.-Félszerfalvi, J.-Lóki, J.: Electronmicroscopic investigation of the sand material from the loess exposure at Paks. In: Lithology and Stratigraphy of Loess and Paleosols (szerk.: Pécsi, M.), 71-86. 1984. 615

Bulla B.: Morfológiai megfigyelések a magyarországi löszös területeken. Földr. Közi., 189-201. 1933. Bulla B.: Der pleistozáne Löss im Karpatenbecken. Földt. Közi., 67., 196-215., 289-309., 68., 35-38. 1937-38. Butler, B. E.: Parna, an aeolian clay. Australian Journal of Science, 18., p. 145-151. 1956. Grahmann, R.: Der Löss in Európa. Mitt. Ges. Erdkunde. 51., 5-24. 1932. Guenther, E. EL: Sedimentpetrographische Untersuchung von Lössen, p. 1-91. 1961. Hahn Gy.: A magyarországi löszök litológiája, genetikája, morfológiai és kronológiai tagolása. Földr. Ért., 1-29. 1977. Kéz A.: Az ovrag és a balka. Földr. Ért., 100-107. 1957. Liu, T.: Loess in China. Heidelberg, p. 224. 1988. Pécsi M.: A Kárpát-medencebeli löszök, lösszerű üledékek típusai és litosztratigráfiai beosztá­ suk. Földr. Közi., 305-332. 1965. Pécsi M.: A löszfeltárások üledékeinek genetikai osztályozása a Kárpát-medencében. Földr. Ért., 1-18. 1967. Pécsi M.-Pevzner, M. A.: Paleomágneses vizsgálatok a paksi és a dunaföldvári löszösszletben. Földr. Közi, 215-224. 1974. Pécsi M.: A hazai és az európai löszképződmények paleogeográfiai kutatása és összehasonlítá­ sa. MTA X. Oszt. Közleményei, 183-221. 1977. Pécsi M.-Pécsiné Donáth É.-Szebényi, E.-Hanh, Gy .-Schweitzer, F.-Pevzner, M. A.: A ma­ gyarországi löszök fosszilis talajainak paleogeográfiai értékelése és tagolása. Földr. Közi., 94-137. 1977. Pécsi M. (ed ): Studies on Loess. Akadémiai Kiadó, Budapest, p. 555. 1980. Pécsi M.: Problems of loess chronology. GeoJournal. 24, 2. 143-150. 1991. Pinczés Z.: A tokaji Nagyhegy lösztakarója. Földr. Ért., 575-584. 1954. Richthofen, F.: China I. köt. p. 758. 1877. Rónai A.: Az Alföld negyedidőszaki földtana. Geologica Hungarica. Ser. Geol. Tóm. 21, p. 446. 1985. Smith, G. D.: Illinois Loess, variations in its properties and distribution. Univ. Illinois. Agric. Experim. Station Bull., 490. Urbana, 139-184. 1942. Sümeghy J.: A Tiszántúl. Budapest, 208. 1944. Wang Yong-Yan (kiad.): Loess and Quaternary geology 1976-1980. Loess Research Section, Department of Geology, Northwest University, Xian, China, p. 1-137. 1982. Veklich, M. F.: Pleistocene loesses and fossil soils of the Ukraine. Acta Acad Sci. Hung. 22., p. 1-4., 35-62. Studies an Loess Budapest. Akad. Kiadó. 1980.

A geomorfológiai szintézis Minden tudomány fejlődésében az adatgyűjtő és -elemző munkát ezek értékelése, majd a szintézis követi. így volt ez a felszínalaktanban is. A geomorfológia régi és alapvető axiómája, hogy a Föld felszíne a belső és külső erők állandó párharcában fejlődik. Tudományunkban szinte már közhellyé vált az az alapvető tény, hogy a belső erők által létrehozott felszíni egyenetlenségeket a külső erők elegyengetni kényszerül­ nek. A felszín mindenkori állapota tulajdonképpen mindig a belső és külső erők párharcának a pillanatnyi eredményét tükrözi. Ha a külső erőknek tartós lepusztítással sikerül a belső erők által életre hívott erős domborzati tagoltságot nagyjából 616

kiegyenlíteniük, akkor ún. elegyengetett felszínek keletkeznek. Az elegyengetett felszí­ nek tehát tartós és erős lepusztulással kialakult, nagyobb kiterjedésű, enyhe reliefener­ giájú, nagyjából sík felületek.* Minthogy az elegyengetett felszínek végeredményben a sokféle belső és külső erőhatás munkájának összjátékaként jönnek létre, e felszínek kialakulásának magya­ rázata már egy évszázada a geomorfológiai szintézis központi, legösszetettebb, s ezért mindmáig legtöbbet vitatott kérdése. Az első szintézisek természetesen csak akkor születhettek meg, amikor már a morfológiai analízis, vagyis az egyes belső és külső erők jellege és tevékenysége legalább nagyvonalaiban kirajzolódott. A belső erők működésének tisztázása elsősorban a geofizika feladata - a geomorfológia kutatási körébe itt csak az általuk létrehozott felszíni formák megfigyelése tartozik -, míg a külső erők tevékenysége, s az ennek nyomán kialakult folyamatok és felszíni formák vizsgálata az elemző felszínalaktan tárgyköre. A geomorfológiai analízis gyors fejlő­ dése tehát mindig a geomorfológiai szintézis megfelelő korszerűsítését eredményezte. Vagyis minél alaposabban megismertük a belső és külső erők felszínformáló tevé­ kenységét és folyamatait, annál sokrétűbben és valósabban magyaráztuk az elegyen­ getett felszínek kialakulását. A geomorfológiai analízis tehát a felszínformáló erőket, tényezőket és eseményeket elemzi, a geomorfológiai szintézis viszont ezek alapján a felszínfejlődés általános törvényszerűségeire következtet, vagyis a felszínfejlődés általá­ nos menetét vizsgálja, amelyek szerint a felszín fejlődött, fejlődik és várhatóan fejlődni fog (geomorfológiai prognózis, azaz a felszín fejlődésének előrejelzése).

Az elegyengetett felszínek kialakulását magyarázó elméletek Ezeknek az elméleteknek fejlődésében négy szakaszt különböztethetünk meg, me­ lyek mindegyike jól tükrözi a geomorfológiai analízis, sőt az egész geomorfológia fejlődését is. 1. Monogenetikus teóriák. A geomorfológia fejlődésének kezdeti stádiumában kialakult első, kezdetleges, egyoldalú kísérletek a földfelszín általános fejlődésének magyarázatára. Ezek az elméletek a felszín fejlődését egyetlen külső erővel próbálják megmagyarázni. Természetesen mindig azzal, amelyet az elmélet szerzője - kutatási területének helyétől és jellegétől függően - dominánsnak tartott. Ekkor még nem ismerték az összes fontos külső erőt, s amelyeket ismerteknek véltek, azok tevékenysé­ géről, folyamatairól is csak nagyvonalú tapasztalati megfigyelésekkel rendelkeztek.

* A hazai irodalomban korábban tökéletlen síkságok (Cholnoky J. 1926), majd tönkök és peneplének, később denudációs vagy lepusztulási felszínek néven szerepelnek. Az utóbbi két megjelölés túlságosan általános. A peneplén és tönk megnevezést az elegyengetett felszíneknek csak egyes meghatározott típusaira célszerű használni (davisi végső, ill. pencki elsődleges tönk). Ezért e felszíneket összefoglalóan leghelyesebb elegyengetett felszíneknek neveznünk.

617

Ezek közül legismertebb Ramsay, A. C. angol geológus-geomorfológus abráziós elmélete (1846). Ramsay a szigetország erősen pusztuló partjain tapasztaltakból kiindulva a felszínelegyengetés legáltalánosabb módjának az egész Földön a tenger hullámmarását vélte, s a kontinensek nagy kiterjedésű lenyesett síkságainak kialaku­ lását így magyarázta (jelenleg az ilyet abráziós tönköknek neveznénk). Érdekes, hogy ez a legkezdetlegesebb monogenetikus elmélet tartotta magát legtovább - fél évszáza­ don át - a múlt század második felében. Ebben a geomorfológiának, egyúttal a geológiának akkoriban még nagyon lassú fejlődése is tükröződik. Emellett ez az elmélet eléggé egyszerűnek és logikusnak látszott. Tengeri üledék ugyanis valamelyik régebbi földtörténeti korból Földünk csaknem minden elegyengetett felszínén fellel­ hető, csakhogy ezek feltöltésről, nem pedig lepusztulásról tanúskodnak. Ezen objek­ tív tényeken kívül az abráziós elegyengetés hosszú egyeduralmához jelentős szubjektív tényezőként járult hozzá Ferdinánd Richthofen nagy tekintélye, aki ezt az elméletet nagy lelkesedéssel fölkarolta, sőt a kontinentális Észak-Kínában is „igazolta”. Lényegében egyoldalú elméletek - korszerűbb változatban - itt-ott még az utolsó évtizedek­ ben is feltűntek, komolyabb visszhangra azonban már nem találhattak. Közülük a legismertebb Crikmayé (1933), aki az elegyengetett felszínek kialakulását - melyeket panplane-nek nevez a folyóvízi oldalozó erózióval magyarázza. Feltevése azonban csakis helyileg a folyók menti elegyengetett síkok magyarázatára alkalmas. 2. Bigenetikus elméletek. A századforduló táján a geomorfológia rokon tudomá­ nyainak fejlődése eljutott arra a fokra, hogy egy kitűnő szemű megfigyelő zseniális ötlete új fejezetet nyisson a geomorfológiai szintézis történetében. A kétoldalú elméle­ tek azt a hatalmas előrelépést jelzik, amikor a felszínelegyengetés magyarázatában már a belső és külső erők párharcát állították szembe egymással. Ezek közül két zseniális koncepció tűnik ki, amelyek egészen századunk közepéig meghatározták a geomorfológiai szintézis fejlődését. Csupán arról folytak heves viták, hogy Davis ciklustana vagy Penck morfológiai analízise helyes-e. Mindkettő sokat utazó, jó megfigyelőtől származik, mégis jelentős mértékben spekulatív teória.* Mindkét kutató szemlélete nagyrészt a mérsékelt övben szerzett megfigyelések során alakult ki, ezért a felszínelegyengetést egyetlen külső erőnek, a folyóvízi eróziónak vezető szere­ pére építették fel, amit azután tömegmozgások követnek.

* Alig ismeretes, hogy ez a két nagyszabású elmélet sem minden előzmény nélkül máról holnapra született. A ciklustan magvának alapgondolatát - a hegységek fokozatos felemésztődését a bemélyedő völgyek közötti hátak lealacsonyodásával - korábban már Rütimeyer, L. (1869. p. 61.: a folyóvízi erózió „egyre mélyebben benyomul a hegység szívébe”, ezért az mindinkább „egyes gerincekre és csúcsokra bomlik föl”, majd ezek is lealacsonyodnak, s így a hegység fokozatosan ellaposodik. Ez lényegében a davisi koncepció magva, három évtizeddel a ciklustan megjelenése előtti). Ezt nemsokára Gilbert, G. K. is (1875) felveti. Az elsődleges tönk koncepciója már konkrét formában szerepel Sölch, J. (1918) felfogásában, aki áltönknek (Trugrumpf) nevezte a fiatal gyűrthegységek több ezer méter magasságú fennsíkjait. 618

A klasszikus felszínfejlődési elméletek Az első Davis, W. M. ciklustana (1899). Eszerint valamely sík felszín kiemelkedése után a folyóvízi erózió felerősödik rajta, és bevágó (felső) szakaszjellegű folyókkal felszabdalja. A V alakú völgyek közötti széles hátak azonban még őrzik az eredeti felszínt. Ezt juvenilis stádiumnak, azaz fiatal állapotnak nevezi (345. ábra). A mind meredekebbé váló völgyoldalakat tömegmozgások, főleg csuszamlások pusztítják, s közben a völgyeket szélesítik. A bevágódás során a folyók esésgörbéje egyre enyhébb lesz, ezért később völgyüket oldalozó erózióval szélesítik, oldalvölgyeik pedig a még mindig szélesebb völgyközi hátakat felszabdalják, amelyek így lassan gerincekké keskenyednek (maturus stádium, vagyis érett állapot). Ezután a gerincek halmokká alacsonyodnak, köztük pedig a völgyek nagyon sekéllyé és szélessé válnak (szenilis stádium, azaz agg állapot), vagyis a hegység ismét majdnem síksággá - ahogyan Davis nevezi, peneplainné (paene = majdnem, lat.; plain = síkság, angol; peneplén) pusztul le. Ekkor folyóinak esésgörbéje már ellaposodik, ezért csak annyi erejük marad, hogy a súrlódást legyőzzék. Davis tehát gyors kiemelkedést feltételezett, melyet nagyon lassú lepusztulás követ, így a domborzat mindenkori állapotát a kiemelkedés óta eltelt idő határozza meg. A földfelszín fejlődését csaknem sablonosán ilyen eróziós ciklusokban képzelte el. Jóllehet a ciklus megszakítására konkrét példákat sorolt fel, ezek azonban - miként hangsúlyozta - csakis kivételes esetek. A ciklust éghajlatváltozások vagy szerkezeti mozgások szakíthatják meg. Az előbbire az eljegesedést hozza fel bizonyító példának. Az utóbbi esetben az emelkedés felerősíti az eróziót, így a völgyek megint bevágód­ nak, s ezzel újabb ciklus kezdődik. Ha ez a szerkezeti mozgás felboltozódással is jár, akkor a peremek kevésbé emelkednek meg, mint a hegység belseje, s ezért gyorsabban pusztulnak le újból tönkké. így ismétlődő emelkedések esetén egyre újabb, alacso­ nyabb tönklépcsők alakulnak ki, amelyek jól bizonyítják a szakaszos emelkedést és azt, hogy hányszor szakadt meg a ciklus. Ezt az Alleghany-hegység példáján szemlél­ teti, s ezzel a lépcsős hegységekre irányítja a figyelmet. A ciklustan - egyszerű és világos logikus elképzelésével, gondolatmenetével rendkívül nagy hatással volt a felszínfejlődést kutatók munkásságára. A domborzat - mindenekelőtt a völgyek - alakjából szinte ránézésre meg lehetett határozni korát, fejlődési állapotát. Bírálói azonban rövidesen rámutattak, hogy ez a kormegjelölés (fiatal, érett, agg) nagyon is viszonylagos, sőt szubjektív. Később kifogásolták, hogy egyoldalú; csak a lepusztulás időtartamával számolt, s nem vette figyelembe a terület nagyságát, az éghajlatot és a kőzetminőséget, s főleg hogy elméletét lényegében egyetlen külső erőre, a folyóvízi erózióra építette fel, amit azzal is túlhangsúlyozott, hogy ezt normális eróziónak nevezte. A terület kiterjedése is fontos tényező, minél nagyobb ugyanis, annál több idő szükséges lepusztulásához. Az éghajlatot valójában nem hagyta figyelmen kívül, hanem nagyon alábecsülte, s ehhez a nézetéhez mindvégig ragaszkodott. Hangsúlyoz­ ta, hogy aridus és humidus felszínformálás között nincs alapvető különbség (1930), 619

345. ábra: A ciklustan stádiumai (szerk.: Székely A.)· A = szelvényen 1. a kiemelt eredeti felszín épen maradt részletei, 2. a völgyek szélesedésével a völgyközi hátak keskenyednek, 3-4. a völgyközi hátak alacsonyodnak, 5. a peneplén, a) a 3 stádium folyóinak esésgörbéje B = tömbszelvényen (Raisz E. alapján) 1. korai juvenilis, 2. késői juvenilis, 3. korai maturus, 4. késői maturus, 5. szenilis stádium 620

s utolsó tanulmányában is az éghajlatváltozások befolyását jelentéktelennek minősí­ tette, minthogy ezek egy-egy ciklus hosszú időtartamához képest csak rövid ideig tartanak. De hát hol volt akkor még az éghajlati felszínalaktannak akárcsak a gondolata is! Mégis hamarosan (1905) kidolgozta a száraz területekre az aridus ciklust. Igaz, hogy ebben is túlzottan jelentős, sőt irányító szerepet szánt az évente mindössze néhány napig vagy hétig tevékeny időszakos vízfolyásoknak, feltűnően hasonló módon a „normális” ciklus folyóihoz. Szerinte csupán a végső, az agg állapotban jut a szél is lényeges, meghatározó feladathoz. A következő évben a glaciális ciklusról jelent meg külön tanulmánya (1906). Ennek a lényege az, hogy az eljegesedés megszakítja a ciklust, amely a jég visszahúzódása után folytatódik „nor­ mális”, vagyis folyóvízi eróziós ciklusként. Majd az abráziós ciklusban (1912) a partok hátrálását is ciklusos folyamatnak képzelte el, amely az érett állapotot akkor éri el, amikor az abráziós fal toronysorra szakadozik (346. ábra). A kőzetminőséget valóban csak a cikluson belül a részletekben (pl. a völgyek inkább a kevésbé ellenálló kőzetsávon vágódnak be) vette figyelembe. Szinte természetesnek tartotta, hogy ellenállóbb kőzeteken lassabb a ciklus. Pedig egyáltalán nem mindegy - csak a két szélsőséges esetet említve -, hogy agyagos vagy homokos felszínen, illetve mészkövön megy-e végbe. Az előbbi esetben nagyon gyors a ciklus, hamarosan érett,

346. ábra: Az abráziós ciklus Davis szerint. A = kiindulási forma a ciklus kezdetén, B = a part előtt turzás épül, s mögötte lagúna, majd feltöltött partszegély (marsch) alakul ki, C = a hullámok felszabdalják a turzást. A parti dűnék hamarosan a marschon át a lagúna felé vándorolnak, s teljesen feltöltik, D = érett part; a hullámmarás meredek (abráziós) partfalat (kliff) formál, miközben előterét síkká nyesi le 621

majd nemsokára agg formák alakulnak ki. A mészkövön viszont rendkívül lassú, nagyon soká tart a fiatal állapot, keskeny szurdokvölgyekkel. Ezt hamar észrevették a ciklustan karsztkutató követői, először a szerb Cvijic, J. (1909), majd a német Grund, A., akik kidolgozták a karsztos ciklust. Ezt a völgyek helyett a karsztos mélyedések és üregek növekedésére alapozták. Az egyre nagyobb dolinák uvalákká növekednek össze, s aprólékosan felszabdalják a felszínt, majd ezek poljékké egyesül­ nek, amelyek szintén tágulnak, s így a felszín fokozatosan alacsonyodik. Grund szerint az egész folyamat a karsztvízszint függvénye. A ciklustan valódi hibája, hogy Davis a belső és a külső erők működését mereven szétválasztotta, pedig ezek valójában mindig egyszerre, egy időben, de ellentétes irányban hatnak. Másrészt a felszín fejlődése nem ciklusos, hanem nagyon is változó ritmusokban megy végbe. Ezeknek a hibáknak felismerése serkentette Walter Pencket a geomorfológiai analízis megírására, a ciklustan antitéziseként. Davis a belső erőket adottaknak feltételezte, közelebbről nem foglalkozott velük. Penck viszont éppen ezeket állította elmélete középpontjába. A kéregmozgások folyamatait végül is a geomorfológiai tényanyag segítségével tárta fel. Könyvének bevezetőjében előrebocsátja alapvető tézisét: „azonos szerkezeti mozgásoknak olyan folyamatokat kell kiváltaniuk, ame­ lyek azonos formák kialakulására vezetnek” (Penck, W. 1924), s valóban erre alapoz­ ta morfológiai analízisét. Helyesen hangsúlyozta, hogy a belső és külső erők min­ dig együtt és egyszerre hatnak. Ezeket tehát ennek megfelelően kell vizsgálnunk, s minél kisebb szakaszokra bontva elemezzük a felszín fejlődését, annál valósabb eredményre jutunk. Ezt az eljárást Penck differenciális módszernek nevezte. Ennek eredménye: ha egy tenger alatti sík felszín vagy egy korábbi denudációs síkság kiemelkedésének mértékével a lepusztulás lépést tud tartani, akkor nem törté­ nik lényeges változás, a tönk tönk marad, csupán a folyóvizek bevágódásának hatásá­ ra a homorú lejtők talpig domborúvá alakulnak át. Ezt Davis peneplénjével szemben - amely hosszú, tartós lepusztulás végeredménye - elsődleges tönknek (Primarrumpf) nevezte*. Ez ugyanis mindjárt a folyamat elején kialakul. Ha az emelkedés gyorsul, akkor azt a lepusztulás már nem képes ellensúlyozni, s a terület „középhegységi jellegű”-vé válik. Ha pedig viszonylag nagyon gyors az emelkedés, és jóval felülmúlja a lepusztulás ütemét, úgy magashegységi domborzat jön létre. Amennyiben ezt rend­ kívül hosszú tektonikai nyugalom követi, akkor és csakis akkor - hangsúlyozza Penck - alakulhat ki nagyon tartós lepusztulás végeredményeként a davisi értelmezésű tönk (Endrumpf, azaz végső tönk - ahogy Penck nevezi).

*Sölch, J. (1914) - miként említettük - áltönknek nevezte az Andokban, abból a meggondolásból kiindulva, hogy a harmadidőszak végén felgyűrődött egészen fiatal lánchegységek esetében már nem volt elegendő idő arra, hogy egy teljes cikluson keresztül peneplénné letarolódva a következő ciklus elején újra kiemelkedjenek. Sokkal inkább az első kiemelkedésük olyan lassú lehetett, hogy azzal a lepusztulás lépést tudott tartani, s így jöttek létre a több ezer méter magas fennsíkok. Ezért - az akkor általánosan elfogadott davisi felfogást tisztelendő - ezek nem igazi, csak áltönkök!

622

A morfológiai analízis szerint a domborzatformálás eredménye csakis a belső és a külső erők hatékonyságának, vagyis az emelkedés és a lepusztulás mértékének egymás­ hoz való viszonyától függ: - ha egyensúlyban vannak, akkor lapos domborzat (elsődleges tönk), - ha az emelkedés kissé gyorsul, közepes, ha sokkal gyorsabb, akkor meredek domborzat (felfelé haladó fejlődés) alakul ki. Az utóbbi feltételei csak a fiatal gyűrthegységek szerkezeti öveiben, a lapos, hullámos domborzat kialakulásának feltételei pedig a nagyobb, egyforma felépítésű szárazföldek epirogenetikus emelkedése esetén, vagyis az ősmasszívumokon vannak meg. Ez utóbbira jó példa Afrika és Ausztrália nagyobb része stb. A folyamat visszafelé is lehetséges (lefelé haladó fejlődés): ha az emelkedés üteme lassul, akkor a völgyek szélesednek, ismét közepes relief, ha pedig megszűnik, úgy rendkívül hosszú idő múlva végül lapos domborzat (végső tönk) alakulhat ki. A domborzat állapotát a lejtő elemzése révén állapíthatjuk meg. A hegységek központját övező lépcsőkre már Davis felhívta a figyelmet (tönklép­ csők), ő szakaszos kiemelkedés, mégpedig felboltozódás következményének tartja. Penck szerint viszont ezek a hegyláblépcsők (Piedmonttreppe) éppen a növekvő szélességben állandóan gyorsuló felboltozódás következtében alakulnak ki a tönk mindenkori szegélyén, ahol a folyók leghamarabb vágódnak be, minthogy vizük itt a legtöbb. Ennek következményeként az emelkedő tönk peremén lépcső keletkezik, amely helyi erózióbázis a felette lévő szakasz számára. így ennek a vízgyűjtő területére a további emelkedésnek már nincsen hatása, ezért pusztulása kiegyenlíti az emelke­ dést, vagyis elsődleges tönkké formálódik. A tovább gyorsuló emelkedés következté­ ben szerinte az újabb és újabb helyi erózióbázisokhoz igazodva egyre újabb lépcsők keletkeznek. így hosszabb idő elteltével a hegység széles völgyekkel szabdalt központ­ ját hegyláb- (piedmont) lépcsők sora övezi (347/A ábra). Az egyes lépcsőfelszíneket egymástól lefelé domború, felfelé homorú lejtők választják el (347/b ábra). Mintapél­ dája erre a Fichtel és a Harz-hegység. Penck jelentősége: - Legfőbb érdeme a belső és külső erők hatásának együttes vizsgálata. - Annak felismerése, hogy a hegységeket általában különböző számú és magasságú hegyláblépcső övezi. - Felhívta a figyelmet a lejtők kiemelkedő felszínalaktani jelentőségére, s ezt morfo­ lógiai analízisében fontos bizonyítékként használja. Értelmezése szerint a domború lejtők emelkedést (felfelé haladó fejlődés) és pusztulást, a homorúak alacsonyodást (lefelé haladó fejlődés) és felhalmozódást, az egyenes lejtők pedig az előbbiekből logikailag adódóan egyensúlyi állapotot igazolnak. Az utóbbi a későbbi kutatások szerint csakis egynemű és nem nagyon kemény kőzetből álló lejtőn érvényesül, ha a lepusztulás folyamán az éghajlat nem változik. Általában azonban szerkezeti okok magyarázzák, ezek rendszerint szilárd kőzetek réteglapjai, esetleg vetőtükrök. A di­ namikus egyensúlyra pedig az összetett - felül domború, alul homorú - lejtők utalnak (347. ábra).

623

- Davisszel ellentétben - aki a felszínnek csak viszonylagos és szubjektív korát (fiatal, érett, agg) határozta meg - Penck földtörténeti koruk megállapítására jó eljárást vezetett be. Ezt a korrelatív üledékek módszerének nevezte. Magyarul kapcso­ lódó üledékeknek mondhatjuk, minthogy nem a pusztuló hegységben, illetve annak különböző magasságú szintjein keresi a bizonyítékot, hanem környezetében, a hozzá­ kapcsolódó előtéren, ahol a lepusztulás anyaga felhalmozódott (348. ábra). Ennek anyagát, a korrelatív szedimentet vizsgálja, s a benne fellelhető faunából igyekszik az üledékek korát meghatározni. Jelenleg ezzel a módszerrel már sokkal többet tudunk elérni; erre alkalmas üledék esetén a kőzet abszolút korát is meghatározhatjuk,

347. ábra: Hegyláblépcsők a Nyugati-Fichtel-hegységben Penck, W. szerint: 1. óidei szilárd kőzetek, 2. óharmadidőszaki tengeri üledékek, p, (tönk) - p5 = egyre alacsonyabb, fiatalabb piedmont lépcsők, T = az egyes lépcsőkbe benyomuló völgytalpak, az alatta lévő lépcső felszí­ nének folytatásai, I3-I4 = a hozzájuk tartozó szigethegyek a lépcső felszínén, A = a jellemző völgy keresztmetszetek, 1-5: a völgyek egyre felsőbb szakaszán b = az egyes lépcsőfelszíneket lefelé pusztuló, domború, felfelé homorú lejtők választják el. B = Lejtőtípusok: a = a morfoló­ giai analízis lejtőtípusai: 1. domború pusztuló lejtő, 2. homorú, épülő lejtő, 3. egyenes lejtő; egyensúlyi állapotnak tekinti, 4 = összetett lejtő, a tényleges, dinamikus egyensúlyi állapot 624

továbbá a lepusztulás minőségére, módjára, folyamataira, s ezekből az akkori éghaj­ latra és a lehordott anyag minőségére vonatkozóan kaphatunk értékes információkat. A kapcsolódó üledékek módszerét sok esetben jelenleg is nagyon eredményesen használhatjuk. Segítségével bizonyos fokig még az egykori domborzatot is rekonstru­ álhatjuk (Székely A. 1960, 1970, 1983). Ennek az eljárásnak is megvannak a maga nehézségei, elsősorban az, hogy a szintek és a hozzájuk kapcsolódó üledékek párhuza­ mosítása a legtöbb esetben többé-kevésbé szubjektív, mégis sok értékes eredményre vezetett.

348. ábra: A korrelatív üledék módszerének magyarázata, 1. a legidősebb, 2. fiatalabb, 3. a legfiatalabb üledék, 4. a lepusztuló és a felhalmozódó üledék kapcsolata, 5. az emelkedő hegység, 6. süllyedő előtér

A morfológiai analízis hibái: - Mindenekelőtt az, hogy a belső erők szerepét túlbecsülte. Szerinte végeredmény­ ben a domborzat formája és mindenkori állapota csakis a kéregmozgások sebességé­ től függ. - Ez azzal járt együtt, hogy a külső erőkkel nem sokat foglalkozott. A folyóvízi erózión kívül csak a lejtőleöblítéssel, a tömegmozgásokkal, valamint a kőzetmegbontással (aprózódással és főleg a mállással) számolt. Tehát az ellenkező végletbe esett, mint Davis. Jóllehet hangsúlyozta, hogy a különböző éghajlati övékben eltérő a mállás sebessége, végül is az éghajlat szerepét kimondottan tagadta: „ha az endogén előfeltételek azonosak, semmi lehetőség sincs arra, hogy a különböző éghaj­ latú területeken különféle lepusztulásformák keletkezzenek, amelyek fejlődésfolya­ mata egymástól eltérő.” Megdöbbentő megállapítás a több éghajlati övben is kutató Pencktől. Ezt csakis úgy értelmezhetjük, hogy ő nem az összes felszínformára, hanem csak a domborzattípusokra gondolt. Pl. a magashegység a hűvös nedves övben éppúgy magashegység, mint a száraz meleg övben, s tulajdonképpen ezek a Föld felszínének az alapvető (konstruktív) formái, a többi, a külső erők által rájuk vésett (destruktív) forma hordozói, amelyeket Penck közelebbről már nem vizsgált. - Csak feltevés, hogy az emelkedés mindig a domborzat fejlődésének az elején a leglassabb, majd állandóan gyorsul. Az pedig, hogy a kezdetben ily módon kialakult elsődleges tönkökön az egyre nagyobb területre kiterjedő állandóan gyorsuló emelke­ dés következtében hegyláblépcsők formálódnak, egyenesen téves. Az egyenletes moz­ 625

gás ugyanis nem eredményezhet felszíni egyenetlenségeket. - Az utóbbi hibát azonban a bécsi egyetemen működő Spreitzer, H. (1938, 1951) felismerte és helyesbítette. Hangsúlyozta, hogy az emelkedés nem állandóan gyorsuló, hanem szakaszos, s éppen ennek eredménye és egyértelmű bizonyítéka a hegyláblépcsők sora. Ezt jelenleg úgy kell értékelnünk, hogy a lépcsők magasságából az emelkedés mértékére, a lépcsőfelszín szélességéből pedig a nyugalmi szakasz hosszára következ­ tethetünk (Székely A. 1960). Spreitzer az éghajlat szerepére is felfigyelt, igaz, addigra az éghajlati felszínalaktan alapvető munkái már megjelentek (Krebs, N., 1932, les­ sen, O., 1936, 1938, Büdel, J. 1948). Vagyis ebben a tekintetben is módosította Penck tanítását. Szerinte a tönkösödés és a hegyláblépcső-képződés csak a meleg váltakozóan nedves és száraz éghajlaton mehet végbe, a mérsékelt övben viszont már pusztuló maradványformák. Később Mortensen, H. (1944) ismét állást foglalt amellett, hogy egyenletes emelkedés esetén is kialakulhat a hegyláblépcsőrendszer, ha a felületi lemosás és a vonalas erózió uralma váltakozik. Ez azért lényegesen más, mint Penck felfogása, aki feltételként szabta az egyenletesen gyorsuló emelkedést, ugyanakkor tagadta ebben az éghajlat szerepét. Mortensen viszont hangsúlyozta, hogy ez esetben az éghajlati feltételek váltakozása szükséges. A későbbi kutatások azonban ezt sem igazolták. Ezzel már el is jutottunk a legrégibb (McGee 1897) és a legújabb, vagyis az éghajlati irányzatokhoz. A két klasszikus elmélet a geomorfológiai szintézis tulajdonképpeni történetének a kezdő, alapozó szakasza. Mégis, e két elmélet magva tartalmával és főleg szemléleté­ vel napjainkig nagy hatással van a felszínfejlődésről vallott nézeteinkre. Mindegyik kb. két évtizeden át bűvkörében tartotta a geomorfológusokat. Hatásuk olyan nagy volt, hogy követőik napjainkig újra és újra megkísérelték hibáik kijavítását. Se szeri, se száma Földünk legkülönbözőbb pontjain - a helyi viszonyoknak legjobban megfe­ lelő - változatos formában újjászülető neodavisi (Thurnbury, W. D., 1954. stb.), ill. neopencki (Geraszimov, I. P.-Mescserjakov, J. A., 1959, Spreitzer, H., 1951, Gellert, J. F., 1955, Dedkov, A. P., 1965 stb.) elméleteknek. Mindkét elmélet közös hiányossá­ ga - amin a korszerűsítők is változtatni igyekeztek -, hogy a klíma fontos szerepét nem veszik kellő súllyal figyelembe, sőt - miként láttuk - Penck egyenesen tagadta. Ebből a hiányosságból indul ki a harmadik és mindmáig modern klimatikus morfoló­ giai irányzat.

Klimatikus felszínfejlődési elméletek A 20-as évektől a felszínalaktan fejlődését az jelzi, hogy kutatási területe a közleke­ dés rohamos fejlődésével egyre gyorsuló ütemben tágul, s a geomorfológusok mind nagyobb számban lépik túl klasszikus kutatási területüket, a mérsékelt övet. Tudomá­ nyunk e területi előrenyomulásának következménye a klimatikus morfológia gyors térhódítása. Ennek során felismerik, hogy a felszín elegyengetésének a völgy bevágódással meginduló klasszikus, a folyóvízi erózió diktálta rendkívül lassú menetével szemben egyes éghajlati övekben felületi lepusztulással az elegyengetett felszínek 626

viszonylag gyorsan kialakulnak, és amíg az éghajlat meg nem változik, állandósulnak. Hangsúlyoznunk kell, hogy - bár kezdetben voltak túlzott éghajlati-felszínalaktani elképzelések, amelyek a többi tényezőt elhanyagolták, és csupán az éghajlati övékhez kötötték a felszín fejlődését is - a klimatikus elegyengetési elméletek szerzői többsé­ gükben (Bulla B., Büdel, J., Louis, H. stb.) - az előzőek egyoldalúságával ellentétben - már modern komplex szemléletű geomorfológusok. Számolnak a tektonika és a kőzetminőség szerepével is, de az éghajlat vezető szerepére építenek. A klimatikus teóriák közül az 50-es években a magyar Bulla Béla és a német Büdel, majd Louis, H. a trópusi tönkösödés elméletét dolgozták ki.* E három szerző felfogása az elegyengetés feltételeit és folyamatát illetően több lényeges vonásában is - a tönkösödés erózióbázisát, klímaterületi elterjedését, lefolyását, e felszínek lejtését stb. tekintve - jelentősen eltér. Ez természetes is, hiszen Bulla kitűnő koncepcióinak kidolgozásában úgyszólván csakis irodalmi adatokra támaszkodhatott, míg a két német szerző hosszabb trópusi kutatásainak tapasztalataira alapozhatott. Bulla szerint az elegyengetés a nedves trópusokon általánosan jellemző, az esőer­ dők és a szavannák övében egyaránt (ide tartoznak a trópusi és szubtrópusi világo­ sabb monszun erdőségek, illetve a magasabb szintek szavannái is). Büdel a szavanná­ kon kutatta, de valószínűnek tartja, hogy az esőerdők nagy részére is kiterjed, Louis a szavannákhoz köti. Bulla felfogásában a trópusi tönkfelszínek lejtése meredekebb is lehet, Louis szerint csak pár fokos, Büdel viszont teljesen síknak írja le, egyfokos lejtéssel, s ezt fontos megkülönböztető ismérvnek tartja. A nedves trópusi lepusztulás folyamatát részletesen Büdel kutatta és elemezte ElőIndiában és Kelet-Afrikában stb. Ennek alapján kidolgozta kettős felszínelegyengetés-elméletét. E szerint a lepusztulás két szinten folyik: a felszínen a nyári félévben a délutáni heves záporok alkalmával a szemünk láttára a felületi leöblítés, a lehordás, vagyis a valódi, a tulajdonképpeni lepusztulás; a felszín alatt pedig a vastag málladéktakaró feküjében a szálkőzet megbontása, a mállás. E kettős folyamat eredménye a kettősen elegyengetett felszín (doppelte Einebnungfläche 349. ábra). A felső az sík, lapos forma, az alsó pedig a hullámos, rejtett, még alig bontott sziklafelület. Utóbbit

* Bulla Béla (1954) szerint a trópusi tönkösödés erózióbázistól független, olyan magasságig nyúlik fel, ameddig a nedves trópusi éghajlat. így az egyenlítői övben 3000 m-t is elér. Ezért a trópusi tönkök az utólagos szerkezeti mozgások - emelkedések - korának és mértékének megállapítására, főleg pedig bizonyítására nem alkalmasak. A két német kutató szerint viszont erózióbázishoz kötött. Mégpedig Büdel (1957) szerint egyetlen határozott erózióbázishoz, s a magasabb szintek korábbi maradvány elegyengetett felszínek, Louis (1957) viszont minden szintet külön erózióbázisként értelmez, ahonnan több kilométerig szélesedő völgyek nyomulnak be a fölötte következő magasabb szintbe, s azt fokozatosan felszabdalják, majd nagyrészt felemésztik, csak szigethegyek maradnak vissza belőlük (350. ábra). - A lépcsőzöttségnek itt mindig szerkezeti okai vannak. Büdel szerint ismételt felboltozódások, Louis felfogásában a szakaszos kiemelkedés (vagy töréslépcsők) során alakultak ki.

627

349. ábra: Kettősen elegyengetett felszín Büdel, J. szerint (1977): 1. szilárd kristályos szikla­ alap, 2. vörösagyag málladéktakaró, 3. sziklatömbök, a = a sziklaalap hullámos felszíne, ame­ lyet a mállás folyamatosan támad, b = a málladéktakaró lapos felszíne, a felületi erózió hatéko­ nyan pusztítja, c = rejtett hátráló denudáció a málladéktakaró alatt, d=a sziklalejtők lábánál különösen erős mállás az itt lefolyó vizek hatására, P = pajzs-szigethegy

a mállás állandóan támadja, a helyi - kőzetminőségi, topográfiai, morfológiai, mikroklimatológiai, hidrográfiai - adottságoktól függően azonban különböző mértékben, ezért egyenlőtlen. Központi részén a málladéktakaró több tíz méter vastag, a peremek felé fokozatosan vékonyodik, a magasabb perem előtt már alig fedi a szálkőzetet. Itt a lejtőt 10-20 m-rel egymás fölötti lépcsők tagolják, amelyek a korábbi elegyengetett felszínnek a hegységperemi maradványai. Előtte pedig szigethegy* sor - 30-200 m magas zonális szigethegyek - húzódnak. Ezeket a perem pusztulása, hátrálása során a bevágódó és szélesedő völgyek választották le. Tehát jellegzetes tanúhegyek, mégpe­ dig kettős értelemben is. Egyrészt a lépcső hátrálásának mértékét, másrészt eredeti magasságát tanúsítják. A vastag málladéktakaróból kiemelkedő lapos tetejű hegyeket formájuk alapján Büdel pajzsszigethegyeknek nevezi, s elmélete fontos bizonyítéká­ nak tekinti. Ezek fölött, az elegyengetett felszíneken magasodó harang vagy kupola alakú szigethegycsoportokat az előbbiektől megkülönböztetendő azonális szigethe­ gyeknek hívják. Bulla a leírások alapján logikai következtetéssel a letárolást réteges lemosás, a felszín valóságos lehámozása formájában képzelte el (351. ábra). A három szerző felfogása végeredményben alapjaiban mégis hasonló. Lényege az, hogy a forró-nedves trópusi éghajlaton a gyors mállás és az ezt követő rendkívül erős felületi leöblítés következtében a völgyoldalak lepusztulása szinte lépést tart a főleg csak finom, mállott hordalékot szállító folyók völgymélyítésével. így a felszín felszabdalása elmarad, és a lepusztulás során az enyhén hullámos sík felület - széles sekély völgyekkel - állandósul, miközben a felszín folyamatosan alacsonyodik mindaddig, amíg az éghajlat meg nem változik. A mállott anyagot az évszakos vízfolyások a nyári * Lásd az Éghajlat hatása a felszín formáinak alakulására c. fejezetet!

628

350. ábra: A felszínelegyengetés folyamata a nyári egyszakaszos esők (szavannák) övében. A = Jessen, E. (1936) szerint, B = több csapadék és dúsabb növényzet, s így erősebb mállás esetén Oilier, C. (1959) szerint, 1. szilárd szálkőzet, 2. mállott réteg, 3. rések menti mállás, sz: szigethegy. C = dambó (közép-angolai példán, Butzer, K. 1982 szerint) a = alaprajzban, b = szelvényben, 1. átszivárgási öv, 2. lemosási öv, 3. vasas bekérgezés, 4. felszín alatti lefolyás, 5. felületi leöblítés, 6. átszivárgási öv 629

351. ábra: A felszín lepusztulásmódjának, -me­ netének három alaptípusa: A = a völgyközi há­ tak alacsonyodása, B = a peremi lejtők hátrálá­ sa, C = réteges felületi letárolás, 1. eredeti fel­ szín, 2. a pusztulás menete, 3. a lepusztulás iránya

félévben továbbszállítják. A vízfolyások pályáinak hálózata összefutó (konvergens), vagyis a folyók az oldalvízfolyásoktól táplálva torkolatuk felé mindjobban megárad­ nak, s ezért egyre több hordalékot szállítanak. A széles, lapos fejletlen völgyek enyhe lejtőit (0,5-2,5°) általában szegényes növényzet borítja. Afrika szavanna öveiben dambó a nevük (349. ábra). Összetett formák; felső sávjuk pusztul, s így folyamato­ san több kilométer széles síkká tágulnak. A szavannákon általában a dambók vízfo­ lyásai a felszínelegyengetést irányító (aktív) tényezői. Végeredményben a felszínfejlő­ dés, vagyis itt az elegyengetés a trópusi nyári egyszakaszos esők övében a leggyorsabb, s ezért a legjobban észlelhető, sőt mérhető. A száraz évszakban a nagy napi hőmérsék­ let-ingadozás hatására az aprózódás, a vastag vörösagyag talajon pedig a széles és mély, általában hatszög alakú szárazságrepedés-hálózat előkészíti az anyagot a lehordásra. A kiszáradt talaj az esős évszakban vízzel telítődik, a délutáni heves záporok alkalmával gyakran 10-20 cm-es vízréteg rohan le a felszínen, rengeteg előkészített anyagot magával ragadva - szemünk láttára - felületileg tarolja le, egyengeti a felszínt. Ezért Büdel ezt az éghajlati övét „a mértéktelen (excesszív) felszínképződés övének” nevezi, ahol folyamatosan enyhén hullámos elegyengetett felszín formálódik. Mensching, H. (1970) az utolsó két évtizedben Afrika különböző éghajlati öveiben rendszeresen végzett részletes kutatásai alapján kimutatta, hogy a csapadék mennyi­ ségének és évszakos eloszlásának megfelelően a trópusi lepusztulás módja nemcsak mennyiségileg, hanem minőségileg is változik, s ennek megfelően változnak a felszíni formák is. Szerinte tehát helytelen általánosan trópusi felszínelegyengetésről beszélni, hanem pontosan meg kell jelölni, hogy milyen trópusi éghajlaton végbement, milyen fajta trópusi felszínelegyengetésről van szó. A trópusi elegyengetett felszínek konkrét típusainak feltárása tehát még további vizsgálatokat kíván. Mensching kutatásai mindenesetre azt bizonyítják, hogy amint az éghajlat az egyenlítői állandóan nedves övtől a trópusi sivatagokig fokozatosan változik, úgy változik a lepusztulás módja és a hozzákapcsolódó formák is. Mensching hangsúlyozza, hogy a lepusztulás a nedves trópusokon is a folyóvölgyekhez igazodik, s abban a folyó oldalozó eróziója fontos szerepet játszik. Az utóbbi évtized kutatásai (Hövermann, J., Mensching, H. stb.) egyre inkább azt bizonyítják, hogy az esőerdők övében a vonalas erózió, a felszín felszabdalása uralko­ 630

dik. A felületi lemosást éppen a zárt lombkoronájú és aljnövényzetű, 6-7 szintes esőerdők akadályozzák. A sűrű erdők azonban egyúttal a felárkolást, a völgybevágódást is eltakarják, ezért azok csak a nagyobb erőirtásokon látszanak. Ez tévesztett meg sok utazót és kutatót is. A felszín magasabb hegységekről vagy a levegőből ugyanis valóban lapos síkságnak tűnik, ez azonban nem a domborzat, hanem a növényzet, a fák zöld lombkoronaszintjének nagyjából egyenletes magassága. A völgyek alakja, meredek lejtői és szélesedő talpa (350. ábra) erős mélyítő és ezt követő oldalazó eróziót bizonyítanak. A magasabb hegységek esőerdő övében a néhány száz méter mély völgyek sem ritkák. Ezek meredek oldalam is, amíg a sűrű erdőt meghagyják, addig csak a nagyon meredek lejtőkön keletkeznek omlások vagy csuszamlások. Ha viszont a zárt erdőt megbontják, rövidesen a legkülönbözőbb tömegmozgások pusz­ títják a lejtőket. Úgy foglalhatjuk össze, hogy az esőerdők övét a buja trópusi növényzettel „kiegyenlített”, felszabdalt domborzat jellemzi. A felszínelegyengetésnek a féligszáraz területeken lejátszódó módja a pedimentáció. Klasszikus értelemben a meleg, féligszáraz területeken a hegységek peremén a lejtők lassú hátrálását jelenti. Ezt McGee, W. J. Észak-Amerika nyugati száraz vidékein már a múlt század végén (1897) - tehát még Davis ciklustanát is megelőzve - felismerte és rétegerózióval magyarázta. Szerinte a szilárd kőzetek a mindennapos nagy hőmér­ séklet-ingadozás hatására gyorsan aprózódnak. A törmelék a gravitáció hatására szakaszosan lefelé mozog, majd a záporok lemossák, közben a lejtőket koptatják, ezért azok fokozatosan hátrálnak. Ezáltal mindjobban szélesedő és egyre erősebben kifelé lejtő, lenyesett félsíkok keletkeznek, melyeket pedimentnek nevezett el (magya­ rul sziklahegylábfelszín). Ez a fogalom azonban az előzőkkel ellentétben csak nagyon lassan terjedt el általánosan. Használata évtizedekig csupán Amerikára korlátozódott, s Európában csak fél évszázad múlva figyeltek fel rá. Elsősorban a francia (Dresch, J., 1950, Derruau, M., 1956, Cailleux, A., 1959), majd a német kutatók (Mensching, H., 1954, 1958) hasznosították Észak-Afrika szemiarid területein. Minél többen foglalkoztak azonban a pedimentekkel, értelmezésük és a kialakító folyamatok magyarázata annál tágabbá és eltérőbbé vált, főleg a különböző kutatási területek és felfogások szerint, attól függően, hogy az egyes kutatók milyen tapaszta­ lattal, szemlélettel érkeztek az adott területre, s ott az éghajlatot, az anyagot, a folyamatot vagy a formát látták meghatározónak, bár ezek szorosan összefüggő tényezők. Először anyaguk szerint különböztették meg, így Johnson, D. W. (1932) pedimentnek tekintette a lenyesett hegylábi sziklasíkokhoz csatlakozó feltöltött felszí­ neket is, amelyeket a hegység peremétől távolodva egyre vastagabb törmeléktakaró borít. Hatására később mások az akkumulációs hegylábfelszíneket is pedimentként értelmezték. A francia kutatók ezeket glacis* néven írták le (Dresch, J., Birot, P., * Francia hadmérnöki műszó az idegenlégiók erődítményeinek előterében mesterségesen kialakított, enyhén kifelé lejtő félsíkok megjelölésére; ejtsd: glaszi.

631

352. ábra: A hegylábfelszínek fő típusai. 1. szilárd kőzet, 2. fiatalabb üledék, 3. a gravitáció hatására lefelé mozgó durva törmelék, nagyrészt tömbök, 4. koptatott törmelék, főleg pedig időszakos patakhordalék, P = pediment G1 = glacis, F. G1 = fedett glacis, Akk. G1 = akkumulá­ ciós glacis 41. táblázat A hegylábfelszínek fő típusai Anyaga alapján

Állapota

Glacis

Pediment A kőzetanyag halmazállapota szerint

szilárd kőzeteken

laza üledékeken lenyeséssel

Hideg, száraz éghajlaton

kifagyással kriopediment

főleg geliszoliflukcióval krioglacis

Törmelékes takaróval fedetten

fedett pediment

fedett glacis

Feltöltéssel kialakultan

-

akkumulációs glacis

Tricart, J. 1950 stb.), mégpedig a lenyesetteket eróziós, a törmeléktakaróval bontotta­ kat fedett, a vastag feltöltéssel keletkezetteket (a korábbi lapos törmelékkúpok, ill. a durva anyagú hordalékkúpok) pedig akkumulációs glacisnak nevezik. Mindezek gyakran egymás közelében, többnyire folytatásában fordulnak elő, a csupasz pedimenttől az egyre vastagabban fedett, végül az akkumulációs glacis-kig, ahogyan az eróziót az alacsonyodé előtéren mind erősebben akkumuláció váltja fel (352. ábra), ami azt bizonyítja, hogy utóbbi az eróziós pedimentek korrelatív üledéke. A különféle hegylábfelszíneknek ez az egymáshoz kapcsolódó láncolata tehát természetes, vagyis ez a szabályos! Ezután más éghajlaton is felfigyeltek a hegylábfelszínekre. A pedimentáció fogalmát a meleg szemiarid területekről mind többen (Tricart, J., 1950, Baulig, H., 1956, Dedkov, A. P., 1965, Dylik, J.-Raynal, R., 1966 stb.) a hideg féligszáraz, vagyis a periglaciális területekre is kiterjesztették, ahol az inszolációs aprózódás helyébe a faggyal aprózódás, a hőzáporral történő lemosás helyébe pedig a fagyott altalajon végbemenő talajfolyás és a hólével leöblítés lép. Ezek a különbségek morfológiailag is megnyilvánulnak a kifagyásos, szoliflukciós formákban. Megkülönböztetésül a 632

meleg-száraz éghajlaton kialakult klasszikus pedimentektől krioplanációs pediment­ nek (Pécsi M. 1970), röviden kriopedimentnek, a laza kőzeteken pedig krioglacisnak nevezzük (Székely A. 1968, 1970). A hegylábfelszínek két fő típusát többen (Demek, J.) keletkezésük szerint (genetikai alapon) különböztetik meg. Szerintük a pediment az eredeti hegység szegélyéből lenyesett eróziós félsík, a glacis viszont a hegységből származó durva törmelékes korrelatív üledékkel feltöltött akkumulációs sík. A kétféle felfogás eredménye több­ nyire ugyanaz, minthogy a pedimentek általában a hegységből kinyesett sziklafelszí­ nek. Az utóbbi szemlélet szerint azonban üledékes dombságon is lehet pediment, ha annak a testéből erodálódott ki. Állapotuk szerint lehetnek: típusos (lényegében ép, csupasz), felszabdalt (völgyek vágódtak belé), fejlődő (még növekszenek) és eltemetett (törmelékes takaró húzódott rá), rejtett (kripto-) pedimentek. Az 1950-es évektől egyesek a pedimentképződést - bár eltérő módon és formában - a nyáron nedves trópusokon (Büdel, J. Spülpedimentjei, Cotton, C. A. stb.), majd mások még a mérsékelt övben is lehetségesnek tartják (Cailleaux, A., Tricart, J., Geraszimov, I. P. stb.). Ezekkel azonban nem értünk egyet, mert így a pediment elveszti eredeti értelmét (Székely A. 1972). Kialakulásuk is fordítva megy végbe; a nedves trópusokon a lejtő felülről lefelé hátrál, száraz éghajlaton viszont alulról felfelé, ezért formájuk is különbözik (353. ábra); az előbbi felső része domború, meredek, hegylábfelszíne gyöngébben lejt. A pediment fogalmát - eredeti tartalmát szem előtt tartva - a meleg-száraz, gyér növényzetű területek hegylábi síkjaira kell fenntar­ tanunk. Ezek erős aprózódással és ezt követően a ritka, de heves záporok, valamint a hirtelen megáradó időszakos folyóvizek tevékenységének hatására - a lejtők nagyjá­ ból önmagukkal párhuzamos hátrálása során - alakulnak ki. A hegylábfelszínek helyzetük szerint is különböznek. Eddig csak az általánosan elterjedt leggyakoribb és legnagyobb felületű peremi hegylábfelszíneket tárgyaltuk, amelyek többnyire változó szélességben övezik a hegységeket. A völgyek mentén azonban tölcsérszerűen benyomulnak a hegységbe. Ezek a völgyi pedimentek az előbbieknél sokkal keskenyebbek, bár a völgyközi hátak rovására szélesednek. To­ vábbá a nagy völgyek folyóteraszaihoz mint helyi erózióbázishoz - különösen az egyes hegységek közötti széles völgyekben - pedimentekként, lazább üledékeken pedig glacisként hozzányesődnek, s ezzel a völgyközi hátak lejtőit enyhébbé formálják. Mindezek hegylábfelszín-rendszerként jelennek meg, lépcsőzetesen a hegység körül, s még inkább a völgyekben a különböző magasságú teraszokhoz igazodva. A hegysé­ gen belül egyes hegyeken, pl. lakkoliton is kialakulnak a sokkal kisebb helyi sziklahegylábfelszínek (lokális pedimentek), a magaslatokon pedig hasonlóképpen a tetőés csúcspedimentek, periglaciális éghajlaton ezek a krioplanációs lépcsők (1. a Perigla­ ciális felszínformálás c. fejezetet). A tartós pedimentáció a minden irányból fokozatosan hátráló lejtők következtében lassan felemészheti a hegységeket, sőt közben a szomszédos hegységek pedimentjei is összenőnek. Az ilyen módon, a pedimentek fokozatos összeolvadásával kialakult nagy kiterjedésű elegyengetett felszíneket Maxson, J. M. és Anderson, G. H. (1935) 633

javaslatára pediplainnek (pediplén) nevezzük. Az amerikai King, L. (1962) a pedimentációt, ill. a pediplanációt tekintette az általános érvényű felszínelegyengetésnek. Elsősorban száraz éghajlaton jellemző. Szerinte így alakultak ki Afrika, Ausztrália, Közép-Ázsia óriási elegyengetett síkságai. A pedimentációt fokozatosan kiterjesztette a nedves éghajlati övekre, sőt a mérsékelt övre is, végül az egész Földre, bár hangsú­ lyozta, hogy e folyamatok intenzitása a száraz periódus rövidülésével párhuzamosan csökken. King felfogásában tehát a pediplén Davis peneplénjét helyettesíti.

353. ábra: A lepusztulás módja: A = száraz, B = nedves éghajla­ ton. 1. eredeti felszín, 2. a lepusztulás menete, 3. a jelenlegi felszín, 4. a lepusztulás iránya

Tehát a klimatikus felszínelegyengetési elméletek szerzői ezeket éppúgy általános érvényűnek tekintették, mint a klasszikus teóriákat azok szerzői, sőt feltevése bizonyí­ tására mindkét tábor a földtörténeti múlt, főleg a kréta és a harmadidőszak esemé­ nyeiből azokat az adatokat kereste ki, amelyek a saját felfogását bizonyítják, s ilyeneket találtak is. Hiszen a harmadidőszak évmilliói alatt különféle nedves és száraz éghajlatok többször is váltakoztak. így Bulla és Büdel a jelenlegi mérsékelt öv elegyengetett felszíneit a harmadidőszakig nedves trópusi, ill. szubtrópusi éghajlat, King pedig főleg a harmadidőszaki szemiarid éghajlat fosszilis maradványainak, sőt egyúttal az általuk hangsúlyozott éghajlat bizonyítékának is tekintették.

Poligenetikus komplex felszínfejlődési elméletek Az elegyengetési folyamatok egyre részletesebb kutatása mindinkább bebizonyítot­ ta, hogy a felszínelegyengetés sok tényezőtől függő, sokrétű folyamat, amelyet nem lehet néhány tényezőre leegyszerűsíteni. Főleg a belső erők és a mindenkori éghajlat által irányított külső erők intenzitásától és a felszínt felépítő kőzetek sajátosságaitól, valamint az idő- (az egyes külső erők hatásának időtartamától) és tér- (a terület nagyságától) tényezőtől függ. A valóságot tehát csak sokoldalú vizsgálattal, a közre­ működő tényezők szerepének részletes elemzésével közelíthetjük meg. Ezért az el­ egyengetett felszínek magyarázatával kapcsolatban minden sablonizálás tévútra ve­ zet. Az eddigi kutatások alapján leszögezhetjük, hogy az éghajlat szerepe döntő jelentő­ ségű. Ezért a száraz területeken a trópusi, a mérsékelt és a hideg övben egyaránt ha eltérő folyamatokkal és intenzitással, s így formákkal is - pedimentáció, a trópusi egyszakaszos esők övében - beleértve a trópusi monszunterületeket is - pedig nedves trópusi felszínelegyengetés megy végbe. Ez is azt igazolja, hogy a felszínfejlődés szempontjából a csapadék mennyisége és eloszlása az elsőrendű éghajlati tényező. A jelentősebb elméletek megismerése, azok érdemeinek és hibáinak elemzése után az a legfontosabb kérdés, melyik a helyes. Erről a vélemények még mindig nagyon 634

megoszlanak. Ezért az egyértelmű válasz csak az lehet, hogy abszolút értelemben, kizárólagosan egyik sem, de mindegyikben vannak valós elemek, s érvényesülésük feltételei pedig térben és időben - a többi tényező függvényében - is változnak. Vizsgáljuk meg röviden a lehetőségeket: a klasszikus elméleteket - természetesen csakis alapvető hibáik kijavításával, vagyis neodavisi, illetve neopencki felfogásban érdemes elemeznünk. A davisi típusú tönkösödés, korszerűsített formában is - a belső és külső erők munkájának szétválasztása nélkül - csak azokban az éghajlati övékben érvényesülhet, ahol a felszín völgyekkel felszabdalódik. Ilyenek a nedves éghajlatok zártabb növényzetű területei, ahol a felszín fejlődését a lineáris erózió irányítja. De ezek közül is csak azok jöhetnek számításba, ahol ez a fejlődés viszony­ lag gyors. A mérsékelt övben - Davis pedig erre alapozta elméletét - a folyama­ tok kisebb intenzitása miatt gyakorlatilag nem számolhatunk vele, minthogy ilyen hosszú tektonikai nyugalom teljesen valószínűtlen. Davisi típusú tönkösödés egyes újabb vizsgálatok szerint elsősorban az egyenlítői állandóan nedves éghajlati övben következhet be, ahol a mélyebb völgyek közötti hátak sokkal gyorsabban alacso­ nyodnak le. A pencki elsődleges tönkök létrejöttének lehetőségével - minthogy ehhez több tényező nagyon pontos összjátéka szükséges - gyakorlatilag szintén kevés helyen számolhatunk (Székely A. 1969). Leginkább az őspajzsokon képződhetnek a lassú epirogenetikus emelkedés során. A szakaszosan kiemelkedő rögvidékek és fiatal hegyvidékek peremein azonban humidus éghajlatokon neopencki értelmezésű hegyláblépcsők kialakulhattak. Ilyenekkel középhegységeinkben is számolnunk kell (Szé­ kely A. 1960, 1964, 1968a). A két jelentős klasszikus elmélet igazolása a természetben nem könnyű. Annyit biztonsággal megállapíthatunk, hogy az elegyengetett felszínek nagy része éghajlati típusú, minthogy ezek a letarolásfolyamatok sokkal gyorsabban képesek elegyengetni a felszínt, amit jelenleg is láthatunk, sőt részben mérhetünk is. Végül is ha a felszínelegyengetéshez vezető lepusztulás módját, ill. menetét a sokféle elméletben a részletek mellőzésével globálisan vizsgáljuk, három alaptípust különböz­ tethetünk meg* (351. ábra) : 1. a felszín felszabdalását a völgyközi hátak lealacsonyodása követi. Legtisztábban Davis és követői alkalmazták. 2. A peremi lejtők lassan - önmagukkal nagyjából párhuzamosan - hátrálnak, miközben az előterük is egészen enyhe lejtésű síkká (Büdel, J. kétszeresen elegyengetett felszíne) vagy erősebb lejtésű félsíkká (pedimentek) pusztul le, s a hegységet fokozatosan felemészti. Legtípusosab­ ban a pedimentációban és a hegyláblépcsők formálódása során jelentkezik. 3. Az egész felszín szinte egyenletes felületi letárolása, fokozatos lehámozódással. Legtisz­ tábban Bulla trópusi tönkösödési elképzelésében jelenik meg. Néhány elmélet a 3 alaptípus közül kettő változatát is alkalmazza, így pl. Louis trópusi tönkösödésében a 2. és 3. alaptípus összeolvad. A földtörténeti események és adatok elemzéséből is kitűnik, hogy ugyanazon a területen is többször megváltoztak a felszínelegyengetés feltételei. így pl. a Kárpát­ medencében időrendi sorrendben trópusi elegyengetett felszínek (főleg a középidő* Az irodalom általában két alaptípust említ (Pécsi M. 1968).

635

42. táblázat

Az elegyengetett felszínek (e. f.) típusainak rendszere hazai példákon

636

PP·

354. ábra: Az elegyengetett felszínek típusai (Székely A. 1972. alapján). Összefoglaló szelvény a különböző eredetű elegyengetett felszínek szemléltetésére, eltérő helyzetben. 1. triász dolomit és mészkő, 2. felsőkréta bauxit, 3. középső és felsőeocén mészkő és márga, 4. miocén márga és agyag, 5. pannon agyag és homok, 6. pleisztocén eluviális törmelék, 7. pedimentációs kavics, 8. kripto trópusi tönkfelszín, 9. trópusi elegyengetett felszín, 10. kripto pediplén, 11. pediplén, 12. feltételezett eredeti felszín, E = helyi erózióbázis, M = mélységi, S = sekély, F = fedett helyze­ tű elegyengetett felszín, ef= elegyengetett felszín, Kr = kripto, tr = trópusi, Pp = peneplén B = Az epigenetikus és átformált felszínek típusai. 1. epigenetikusan továbbformált trópusi tönk, 2. pediplanált trópusi elegyengetett felszín, 3. pedimentált trópusi elegyengetett felszín, 4. pedimentált pediplén, 5. epigenetikusan továbbpedimentált idősebb pedimentek, 6. epigene­ tikusan továbbabradált idősebb abráziós felszínek, 7a. abrázióval átformált idősebb trópusi elegyengetett felszín, 7b. abrázióval átformált idősebb pediplén, 8. pedimentációval utólagosan átalakított abráziós felszín. Jelmagyarázat: 1. triász mészkő és dolomit, 2. felsőkréta bauxit, 3. eocén mészkő, 4. miocén tengeri agyag és homok, 5. neogén abráziós kavics, 6. harmadidő­ szaki pediplanációs kavics, 7. felsőpliocén-pleisztocén pediment kavics és törmelék, 8. már lepusztult feltételezett egykori pediplén, pediment vagy abráziós felszín. A felszínek korának jelölése: J=jura, m = miocén, p = pannon, pli = pliocén, ple = pleisztocén. Az elegyengetett felszínek genetikájának jelölése: Tr = trópusi elegyengetett, Pp = pediplén, P = pediment, A = abráziós felszín. Helyzetük jelölése: Kr= kripto, F = fedett felszínek, lt = lealacsonyodott trópusi tönk egykori feltételezett felszíne

637

ben), pediplének, ill. pedimentek s emellett abráziós felszínek alakultak ki (Székely A. 1972, 42. táblázat, 354. ábra). Mindezek kialakulásuk után nagyon különböző körülmények között fejlődhettek tovább. Helyenként lesüllyedtek, és ezért vastagon betemetődtek, másutt kiemelkedtek, és így pusztultak, átalakultak stb. Ezek szerint az egykori egységes elegyengetett felszínek jelenleg a legkülönbözőbb magasságban, helyzetben és formában jelenhetnek meg.* 1. Rejtett (kripto) elegyengetett felszínek a helyi erózióbázis szintje alatt fiatalabb üledékekkel takarva rejtőznek, és csak fúrásokból ismerjük őket. Mélységi, ha kb. 100 m-nél mélyebben fekszik, ezért a felszíni folyamatokra nem lehet közvetlen befolyása. Sekély, ha csak néhány 10 méter mélyen rejtőzik, így a felszíni folyamatokra éreztet­ heti hatását. 2. Fedett elegyengetett felszínek a helyi erózióbázis fölé emelkednek, de több méter vastag üledék fedi, amely alatt eredeti formájukat megőrizték. A völgyek, ill. a peremi mélyedések apró foltokban feltárják. 3. Félig kitakart (szemiexhumált) elegyengetett felszínek az egykori elegyengetett síkok, s az azokat konzerváló üledékes takaró alól már nagy területen felszínre kerülnek. A visszamaradt kisebb-nagyobb takarórészletek viszont azt bizonyítják, hogy az egykori elegyengetett felszín lényegesen még nem alakulhatott át. 4. Kitakart (exhumált) elegyengetett felszínek: Az egykori takarónak már csak mélyedésekben, nyergekben vagy repedésekben akadunk jelentéktelen foltjaira. Ezek mégis döntő fontosságúak, mert azt bizonyítják, hogy mivel volt betakarva, és hogy a hajdani elegyengetett felszín még nemigen alacsonyodott le. 5. Maradvány (reliktum) elegyengetett felszínek: Bizonyító erejű fedőanyagnak már nyoma sincsen rajtuk, ezért koruk is bizonytalan, de egykori formájukat lényegé­ ben még őrzik, laposak, felszabdaltságuk jelentéktelen. 6. Módosult (deformált) elegyengetett felszínek: Formájuk is átalakult, felszabdaíódtak, csak kisebb-nagyobb platómaradványok, valamint az egyenlő magasságú hátak és gerincek igazolják, hogy a mai domborzat kiindulási formája elegyengetett felszín volt. Leggyakoribb változatai: a) eróziósán, b) periglaciálisan, ej tektoniku­ sán módosult elegyengetett felszínek. Az elegyengetett felszínek egymást követő típusai a földtörténet során gyakran összeolvadtak, ill. a fiatalabb az idősebbet tovább formálta, átalakította, majd magá­ ba olvasztotta. így alakult ki a különféle epigenetikus, vagyis átöröklött, ill. transzfor­ málódott, azaz átalakult felszínek gazdag változata. Epigenetikus felszínekről akkor beszélünk, ha közben az éghajlat s általában a lepusztulás körülményei és módja nem változott meg, tehát a letarolódás hasonló folyamatokkal folytatódott, s ezért a tovább formálódó elegyengetett felszín csak lealacsonyodott, de genetikája nem * Nálunk erre először Pécsi M. (1968) hívta fel a figyelmet, a Bakonyból négy alaptípust írt le. Az itt bemutatott rendszer ennek finomítása hat típusra (Székely A. 1972). A 42. táblázat a Mendelejev-táblázathoz hasonló módon akarja bemutatni az összes lehetséges elegyengetett felszín típust. Ennek segítsé­ gével a földtani adottságok alapján bármely területen tudatosan kereshetjük, s kerestük is a hiányzó típusokat.

638

változott meg (354.B ábra). Pl. a kréta trópusi tönk eocén trópusi tönkként öröklődött át stb. (1., 5. és 6. típus). Ezzel szemben transzformáit elegyengetett felszíneknek. tekintjük azokat, mikor közben a lepusztulás körülményei - elsősorban éghajlatválto­ zás következtében - megváltoztak, s így a további letarolódás során az elegyengetett felszín fokozatosan át is alakult más genetikájú felszínné. Pl. a kréta trópusi tönk később pediplénné alakult át stb. (2., 3., 4., 7. és 8. típus). Ezek az elegyengetett felszínek kutatását lényegesen megnehezítik, s a problémákat jelentős mértékben bonyolítják. A legfontosabb típusok időrendi sorrendben: 1. Epigenetikusan tovább tönkösödött trópusi elegyengetett felszínek. Kréta-eocén trópusi tönkjeinek részben tovább-, ill. újratönkösödött korábbi (középidei) trópusi elegyengetett felszínek. A felsőkréta trópusi tönkök a larámiai differenciált tektonikus mozgások után az eocénban hasonló módon újratönkösödtek. 2. Pediplanált trópusi tönkök, pl. kréta-eocén trópusi tönkjeinek nagy része az oligocén elején az erős és tartós pedimentáció során pediplénné alakult át. 3. Pedimentált trópusi tönkök, pl. a pliocénban pedimentált, korábban fedett trópusi tönk­ részletek. 4. Pedimentált pediplének, pl. az oligocén-miocén pedipléneken kialakult felsőpliocén pedi­ mentek. 5. Epigenetikus továbbpedimentált idősebb pedimentek, pl. a szarmata pedimentek a felsőpliocénban tovább pedimentálódtak. Leggyakoribb azonban, hogy a felsőpliocén pedimentek a pleisztocénban továbbfejlődtek, alacsonyodtak, átalakultak. 6. Epigenetikusan tovább abradált idősebb abráziós felszínek, pl. a felsőpannon tenger a partszegélyén az alsópannóniai vagy miocén abráziós felszínrészleteket tovább abradálta. 7. Abrázióval átformált idősebb trópusi tönk-, pediplén-, ill. pedimentrészletek a középhegy­ ségek peremén. 8. Pedimentációval utólagosan átalakított abráziós felszínek. Középhegységeink peremén leginkább a pannon tenger abráziós felszíneit az ezt követő és szintén a hegységperemeken hatékony felsőpliocén-pleisztocén pedimentáció átformálta. Ezeken kívül előfordulnak további változatok is, pl. a perm időszaki pediplének, amelyek korrelatív üledéke a permi vörös homokkő és konglomerátum, a mezozoikumban trópusi tönkösödéssel átformálódtak. Ezek azonban már a mélyben rejtőznek, és a jelenlegi felszíni formákra nincs hatásuk. A földtörténeti múlt, az eddigi kutatások és a 42. táblázat egyaránt jól igazolja, hogy középidei röghegységeinkben a jóval hosszabb és változatosabb lepusztulás következtében az elegyengetett felszínek lényegesen komplexebbek, bonyolultabbak és változatosabbak, de egyszersmind genezisük és koruk rendszerint (pl. Bakony, Budai-hg., Bükk) konkrétabban bizonyítható, mint miocén vulkáni hegységeink esetén. A felszínelegyengetés tehát nagyon összetett folyamat, elsősorban a mindenkori tektonikai és éghajlati viszonyok interferenciájának függvénye, meghatározó azonban az is, hogy a különböző folyamatok mekkora kiterjedésű és milyen felépítésű területen mennyi ideig hatottak. Mindezek a tényezők földtörténeti mércével mérve viszonylag gyakran változtak, ezért olyan változatos Földünk felszíne, és ugyanúgy az elegyenge­ tett felszínek is. 639

Irodalom Bulla B.: A magyar föld domborzata fejlődésének ritmusai az újharmadkor óta a korszerű geomorfológiai szemlélet megvilágításában. - MTA Társadalom-történettud. Oszt. Közi. VII. köt. 1956. 281-296. Bulla B.: Néhány megjegyzés a tönkfelszínek kialakulásának kérdésében. - Földr. Ért. 7. 1958. 257-264. Büdel, J.: Das System der klimatischen Morphologie. - Tagungsber. u. wiss. Abh., Dt Geographentag München 1948. 65-100. Büdel, J.: Die doppelten Einebnungsfláchen in den feuchten Tropen. Zeitschr. für Geomorph. N. F. 1957. 201-228. Cholnoky J.: Magyarország földrajza. Danubia Kiadó, Pécs, 1929. p. 167. Cholnoky J.: Magyarország földrajza. Franklin Társ. Kia., Budapest, 1936. p. 530. Cotton, C. A.: Peneplanation and pediplanation. Bull, of Geol. Society of America, Baltimore, Vol. 66. No. 9. 1955. 1213-1214. Crickmay, C. M.: The later stages of the cycle of erosion. Geological Magazine, Hertford, Vol. 70. 1933. 337-347. Cvijic, J.: Bildung und Dislozierung der dinarischen Rumpfflache. Petermanns Geogr. Mitt., Gotha, Vol. 44. 1900. 121-127, 153-156, 177-181. Davis, W. M.: The Geographical Cycle. Geographical Journal, Vol. 14. No. 5. London, 1899. Davis, W. M.: Geographical essays. - ed. D. W. Johnson, New York. 1910. Davis, W. M.: Die erklárende Beschreibung der Landformen. B. G. Teubner Verlag, Berlin 7. 1912. p. 565. Derruau, M.: Précis de géomorphologie. Masson, Paris 1956. p. 393. Dresch, J.: Pédiments et glacis d’erosion pédiplains et inselbergs. L’Information Géographique Vol. 21, Paris. No 5 1957. 183-196. Gellert, J. F.: Morphologische Probleme in Rumpftreppengebirge und Schichtstufenland Wissensch. Zeitschrift der Pádagog. Hochschule Potsdam II. 1. 1955. p. 65-80. Geraszimov, I. P.-Mescserjakov, Ju. A.: Morfosztruktura i morfoszkultura zemnoj poverhnoszti. - Problemi geografii nauka. Moszkva, 1959. 225-231. Jessen, O.: Reisen und Forschungen in Angola. Berlin, 1936. Jessen, O.: Tertiárklima und Mittelgebirgsmorphologie. Zeitschrift der Gesellschaft für Erdkunde, Berlin, 1938. 36-40. Johnson, D. W.: Rock fans of arid region’s. American Journal of Science, Vol. 223, 1932. 389-420. King, L. C.: The morphology of the Earth. Oliver and Boyd, Edinburgh-London, 1962. p. 699. Krebs, N.: Morphologische Beobachtungen in Central-India und Rajputana. - Z. Ges. Erdk.. 1932. 321-335. Krebs, N.: Vorderindien und Ceylon. - Stuttgart. 1939. Nachgedruckt: Darmstadt 1965. Láng S.: Természeti földrajzi tanulmányok az észak-magyarországi középhegységben. - Földr Közi. 78. 1953. 21-64. Louis, H.: Rumpfflachenproblem, Erosionzyklus und Klimageomorphologie - Pettermanns Mitt. Erg. Heft. 262, Festschr. Machatschek, Berlin, 1957. 9-26. McGee, W. J.: Sheetflood Erosion in Bull. Geol. Soc. America. 8. 1897. 87-112. Mensching, H.-Raynal, R.: Fussfláchen in Marokkó. Beobachtungen zu ihrer Morphogenese an der Ostseite des Mittleren Atlas. - Petermanns Geogr. Mitt. 98. Gotha. 1954. 171-176. 640

Mensching, H.: Glacis - Fussfláche - Pediment. - Zeitschrift fur Geomorph. Berlin, 1958. 165-186. Mensching, H.: Bergfussfláchen und das System der Flachenbildung in den ariden Subtropen und Tropen. - Geol. Rdsch. 58, 1968. 62-82. Mortensen, H.: Rumpffláche-Stufenlandschaft-Alternierende Abtragung. Petermanns Geogr. Mitt. 93, 1949. 1-14. Obst, E.: Das abflusslose Rumpfschollenland im nordöstlichen Deutsch-Afrika. II. Grundzüge einer geographischen Landeskunde. - Mitt. Geogr. Ges. Hamburg 35. 1923. Oilier, C. D.: A two-cycle theory of tropical pedology. - Journal of Soil Science, 10. 1959. 137-148. Pécsi M.: A magyarországi középhegységek lepusztulásszintjei, különös tekintettel a pedimentképződésre. Term. Földr. dokumentáció. 7. sz. MTA FKCS. 1968. Pécsi M.-Szilárd J.: Az elegyengetett felszínek főbb kutatási és nómenklatúrái problémái. Földr. Ért. 1969. 153-174. Penck, W.: Die morphologische Analyse. - Geogr. Abh. 2.2. 1924. p. 277. Stuttgart Penck, W.: Die Piedmontfláche des südlichen Schwarzwaldes. - Z. Ges. Erdk. 1925. 81-108. Pinczés Z.: A tönkösödés kérdése a Zempléni-hegység déli részén. - Földr. Ért. 9. 1960. 463-478. Pinczés Z.: Planated surfaces and pediments of the Bükk Mountains. - Problems of Relief Plan. Bp. 1970. 55-63. Pinczés Z.: The cryoplanation steps in the Tokaj Mountains. - Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica. Vol. VIII. 1974. Kraków. 27-46. Pinczés Z.: Problemes of surface evolution. - Carpatho-Balcan Geomorphological Comission. Guide book of excursion, Debrecen, 1987. 45-51. Rütimeyer, L.: Über Thai und Seebildung in den Alpen. Basel, 1869. 7-142. Sölch J.: Die Formung der Erdoberfláche. Kendes Handb. der Geogr. Wissen Bd. 1. 1955. Spreitzer, H.: Zum Problem der Piedmonttreppe. - Mitt. Geogr. Ges. Wien 75, 1932. 327-364. Spreitzer, H.: Die Piedmonttreppe in der regionalen Geomorphologie - Erdkunde 5, 1951. 294-305. Székely A.: A Mátra és környezetének kialakulása és felszíni formái. - Kand. ért., I—III. k. 7. p. 1960. Székely A.: A Mátra természeti földrajza. Földr. Közi. 88. 1964. p. 199-219. Székely A.: Land forms of the Mátra Mountains and their evolution with special regard to surfaces of planation. - Problems of Relief Plan Bp. 1970. 41-54. Székely A.: Az elegyengetett felszínek típusainak rendszere magyarországi példákon. Földr. Közi. 96. 1. 1972. 43-58. Tricart, J.: Cours de Géomorphologie. 2ePart. Géomorphologie climatique, Université de Paris, 1950. p. 270. Paris. Tricart, J.: A propos de la genése des glacis. Bull. de l’Assoc. des Geographes Fran5ais pour l’étude quat. Vol. 5. No. 17, Paris, 1968. 316-318. Thornbury, W. D.: Principles of geomorphology. New York 1969.

641

Az éghajlat hatása a felszín formáinak alakulására (Éghajlati morfológiai régiók)

Az éghajlati felszínalaktan kialakulása és fejlődése Penck, A. (1901) és Davis, W. M. (1912) már a század elején hangsúlyozták, hogy a nedves, száraz és nivális területek lepusztulása számottevően különbözik egymástól. Az eltéréseket az éghajlati különbségekre vezették vissza. Ehhez az állásponthoz képest visszalépést jelentett Penck, W. (1924) tanítása, amely szerint „ha az endogenetikus feltételek azonosak, semmi lehetőség sincs, hogy a különböző éghajlatú területe­ ken különböző lepusztulásformák keletkezzenek, amelyeknek fejlődésfolyamata egy­ mástól eltérő”. Bár Penck, W. felfogása - mint azt a 30-as évek tudományos vitái is bizonyítják - fékezőleg hatott az éghajlati felszínalaktan gyorsabb kibontakozására, egyre nyil­ vánvalóbbá vált, hogy az éghajlatnak nagyon jelentős a hatása a felszín formáinak alakulására és továbbfejlődésére. Dokucsajev, A. A. (1899) munkássága nyomán már a múlt század második felében bizonyítást nyert és hamarosan a geográfia közkincsévé vált, hogy az éghajlat és a tőle függő növénytakaró, továbbá a kölcsönhatásukra kialakult talajtakaró a Földön zonális elrendeződést mutat. Bebizonyosodott, hogy minden éghajlati, növényzeti és talajövben sajátos atmoszférikus folyamatok hatnak, és ezek a felszín alakulására is jelentős hatást gyakorolnak. A felszín formáinak kialakulását, fejlődését természetesen egyéb tényezők is befo­ lyásolják, amelyek már nem mutatnak zonális elrendeződést a Földön (orogenezis, epirogenezis, vulkánosság, kőzetminőség, szerkezeti viszonyok stb.). Ha azonban szem előtt tartjuk azt, hogy a belső erőktől azonosan érintett területeken vagy az ugyanolyan kőzetekből felépített kéregrészeken a különböző éghajlati övezetekben mennyire eltérő a felszínfejlődés menete, akkor azt kell mondanunk, hogy az éghajlat „letompítja” a felszínfejlődést befolyásoló más tényezők hatását. Thorbecke, F. ezt a körülményt korán felismerte, és már 1927-ben terjedelmes tanulmányt közölt az egyes éghajlati övezetekben ható geomorfológiai folyamatokról. Bár abban az időben még sok területről hiányoztak a részletkutatások, az éghajlati geomorfológia megala­ pozásában tett kezdeményezései így is figyelmet érdemelnek. A húszas évek második felében és a harmincas években a különböző kontinenseket kutatva főképpen a német geomorfológusok nagyon sok új ismeretet szereztek az egyes éghajlati övezetekben végbemenő sajátos felszínfejlődési folyamatokról. Az egyre terebélyesedő· éghajlati morfológiai szemlélet igazi kibontakozását azonban a II. világháború megakadályoz­ ta, és Büdel, J. csak 1948-ban tette közzé „A Föld éghajlati morfológiai rendszere” c. tanulmányát. Ebben 5 éghajlati morfológiai övezetet különített el. A későbbiekben 642

355. ábra: A Föld éghajlati morfológiai régiói (Büdel, J. 1974. szerint). 1. Jégtakaróval fedett területek; 2. szubpoláris öv erőteljes völgyképződéssel; 3. tajgaöv, a folyók jelentős oldalozó eróziójával; 4. mérsékelt és boreális éghajlatú területek közepes ütemű völgyképződéssel; 5. szubtrópusi (mediterrán) területek vegyes típusú felszínfejlődéssel; 6. szubtrópusi monszun területek vegyes típusú felszínfejlődéssel; 7. télen hideg száraz területek felületi letárolással, pediment- és glacisképződéssel; 8. meleg száraz területek, lassú formaképződéssel, formaválto­ zással; 9. trópusi területek tönkfelület-képződéssel; 10. belső trópusi régió részleges tönkfelületképződéssel

ezt a beosztást finomította. A kontinensek keleti és nyugati részei közötti különbséget figyelembe véve előbb 7 (1968), majd 10 (1974) éghajlati morfológiai régióra osztotta a Földet (355. ábra). Beosztásában nagy figyelmet fordított arra, hogy az egyes régiókban milyen intenzitású a völgyképződés, hol maradnak meg leghosszabb ideig a korábbi időszakokban kialakult formák, és melyek azok a területek a Földön, ahol a legerőteljesebb az elegyengetett felszínek képződése. Az éghajlati morfológiai szemlélet Bulla, B. munkássága nyomán hazánkban is korán gyökeret vert. Bulla már 1954-ben 8 éghajlati morfológiai régiót különböztetett meg, és azokról modern szemléletű összefoglalást adott. 643

Az ötvenes évek elejétől kezdve nagy lendületet vett az éghajlati morfológiai szempontú kutatómunka is. Különösen a poláris, szubpoláris és trópusi területeken, valamint a magas hegységekben végzett vizsgálatok hoztak sok új eredményt, és ezek több vonatkozásban alapvetően megváltoztatták korábbi felfogásunkat. Ebben a munkában Büdel, J. mellett Tricart, J., Louis, H., Mensching, H., Wilhelmy, H., Poser, H. és Hagedorn, H. szereztek jelentős érdemeket. Wilhelmy 1974-ben már 12 éghajlati morfológiai régióra tagolhatta a Földet. Beosztása minden korábbinál részletesebb és több vonatkozásban pontosabb is. Mun­ kájának jelentős érdeme, hogy részletesen foglalkozik az egyes régiókban korábban képződött maradvány- (reliktum-) formákkal és a hegységek magassági övezeteinek morfodinamikai folyamataival is. Egy-egy régió (övezet) éghajlati szempontból nagyjából egységes. Ez természetesen a felszínfejlődésben is kifejezésre jut. Ennek ellenére egy éghajlati morfológiai régiót a formák kialakulását és korát illetően nem lehet egységesnek tekintem. Az éghajlat viszonylag gyors változása miatt ugyanis szinte mindenütt előfordulnak maradvány­ formák, amelyek egy más jellegű éghajlaton képződtek. A recens morfodinamikai folyamatok ezeket a formákat sok helyen még csak kismértékben tudták átalakítani. Ezt látjuk pl. a Skandináv-hegység jégmentes területein, ahol az utolsó eljegesedés során kialakult formák az uralkodók. (A hegység magasra emelt elegyengetett felszín­ maradványai még idősebbek, azokat a jég csak átformálta. Tulajdonképpen a mere­ dek esésű teknővölgyek is a harmadidőszaki V alakú völgyekből képződtek.) A jóval fiatalabb Német-Lengyel-síkság északi részén (a part menti részeket nem számítva) túlnyomórészt a Visztula eljegesedés idején képződött glaciális és glacifluviális formák a jellemzőek. A holocén időszak felszínalakító folyamatainak hatására kialakult formák ma még inkább csak színezőelemek a tájban. Más a helyzet a trópusokon, ahol a váltakozóan nedves-száraz, illetve állandóan nedves éghajlaton már évmilliók óta tart a jelenlegihez hasonló felszínformálódás. Itt a korábban képződött formák - ha egyáltalán előfordulnak - legalább a harmadidő­ szakból valók. Az elmondottak is igazolják, hogy a Földön mennyire változatos és bonyolult körülmények között megy, illetve ment végbe a felszín formálódása, illetve a különböző felszínformák kialakulása. így érthető, hogy az a kép, amit az alábbiak­ ban az egyes éghajlati morfológiai régiókról megrajzolunk, a későbbiekben némely vonatkozásban még finomításra szorul. Az elmúlt időszakok tapasztalatait figyelembe véve, tárgyalásunk során hat jól elhatárolható éghajlati morfológiai régióról beszélünk. Ez a korábbi beosztásokhoz képest nem jelent visszalépést, hiszen a poláris és szubpoláris régiót két altípusra bontjuk (jégtakaróval fedett és jégmentes területekre). Hasonlóan járunk el a nedves és félig nedves szubtrópusi tájak ismertetésénél is. A száraz és félig száraz területeken belül pedig három éghajlati morfológiai típust különítünk el. Az egyes éghajlati morfológiai régiók tárgyalása során először az aprózódás, mállás, lejtőletarolás (és a völgyképződés) sajátosságaival ismerkedünk meg. Külön szólunk a sík- és hegyvidéki területek felszínfejlődéséről és formáiról. Ahol indokolt­ nak látszik, figyelembe vesszük a lépcsővidékek és a mészkőfelszínek legfontosabb jellemzőit is. 644

1. A poláris és szubpoláris területek formacsoportjai A jégtakaróval borított területek formái A zárt jégtakaróból csak a hegyvonulatok (pl. a Grönlandi-peremhegység, a Transzantarktiszi-hegység, Ellsworth-hegység, a Marie Byrd-föld hegységei) és hegy­ csúcsok (nunatakok) emelkednek ki. A felszín formálásában a jég csiszoló munkájá­ nak és a fagy okozta aprózódásnak van a legnagyobb jelentősége. Az eljegesedés előtti, ma jégtakaróval fedett harmadidőszaki domborzat a jég mozgásának irányát és munkáját számottevően befolyásolja, de természetesen maga is szubglaciális átformá­ lódáson megy keresztül. Az ilyen területeken az olvadékvíz eróziójával még a jégtaka­ róból táplálkozó jégáraknál sem számolhatunk, mert ezek többsége a poláris, ún. „hideg” gleccserek típusához tartozik.

A jégmentes területek formái A fagy okozta aprózódás és a lejtőletarolás sajátosságai A jégmentes poláris-szubpoláris területeken és a sarki tájakon túli magashegységek erdőhatár feletti övezetében a fagyváltozékonyságnak nagyon jelentős a hatása a kőzetek felaprózódásában és a lejtőletarolásban. A fagyás és olvadás hatására a kőzetek a kőzetlisztfrakcióig felaprózódhatnak. A fagy okozta aprózódás mellett a kémiai mállásnak csekély a jelentősége. A lapos felszíneken a felaprózott anyag - a szerkezeti talajok képződése miatt szemcsenagyság szerint osztályozódik. A lejtős felszíneken (2°-20°-os lejtőkön) az állandóan fagyott talaj feletti aktív rétegben különösen a sarki nyár elején nagyon jelentős a geliszoliflukció anyagáttelepítő hatása. Ahol nincs növényzet, a lejtős felszíneken kőcsíkok, kősávok keletkeznek. A tundra övben pedig vegetációs girlan­ dok, gyepteraszok kialakulására kerül sor. Ahol a lejtők 30°-osak vagy annál is meredekebbek, az egykori eljegesedés kárfülkéinek és teknővölgyeinek falán, a réteg­ lépcsők homloklejtőin és a meredek völgyoldalakon a lejtőlepusztulásban igen haté­ kony a vízmosások eróziója. Erre nagyon jó példákat lehet látni a Spitzbergákon, Izlandon és Grönlandon. A túlnyomóan glaciális lepusztulással jellemzett területek formái Ide tartoznak a poláris és szubpoláris tájak nagyon idős, különböző időszakokban gyürődött, többszörös tönkösödésen átment terjedelmes pajzsterületei, tehát a Kanadai-Grönlandi-pajzs, a Balti-pajzs és ezek peremvidékei. Az Antarktisz alapja na­ gyobbrészt hasonlójellegűnek látszik. Ezek a tönkfelületek nagyon hosszú lepusztulá­ si periódust értek meg. A tönkjelleget a negyedidőszaki eljegesedés nem változtatta meg. 645

Ahol a terület a harmadidőszaki kéregmozgások hatására kiemelkedett, egymástól nagyobb távolságra teknővölgyek mélyülnek a felszínbe. A Skandináv-hegység újab­ ban kiemelt részei helyenként szinte magashegységi jelleget öltenek, mert ezek sűrű völgyhálózatát az eljegesedés számottevően átalakította, kárfülkéket, teknővölgyeket, kárgerinceket, kárcsúcsokat hozva létre. A tönkfelületek - néhány enyhén hullámos, geliszoliflukciós tönkrészletet nem számítva - nem fejlődnek tovább. A tönkfelületek tehát egy megelőző időszakban kialakult maradványformák, és azok a kiemelt tönkrészletekbe bevágódott folyóvöl­ gyek is, amelyek a későbbiek folyamán teknővölgyekké formálódtak át. A tönkfelületek mai arculatának kialakulásában mindenesetre számottevő hatása volt a negyedidőszaki jégtakaróknak is (Antarktiszon és Grönland túlnyomó részén ma is a jég az uralkodó felszínformáló tényező). A tönkfelületek vásottsziklás tájakká alakultak a jég csiszoló munkájának olykor egészen friss nyomaival. Sokfelé elterjedt a sziklás felszín, és gyakori, hogy nem vagy csak alig képződött talajtakaró. Ezért használatos Kanadában a „Barren Grounds” (kopár terület) megnevezés. A vásottsziklás tájakon gyakoriak a tavak. Medencéjük sok helyen a jég csiszoló, válogató eróziós munkájának az eredménye. Nagyon bonyolultan futnak a vízválasz­ tók, az egyes tavak között ugyanis gyakran átfolyási kapcsolatok vannak. A vízháló­ zat még fejletlen, a patakokon, folyókon gyakoriak a rohanók, a kisebb lépcsőkkel tarkázott szakaszok. A lápképződés és üledékképződés a tavak lassú feltöltődéséhez vezet. A szintkülönbségek egyrészt a tektonikus mozgásokra, máshol a kőzetminőségbeli eltérésekre vezethetők vissza. A fagyváltozékonyság különböző hatékonysággal dolgozik a vásottsziklák meg­ bontásán, felaprózásán. A 2-3°-os lejtőkön már hatékony a geliszoliflukció. Amenynyiben a geliszoliflukció folyamata az egykori jégtakaró aljzatát támadja meg és formálja át, tulajdonképpen már egy újabb reliefgeneráció kezd kialakulni. Helyenként fenékmorénatakaró-foszlányok, végmoréna-vonulatok, ózok, kameek, olvadékvízsíkságok és akkumulációs eredetű folyóteraszok is előfordulnak. Nagy területeken jelentkeznek tengerparti képződmények és tengeri üledékekkel fedett részletek. Ezek a jelenségek mindig kérdésesek abból a szempontból, hogy glaciális korúak-e, vagy már egy következő formageneráció tagjait kell bennük látnunk. A túlnyomóan periglaciális és fluviális lepusztulással jellemzett, gyengén tagolt síksági jellegű területek Az eljegesedett területeken túl, a periglaciális tartományban a kismértékben tagolt lepusztulásfelszínek lejtői a hatékony geliszoliflukciós folyamatok miatt lankásak. egyenletesek. Tricart, J. (1954) és Troll, C. (1948/49) azt a következtetést vonták le, hogy az ilyen helyeken a fejlődés egy geliszoliflukciós tönk kialakulásához vezethet. Ennek megvan a lehetősége, ha figyelembe vesszük azt, hogy a leglankásabb lejtők is 2°-osak (mintegy 35‰-esek), és nem ritkák az 5°-os vagy még meredekebb lejtők sem. 646

A víz, mindenekelőtt az olvadékvíz vonalas pályán gyűlik össze, és széles kavicsos medreket formál. Ezekben az olvadás időszakában hatalmas tömegű víz zúdul alá. Télen, ha egyáltalán van vizük, az keskeny erekben folyik le. A széles, kavicsos mederágyakat geliszoliflukciós oldallejtők kísérik. Ezeket az áradás idején a folyók alámossák. Ahol a vizeknek jelentős a mélyítő eróziója, V alakú völgyek is kialakul­ hatnak. Büdel, J. szerint (1969, 1972) ebben az éghajlati tartományban a jégkéregeffektus miatt nagyon erőteljes a völgyképződés. A folyóvizek eróziós tevékenységéről korábban teljesen ellenkező volt a felfogás. A folyóvízi és periglaciális lepusztulással jellemezhető, gyengén tagolt felszíneken is előfordulnak korábbi időszakban, más jellegű éghajlaton keletkezett maradvány­ formák. A poláris és szubpoláris tartomány hegységeinek domborzata A pajzsterület egyes részei magasan kiemelkednek a tenger szintjéből, de nem úgy, mint a lánchegységek, hanem mint tönkrészletek. Ezt lehet megfigyelni Grönland déli részén, Labradorban és a szubpoláris régió más területein is. A poláris és szubpoláris tartományban fiatalabb, de az Alpokénál idősebb felépítésű és struktúrájú tönkösödött hegységek is előfordulnak. A tönkösödött hegységek magasabb részei az alacso­ nyabb szélességeken is benyomulhatnak a szubnivális és nivális tartományba. Jó példa erre a Skandináv-hegység, az Urál, továbbá Közép-Ázsia és Kelet-Szibéria magasra emelkedő idősebb hegységei. Alaszka északi részén - az alpi típusú Brookshegységben - ugyancsak terjedelmes felületek érik el a nivális és szubnivális övezetet. A magasra emelkedő tönkrészleteket teknővölgyek tagolják. A hegységek tetőszint­ jei az eljegesedés módját tükrözik. Amennyiben ezek a területek hosszú ideig jégtaka­ ró alatt feküdtek, vagy jégsapka alakult ki rajtuk, úgy a széles, lecsiszolt hátak jellemzők, helyenként a vásottsziklás tájakéhoz hasonló domborzattal. Norvégiában az említett felületek alatt, a mélyen bevágódott folyóvölgyekből formálódott teknő­ völgyek ereszkednek le a fjordokhoz. A Skandináv-hegységben három különböző időszakban képződött formatípust vehetünk számba: 1. A magasra emelt enyhén tagolt tönkmaradványokat. 2. A későbbiekben ezekbe bevágódott, helyenként igen meredek lejtésű mély völ­ gyeket. 3. A glaciális lepusztulás formáit (a vásottsziklás tönkrészleteket, a nagyon mély folyóvölgyekből képződött teknő völgyeket). Ahol a csúcsrégióban a domborzat hosszú ideig befolyásolta a plató-, lejtő- és völgyi gleccserek tevékenységét, ott kárcsúcsok, éles gerincek keletkeztek helyenként még alacsonyabb tengerszint feletti magasságban is. Skandináviában ezeket a formá­ kat „tindernek” nevezik. A jég elolvadása után a glaciálisán formált felszínek a szubaerikus folyamatok hatása alá kerültek, és a mai éghajlatnak megfelelően megkezdődött az átalakulásuk. Az eltelt, viszonylag rövid időszak alatt a glaciálisán formált tájakra jellemző kép alapvetően még nem változott meg, bár többfelé új formák keletkeztek. 647

A laza üledékekből felépült poláris és szubpoláris területek akkumulációs és denudációs formái Mindkét övezetben nagy területeket foglalnak el a glaciális, glacifluviális, folyóvízi és tengeri üledékekkel fedett sík felszínek. Ezeken a jégtakaró többszöri előnyomulása majd visszahúzódása, a tengerszint pleisztocén és holocénbeli emelkedései, süllyedései a mai tengerszinthez közel fekvő területeken a felhalmozódás és a letárolás ismételt változását idézték elő. így történt ez a Pecsora alföldjén, a Nyugat-szibériai-alföldön, a Tajmir-félsziget mély fekvésű területein, a Pjaszina, Hatanga folyók síkságán, az Anabar alsó szakaszán, a Léna-deltában, a Jana, Ingyigirka, Kolima-alföldjén, Észak-Amerikában az Alsó-Mackenzie és a Yukon-alföld mély fekvésű területein. Ezeken a mai tengerszint felett fekvő területeken a delták parti övezetét nem számítva, ma túlnyomóan a folyóvízi letárolás a jellemző. A folyóknak kanyargós, kanyarogva bevágó és teljesen elvadult szakaszaik vannak. Az utóbbi szakaszjelleg különösen a nagyobb folyóknál jellemző. A folyókat igen széles, a nagyobbakat 20-50 km-t is meghaladó öntésterületek kísérik. A nagyobb folyóknál 10 m-es bevágódásokat is meg lehet figyelni. A rendkívül széles völgytalpakat a különlegesen magas vízállások alakítják ki, ami azzal van összefüggésben, hogy a folyók alsó szakaszai még jéggel fedettek, amikor délen már megindult az erőteljes olvadás és ezt követőleg az áradás. Ahol az áradó víz magas partok között folyik, jelentős partrombolást végez. A folyók között elterülő, csekély lejtésű, laza üledékkel fedett síkságokon az állandóan fagyott talajú területekre jellemző formák alakulnak ki. Ahol az évi közép­ hőmérséklet — 7 °C alatt van, ma is képződnek, híznak a jégékek. Jellemzőek a különböző típusú poligonok, jégékpoligonok. A lejtősebb felszíneken kőgirlandok, kősávok, a tundranövényzet hatására pedig vegetációs girlandok formálódnak. Gya­ koriak az olvadásos eredetű mélyedések is. A mély fekvésű nedvesebb felszíneken palzák, pingók kisebb-nagyobb dombjai teszik változatosabbá a tájat. Ezeken a fagyhatástól erősen átformált síkságokon érintetlen állapotban levő maradványfor­ mák csak ritkán fordulnak elő.

2. A nedves közepes földrajzi szélességű területek formacsoportjai A közepes földrajzi szélességű területek a sarkkör és 43-45° szélességi kör közötti övezetet foglalják magukba. Ezeken a területeken a Nap délben sohasem tartózkodik a horizont síkja alatt, és nyáron nem emelkedhet 68,5, illetve 70,5°-nál magasabbra. Ha az ember ezeken a területeken nem avatkozott volna be a táj fejlődésébe, a felszín nagyobb részét erdők borítanák. A nagyarányú erdőirtások ellenére sokfelé még napjainkban is kiterjedt erdőségek láthatók. A pleisztocén hideg periódusaiban azon­ ban - ahol a felszínt nem fedte jégtakaró - a fagy okozta aprózódás öve és a tundrafelületek nagy kiterjedésű felszíneket foglaltak el (356. ábra). Az akkori perig­ laciális éghajlaton már az enyhe lejtésű felszíneken is jelentős volt a geliszoliflukció 648

356. ábra: Európa éghajlati övei és növénytakarója a würm eljegesedés idején (Büdel, J. 1975. szerint). 1. a jégkorszaki partvonal; 2. a jégtakaró pereme; 3. az erdő pólus felőli határa; 4. tundraövezet fagy okozta aprózódással; 5. lösztundra; 6. cserjés és erdős tundra; 7. löszpusz­ ta; 8. löszerdőssztyepp; 9. sztyepp (lösz nélkül); 10. szubpoláris erdő (fenyő, nyír, fűz stb., melegkedvelő fajok nélkül); 11. kevert erdő, nyáron zöld lombos fákkal; 12. mediterrán növényzet (örökzöld erdő, sztyepp és félsivatagi növényzet) felszínformáló hatása. Sokfelé képződtek szerkezeti talajok, krioturbációs jelenségek, a lejtős, köves területeken kősávok, kőgirlandok. Az említett, formák képződésének a melegebb éghajlattal beköszöntő holocén véget vetett, és egyre nagyobb területeket borított be az erdő. Napjainkban a fagy okozta aprózódás és a geliszoliflukció a magas hegységek erdőhatár feletti szubnivális övezetére korlátozódik.

A nyári meleg főképpen a csapadékosabb, alacsonyabb szélességű területeken lehetővé teszi a jelentős kémiai mállást. Ez a szilikátos kőzeteket törmelékké, illetve agyaggá bontja le (illites mállás). Az erdőtakaró alatt egyrészt a különböző mértékben kilúgzott podzoltalajok, illetve a nagy változatosságot mutató barna erdőtalajok alakultak ki. Előfordulnak még a különböző típusú csernozjomtalajok is. Az övezeten belül sok az azonális és intrazonális talaj. A néhány tíz cm vagy 1-1,5 m vastag talaj szelvények azt tanúsítják, hogy ezen az éghajlaton lassú a talaj képződés. A talaj, illetve a málladéktakaró, amely általában a gyökérzónát foglalja magába, a lejtős felszíneken nagyon lassan, areálisan mozog lefelé. Ennél hatásában jelentősebb a lejtőleöblítés, amely különösen a hirtelen hóolvadások és a nagyobb, heves záporok idején okozhat számottevő anyaglehordást. A felszíni leöblítést elősegíti a talajműve­ lés is, ami miatt hosszabb-rövidebb ideig szinte teljesen védtelen a megművelt terület. Ennek ellenére a közepes szélességeken fekvő lejtős felszínekről az utolsó jégkorszak geliszoliflukciós takarója nagyon sok helyen még nem tűnt el. A pleisztocén hideg fázisaiban hatékony geliszoliflukció helyenként oda vezetett, hogy egy korábbi melegidőszakban az intenzívebb mélyreható mállás során keletke­ zett gyapjúzsákok a felszínre kerültek, és helyenként „kőtengereket” alkotnak. Elasonló lepusztulási folyamatokkal magyarázhatók a középhegységek sziklavárai, kő­ tömbhalmazai is. Bár az újabb kutatások szerint ezek mélyreható mállás nélkül, a krioplanációs folyamatok hatására is létrejöhettek. A nedves közepes földrajzi szélességeken a völgyek többnyire V alakúak vagy talpas V alakúak. A folyók még a laposabb felszínekbe is bevágódnak, amennyiben nem akkumulációs területről van szó. A nagyobb folyókat többnyire akkumulációs eredetű teraszok kísérik. Ezek közül egyes teraszok anyaga bizonyíthatóan a glaciális időszakokban halmozódott fel, amikor a kifagyásos aprózódás sok törmeléket ter­ melt, és a vízfolyásoknak bőven volt kavics-, illetve kavicsos hordaléka. A kultúrtájak lejtős területein az erdőirtások nyomán megnövekedett erózió miatt a völgytalpakon sok hordalék rakódott le. A folyó- és völgyhálózat nagyban és egészében szabályos elágazó rendszert mutat. Más a helyzet azokon a területeken, ahol az utolsó jégkorszakban jégtakaró borította a felszínt. Az ilyen helyeken a vízhálózat még többfelé fejletlen, bizonytalan a vízvá­ lasztók futása is. Ebből a szempontból viszonylag kisebb kiterjedésű, de mégis érde­ kes, sajátos egységeket jelentenek a karsztterületek. A hegységi domborzat különleges vonásai A nedves közepes szélességeken fekvő lánchegységek a jégkorszak folyamán több­ ször erősen eljegesedtek. Ez napjainkban kevésbé jellemző. Az eljegesedés azonban sokkal szerényebb mértékű volt, mint a poláris és szubpoláris területeken. A kárfülkék, kárcsúcsok, kárgerincek, a teknővölgyekké formálódott egykori V alakú völgyek vásottsziklás részleteikkel, kárlépcsőikkel, transzfluencia lépcsőikkel az egykori eljegesedés kitűnő bizonyítékai. 650

Ezeket a területeket állandó, intenzív völgyképződés jellemzi. A hegységek nagy­ arányú felszabdalódása során a kőzetek ellenálló képességében megmutatkozó kü­ lönbségek nagyon kihangsúlyozódnak, mivel a lánchegységekben a szerkezeti vona­ lak a hegységek fő csapásirányában húzódnak. A hosszanti elrendeződés a kisebb formáknál is szembetűnő. A lánchegységek magasabb régiójában a mély V alakú völgyek felett egy idősebb, lankásabb domborzat maradványai figyelhetők meg. Ezek a felszínek bizonyosan régebben keletkeztek, mint a hideg jégkorszakok formái. A különösen jól tanulmá­ nyozott Középső-Alpok keleti részén ezeket „firnmező”-szinteknek nevezik. Feldarabolt, tönkösödött gyűrthegységek (röghegységek) A röghegységekben, a gyűrt rétegeken kialakult tönkfelületek (ill. ezek maradvá­ nyai) nagyon elterjedtek. Ezek is korábban képződött formák, és a jelenlegi éghajla­ ton a lassú felszabdalódásnak vannak kitéve. A gyűrt, tönkösödött hegységek arcula­ ta sajátos vonásokat mutat. A hegységek legmagasabb tetőszintjei, amelyek ma az erdőhatár fölé emelkednek, a jégkorszaki eljegesedés hatását tükrözik. A gyűrt, tönkösödött hegységeket ebben az övezetben a domborzatnak alárendelt eljegesedés jellemezte. Kárfülkék mélyültek az egykori völgyfőkbe, és kisebb teknővölgyek keletkeztek a korábban képződött meredek esésű vízfolyások felsőbb, mély szakaszaiban. A kiemelkedések enyhén hullámos felülete megmaradt, és merészebb csúcsokat csak ritkán láthatunk. Kárfülkék az északnak és keletnek tekintő legmaga­ sabb lejtőrészleteken fordulnak elő. A délnek és DNY-nak néző felületeket a lapos lejtők jellemzik. Napjainkban az erdőhatár felett a periglaciális tájakra jellemző felszínfejlődésnek lehetünk tanúi, fagy okozta aprózódással, geliszoliflukcióval, kő­ girlandokkal stb. Az erdő felső határa alatt a legömbölyített formák uralkodnak. Csupasz kőzetfelszínek ritkán kerülnek napvilágra. A hegységek alapkőzetét 30-100 cm vastag törmelékben gazdag málladéktakaró fedi. Ez tulajdonképpen az utolsó jégkorszak fagy okozta aprózódással keletkezett takarójában formálódott. A tönkösödött hegységeket V alakú völgyek tagolják. Ezek egyik helyen közelebb, máshol távolabb fekszenek egymástól. Ez még az olyen tönkfelületekre is érvényes, amelyek csak néhány 10 m magasan fekszenek a tenger szintje felett. Jó példa erre a Breton-tönk. A hegységek völgyeinek egy érdekes vonása, hogy félhengerformájú deliével kezdődnek. A patakok a vízválasztótól csak kb. 1 km távolságra jelennek meg, és mindjárt mély V alakú völgyben ereszkednek alá. A deliék a periglaciális éghajlaton képződtek. Ahol hiányoznak, annak az lehet az oka, hogy egyes völgyek olyan kőzeteken alakultak ki, ahol a geliszoliflukció hatása nem tudott megfelelőkép­ pen érvényesülni. A deliék természetesen akkor is hiányoznak, ha a völgyek túlságo­ san magasra nyomulnak. Ez esetben ugyanis a völgyfők már el voltak jegesedve. A völgytalpakon mindenütt ott láthatjuk a kavicsrétegeket. Ezek az eljegesedések idején rakódtak le, és később a folyók bevágó munkája miatt kavicsteraszok keletkez­ tek belőlük. Ma is kérdéses, hogy a V alakú völgyekkel tagolt, helyenként harmadidő­ 651

szaki fosszilis talajokkal fedett tönkmaradványok milyen idősek. Az nem kétséges, hogy a mainál melegebb, váltakozóan nedves-száraz éghajlaton keletkezhettek, főleg a harmadidőszak elején (esetleg a középső részében). A fosszilis talajok azonban nem azonosíthatók a trópusi váltakozóan nedves-száraz területek vörös, sárgásvörös, kaolinban jóval gazdagabb talajaival. Ezenkívül a tönkfelszíneken tiszta kvarckavics­ takarók is előfordulnak, ami nem jellemző a trópusi területekre. Éppen ezért napja­ inkban azok a kutatók, akik részletesebben tanulmányozhatták a nedves szubtrópusi (monszun-) területek felszínfejlődését, azon a véleményen vannak, hogy a mérsékelt övi tönkösödött hegységek lapos tetőszintjei inkább a mai szubtrópusi monszun éghajlathoz hasonló körülmények között formálódtak. Ilyen éghajlaton a tönkösödés folyamata természetesen lassúbb, mint a váltakozóan nedves-száraz igazi trópusi tájakon. Azt is szem előtt kell tartani, hogy az európai tönkösödött hegységek elegyengetett felszínei, felszínmaradványai, méreteiket tekintve messze elmaradnak a trópusi tájakon látható hatalmas kiterjedésű tönkfelületektől. Táblás vidékek A nedves közepes szélességeken elterülő övezetben jelentős kiterjedésű felszíneket borítanak a közel vízszintesen fekvő táblás rétegek. Ezek a táblás vidékek, ha elég magasak és völgyekkel szabdaltak, lépcsővidékekké alakultak át. Hosszú ideig vitás volt, hogy a táblás vidékek kiterjedt lapos felszínei, amelyek a keményebb és puhább kőzeteket lényegében egy szintben metszik, milyen eredetűek. Büdel, J. (1957) szerint a lépcsővidékeken előfordulnak elegyengetett felszínmaradvá­ nyok, amelyek a felületileg ható lepusztulással keletkeztek. Ugyanakkor a völgyekben ott látjuk a lineáris erózió kétségtelen nyomait is, geliszoliflukciós anyagáttelepítések­ kel, csuszamlásokkal stb. Azt mondhatjuk tehát, hogy a lépcsővidékeken, táblás rétegeken is a különböző időszakokban és éghajlaton keletkezett formák, forma­ együttesek a jellemzők. Ahol nagyobb területen oldható kőzetek jelennek meg a felszínen, a táblás vidéke­ ken is előfordulnak a mi mészkőfelszíneinkhez hasonló karsztformák. Harmadidőszaki dombvidékek A tárgyalt övezetben gyakori tájtípus a harmadidőszaki dombvidék is. Ahol a harmadidőszaki dombvidékek olyan magasan fekszenek, hogy megindulhatott rajtuk a völgyképződés, az üledékek kisebb ellenálló képessége következtében finoman tagolt domborzat alakult ki. A lejtők a növénytakaró védelme miatt nem túl tagoltak. Ugyanakkor gyakran meglehetősen meredekek. A dombvidékek fejlődéstörténete nagyon változatos. Egyesek már a harmadidőszak folyamán felszabdalódtak, mások a harmadidőszak végén még hegységelőtéri felszínek voltak. Felszabdalódásuk csak a negyedidőszakban kezdődött el. A további formálódásukat nagymértékben befo­ lyásolták a kéregmozgások és az éghajlatváltozások. A nedves, csapadékosabb idő­ szakokban az erőteljes völgybevágódás volt a jellemző, helyenként csuszamlásokkal. 652

A periglaciális éghajlat uralma idején viszont a geliszoliflukció és a kifagyás formálta a dombsági tájakat, helyenként a völgyek részbeni feltöltődésével, illetve a völgyközi hátak erőteljes geliszoliflukciós, deráziós lepusztulásával, alacsonyodásával. Laza üledékekből felépült akkumulációs felszínek A nedves közepes földrajzi szélességű tájakon a felhalmozódásformák két fonto­ sabb formacsoportját különböztethetjük meg. Jelentős területeket foglalnak el a hordalékkúp- és ártéri síkságok. A hordalékkúpsíkságok felszíne nagyon változatos lehet, és gyakori, hogy a hordalékkúpsíkságok egyes részeibe hordalékkúpteraszok vágódtak be. Az ártéri síkságoknak rendszerint két típusa alakult ki, az alacsony és a magas ártér. A magas ártéri szintet gyakran a folyóhátak képviselik. Az ártereket sokfelé tarkázzák elhagyott folyómederszakaszok, morotvák, amelyek a feltöltődés különböző stádiumában vannak. Az ártéri síkságok esetleges kiemelkedése terasz, illetve teraszok képződését vonja maga után. Nagy területeket foglalnak el a glaciális, glacifluviális síkságok is. Ezeken idősebb és fiatalabb fenék- és végmorénák egyaránt előfordulhatnak. Az utolsó eljegesedés formái: a változatos fenék- és végmoréna-övezetek, az ózok, drumlinek, kame-ek friss formái, az olvadékvízsíkságok és egyes ősfolyamvölgyszakaszok homokbuckákkal tarkázott részletei olyan képet nyújtanak, mintha a jég a közeli múltban húzódott volna vissza ezekről a területekről. Egészen más a kép az idős morénavidékeken, ahol a lapos vagy enyhén hullámos felszínek a jellemzők. A korábbi változatosabb formá­ kat a későbbi eljegesedések, ill. a jégtakarók előterében hatékony periglaciális felszín­ formáló folyamatok ugyanis ellankásították. A felszín elegyengetéséhez helyenként a lösztakaró kialakulása is hozzájárult.

3. A nedves és félig nedves szubtrópusok formaegyüttesei Az aprózódás és mállás sajátosságai, lejtőlepusztulás és völgyképződés A szubtrópusi övezeten azokat a területeket értjük, ahol nyáron a déli órákban magasra emelkedik a Nap a horizont síkja felé, és még télen is elég magasan delel. Ezek a területek a Ráktérítő és a 45°-43° szélességi körök között fekszenek. Ázsia DK-i részén a szubtrópusi övezet csak a 38° északi szélességétől délre kezdődik. Észak-Amerika nyugati részén a 41° északi, keleten viszont a 37° északi szélességtől délre húzódik a szubtrópusi övezet. A szubtrópusi monszun területeken a kielégítő nyári nedvesség és a magas hőmérsék­ let nagyon kedvez a mélyreható kémiai mállásnak. A Mediterráneum területén ilyen mértékű mállás nem lehetséges, hiszen ott a száraz-meleg nyár a jellemző, és a csapadék túlnyomó része télen hull le. A szubtrópusi monszun területeken a szilikátos kőzetek mélyen elmállottak, és mint folyóvízi hordalék könnyen szétesnek. A medi­ terrán tájakon az említett kőzetek ellenállóbbnak mutatkoznak. A mállás azért még mindig jelentősebb, mint az északabbra fekvő mérsékelt övi területeken. 653

A szubtrópusi tájakon a mállás mértékének pontos meghatározását bizonyos mér­ tékig nehezíti, hogy a jelenkori elmállott réteget olykor nehéz elválasztani a korábban elmállott anyagoktól. A csupasz kőzetfelszínekről, mindenekelőtt a meredekebb falakról kisebb kőzetré­ szecskék hullanak, pattogzanak le. Ezenkívül a nagyobb kőzettömbök és kőzetlapok leválása is jellemző. Itt azonban a fagyhatás nem játszik olyan nagy szerepet, mint a mérsékelt övi tájakon. A kőzetek szétesését a hidratáció, hidrolízis és a növények gyökereinek repesztő hatása is elősegíti. A Mediterráneumot és a szubtrópusi monszunterületeket korábban erdők fedték. Bár a negyedidőszak eljegesedései idején az erdőövezet felső határa és a fagy okozta aprózódással, geliszoliflukcióval jellemzett övezet magassági helyzete többször is változott, az alsó, néhány száz méteres magasságig terjedő régióban az erdő maradt az uralkodó. Az erdőkben a felületi és a lineáris lejtőleöblítés volt a jellemző. A kiadós szubtrópusi esőkkel szemben az erdő nem nyújtott kellő védelmet. Az erdőkben a meredek lejtőkön gyakoriak a vízmosások, amelyek egészen a vízválasztóig felnyo­ mulnak. Ez egyaránt jellemző a Mediterraneum és Japán hegyvidéki területeire. Azokon a lejtőkön, amelyek sík felületűek és meredekek, a kőzetminőségbeli különb­ ségek kevésbé jutnak kifejezésre, mint a nedves közepes földrajzi szélességeken. Ott, ahol az emberi beavatkozás miatt az erdők kiterjedése jelentősen csökkent, nagyon felgyorsult a lejtők leöblítése. Az esőbarázdák hálózata sűrűbbé vált, a vízmosások pedig sokat mélyültek. A lazább kőzeteken, üledékeken gyakori a „badland”-képződés. Az agyagos területeken a nagy esőzések után sokfelé keletkeznek csuszamlások. A völgyek V, illetve talpas V alakúak. A völgytalpaknak lényegesen nagyobb az esése, mint a nedves közepes szélességeken fekvő hasonló jellegű területeken. Ebből a folyók nagyobb hordaléktöménységére és a jelentős lejtőletarolásra lehet következ­ tetni. A folyók hordalékban való gazdagsága és az évszakonként változó vízjárása miatt a völgyeknek sokfelé széles kavicsos talpa alakult ki. Ezt láthatjuk a rambláknál, rieráknál Spanyolországban, a torrenseknél, fiumaráknál Olaszországban és a revmatáknál Görögországban. A kavics gyakran az egész völgytalpat kitölti, és így nincsenek árvízmentes teraszok. A mélyítő erózió ezekben a völgyekben a teljes völgytalpat érinti. Szembetűnőek a völgyközi hátak gyakran keskeny gerincei. Sokfe­ lé előforduló tájtípus a sűrű völgyhálózattal erősen felszabdalt harmadidőszaki dombvidék. Az ilyen területeket is a mély völgyek jellemzik. Japán szubtrópusi monszun területein hasonló formákat láthatunk. A völgyek esése azonban kisebb, mint a Mediterraneumban, és a széles völgytalpak magasabbra nyomulnak, mint a Földközi-tenger környékének hasonló jellegű völgyeiben. A hegységi domborzat sajátos vonásai Az olyan magasra emelkedő hegyláncokban, mint a Japán-Alpok, Karakorum. Himalája és a Közép-chilei-Andok, a nagyon erőteljes völgyképződés glaciális for­ mákkal kapcsolódik egybe. A V alakú völgyek mélyek, és szélesebb-keskenyebb kavicsos völgytalpuk van. Helyenként torrens jellegű völgyek is előfordulnak. 654

A szubtrópusi területeken is sokfelé ott láthatók a régi lepusztulásfelszínek marad­ ványai. A Földközi-tenger környékén erre számtalan példát lehet említeni. A lepusz­ tulásfelszínek mind a lassú felszabdalódást tükrözik. A mélyebb fekvésű területekről a V alakú völgyek fokozatosan hátravágódnak ezekbe a szintekbe. A korábban képződött lepusztulásfelszínek különösen a mészkővidékeken maradtak meg jó álla­ potban. Japán szubtrópusi területein az egykori tönkfelület maradványai sokkal jobban felszabdaltak, mint pl. az európai röghegységekben. Különösen a szilikátkőzeteken képződtek igen mély, V alakú völgyek. Ez egyrészt a mélyreható mállással, másrészt a nagyobb csapadékmennyiséggel magyarázható. A sok csapadék miatt még a kisebb vízfolyásoknak is jelentős a mélyítő eróziója. Laza üledékekből felépült akkumulációs felszínek A folyók torrens jellegének megfelelően a nedves és félig nedves szubtrópusokban az akkumulációs felszínek többnyire mint nagy esésű hordalékkúpok jelennek meg. Ezek iszapos-agyagos anyagba ágyazott, durva kavicsból épülnek fel. A tájban a szomszédos folyók hordalékkúpjai határozottan elkülönülnek egymástól. Az ilyen hordalékkúpok olykor fel vannak szabdalva, és hordalékkúpteraszok teszik változa­ tosabbá felszínüket. A szomszédos hordalékkúpok között gyakran mocsaras terüle­ tek képződtek, amelyek lassan feltöltődnek. Észak-Amerikában a pleisztocén folyamán még a mai szubtrópusi területek északi szegélyére is rányomult a jég, és hordaléka befedte a felszínt. Ezek a képződmények mélyen el vannak mállva, és a különböző formák már teljesen ellaposodtak.

4. A váltakozóan nedves-száraz éghajlatú trópusok formái A mállás sajátosságai, lejtőletarolás és völgyképződés A váltakozóan nedves-száraz trópusokon a csekély és nagyobb lejtésű felületeken egyaránt a mélyreható mállás a jellemző. A mállott anyagban jellegzetesek az „úszó gyapjúzsákok”. A felszínen vörösagyagok és vörösföldek képződnek, amelyeknek több vagy kevesebb agyagásvány-tartalma főképpen kaolinitból áll. Ezek a málláster­ mékek nagyon finom szeműek, és könnyen lemosódnak. A meredek lejtőkről és falakról kisebb-nagyobb kőzetszemcsék és kőzetlapocskák válnak le. A folyamatban döntő a kémiai mállás, a hidratáció, a növekvő sókristályok feszítő hatása és a felszínnel párhuzamosan keletkező repedések szerepe. (A mozgathatóvá'vált részek lehordása a csapadékos időszakokban főképpen felületi leöblítéssel történik.) A felszínt sokfelé széles, lapos, csekély mélységű völgyek (dambók) tagolják. Lankás lejtőik fokozatosan mennek át a néhány ezrelékes lejtésű trópusi tönkfelszínbe, amely fölé talpig domború lejtőjű dóm alakú szigethegyek, kőhalmok, réteglépcsők, hegyvonulatok emelkednek. 655

A trópusi tönkfelületeknek általában csekély a lejtése. Ennek ellenére a tengerpart­ tól néhány 100 km távolságra már több száz méter tengerszint feletti magasságot érhetnek el. Az ilyen tönkfelületek nem kezdődnek mindig a tenger partján. Gyakori, hogy a tengerpartot kísérő hegység mögött terülnek el, és ilyenkor a legmélyebb pontjuk is tekintélyes tengerszint feletti magasságú lehet. A váltakozóan nedves-száraz éghajlaton a lepusztulás fő hajtóereje - mint láttuk - a felületi leöblítés. Ennek eredményei az elegyengetett felszínek. Büdel, J. szerint a lepusztulás a „kétszeresen elegyengetett felszínformálódás” elve alapján történik. A helyben képződő málladéktakaró areális lepusztulása a széles, sekély völgyek „közreműködésével” történik. A nagyobb folyók medrei is alig vágódtak be a felszín­ be. A folyók finom szemű hordalékot szállítanak, és számottevő lineáris eróziót csak az egymás fölött fekvő tönkfelületek közötti keskeny sávban végeznek. A folyók hosszmetszetében előforduló lépcsők a durva hordalék hiánya miatt ugyanazon a helyen hosszú ideig megmaradnak. A felületi leöblítés mértékét a mélységi mállás üteme határozza meg. A folyóhálózat alakulását erősen befolyásolják a törésvonalak és az ezek mentén megerősödött kémiai mállás. A tönkfelületek képződésével szorosan összefügg a szigethegyek keletkezése. Ezek lehetnek tisztán eróziós formák vagy szerkezetileg, ill. tektonikusán meghatározottak (hartlingok, illetve sasbércek). Különbséget kell tenni a zonális szigethegyek (a tönk­ lépcsők szegélyén) és a tönkfelületeken szabálytalanul, szétszórtan elhelyezkedő szi­ gethegyek között. A harang alakú és a talpig domború lejtőjű trópusi szigethegyek a viszonylag gyors lepusztulást tanúsítják. Helyenként kőhalmok bukkannak elő a tönkfelszínből. Ezek gyapjúzsákszerű blokkjai még a mélyreható mállás során alakul­ tak ki. A tönkfelületeket gyakran több száz méter magas tereplépcsők választják el egy­ mástól, és több lépcsőben emelkedhetnek a tenger szintje fölé. A magasan fekvő, típusos tönkfelületek nincsenek széttagolva. A felszínükön akár 1000 m tengerszint felett is ott láthatók a széles, lapos, sekély völgyek. Csak az egyes tönkfelületeket elválasztó meredek lejtők szabdalódtak fel szélesebb, talpas völgyekkel. Ahol különö­ sen nagy és bővizű folyók tönklépcsőket kereszteznek, gyakran az alsó tönkfelület nívójában folynak, és ez esetben széles, talpas völgyekkel vágódtak be a magasabban fekvő tönkfelszínekbe. A meredek lejtőjű völgyekben folyó vizek mélyítő és oldalozó eróziója azonban csekély, amit a rohanó szakaszok és a vízesések jól bizonyítanak. A vonalas eróziónak a tönkfelületek hátrálásánál is csekély a jelentősége. A tönkfelületek kora, maradvány formák A tönkfelületeknek és tönklépcsőknek az előbbiekben bemutatott képződése, to­ vábbfejlődése alig teszi lehetővé maradványformák fennmaradását. Az intenzív mál­ lás, kőzetmegbontás miatt ugyanis folyamatos lepusztulás megy végbe, így a tönkfel­ színeken recens formák láthatók még abban az esetben is, ha azok lépcsőszerűen 656

helyezkednek el egymás felett. Helytelen dolog lenne tehát a magasabban fekvő tönkfelületet, illetve tönkfelületeket egyszerűen idősebbnek nevezni. Az újabb kutatá­ sok alapján egyébként úgy látják, hogy a tönkfelületek egymás feletti elhelyezkedése kéregmozgásokra vezethető vissza. Korábban képződött formák azért a váltakozóan nedves-száraz trópusi területeken is előfordulnak. Szudánból és Elő-Indiából kemény lateritkéreggel bevont korábbi maradványfelszíneket mutattak ki, amelyek a szomszédos területek fölé emelkednek. Ezeket fiatal Y alakú vagy szélesebb talpas völgyek tagolják. A különböző típusú kemény lateritkéreg általában lehetőséget nyújt annak eldöntésére, hogy az eltérő magasságban fekvő, széttagolt tönkfelületek valóban régebben keletkeztek-e. Ezzel a módszerrel sikerült Szenegál és Gambia területén is kimutatni a maradványformá­ kat. Közép- és Dél-Tanzániában szintén előfordulnak lateritkéreggel bevont, típusos maradványformák. Feltöltött síkságok Ott, ahol a mélyreható mállás és a nagyon hatékony felületi leöblítés hatására nagy kiterjedésű lepusztulásfelszínek alakulnak ki, alig van lehetőség az üledékfelhalmozó­ dásra. Jelentősebb feltöltődés csak a süllyedékterületeken mehet végbe. Ilyen táj a Mato Grosso Pantanalja és a Szudd Szudán déli részében. Ezenkívül a kisebb és nagyobb folyók torkolati vidékén deltasíkságok is előfordulnak. A felületi leöblítéssel jellemzett területeken ugyanis a vízfolyások hordalékszállítása a durva törmelék hiánya ellenére olyan jelentős, hogy a tengerbe ömlő folyók még jelentékeny árapály esetén is képesek deltákat építeni. A lapos, mocsaras tengerpartokon többfelé a mangrove segít gyarapítani a száraz­ földet. A tönkfelület-képződés pólus felőli határa Az északi félgömbön a váltakozóan nedves-száraz éghajlatú trópusok észak felé a szárazabb övezettel érintkeznek, ahol még előfordulnak tönkfelületek. Ezeket azon­ ban a jelenlegi éghajlaton a felszabdalódás jellemzi. Nyilvánvaló, hogy az ilyen tönkfelületek korábban keletkeztek, és abból az időből valók, amikor területükön még váltakozóan nedves-száraz éghajlat uralkodott. A kontinensek keleti oldalán a trópusi monszun éghajlat a szubtrópusi (monszun) éghajlatba megy át. A tönkfelület-képződés feltételei a trópusi monszun éghajlatú tájakon is adottak, és úgy tűnik, hogy erre a szubtrópusi monszun éghajlatú területe­ ken is megvan a lehetőség. A nyár ugyanis meleg, a csapadék bőséges, így joggal feltételezik, hogy a széles, sekély völgyek képződésével együtt a tönkfelület-képződés is jellemző, bár valamivel lassúbb ütemben, mint a trópusi területeken. Éghajlati szempontból rokon területek helyezkednek el Délkelet-Paraguayban, Brazília déli részén és Uruguayban. Ezek a térségek értékes adatokat szolgáltathatnak a tönkfelület-képződés területeinek a Y alakú völgyekkel jellemzett tájakba való 657

átmenetéhez. Ma ezeket a vizsgálatokat igen fontosnak tartják, mert több kutató úgy véli, hogy a közepes földrajzi szélességeken előforduló tönkmaradványok - legalábbis részben - nem trópusi, hanem olyan éghajlati viszonyok alatt képződtek, amelyek a szubtrópusi monszun területekre jellemzőek (ahol tehát a bőséges csapadék magas napállás idején volt a legnagyobb).

5. Az állandóan nedves trópusok formái A nagyon hosszú ideje állandóan vagy majdnem állandóan nedves trópusokon igen hatékony a kémiai mállás és a hidrolízis. A síkságokat és a hegyvidékeket korábban egybefüggő esőerdők borították. A meredek lejtőkön is nagy mennyiségben állnak rendelkezésre a szerves savak, amelyek jelentősen segítik a mállást. Ezért fedik a meredek lejtőket is több méter, a sík felszíneket pedig több tíz méter vastag agyagos málladéktakarók. Szálban álló kőzet csak kevés helyen fordul elő. Ahol meredek, csupasz sziklafalak vagy szirtek jelentkeznek, azokon is láthatók a mállás nyomai. A vízfolyások sok vizet szállítanak. A magashegységekben a folyóknak V alakú völgyei vannak, hordalékban gazdagok, és sok görgeteget, kavicsot is szállítanak. Lejjebb a V alakú völgyek szélesebb talpas völgyekben folytatódnak. Itt a folyóknak már csak finom szemű hordaléka van, a görgetegek ugyanis gyorsan szétesnek. A trópusi hegységekben igen nagy a völgysűrűség. A V alakú és a szélesebb völgyek közötti hátak meredek lejtőjűek. Ezeken a nagy esőzések után szinte minden évben hatalmas csuszamlások történnek. A csuszamlások páholyszerű fülkéi a hegyhátakat élesre faragják. Az erdőtakaró alatt gyakoriak a talajfolyások. Ezek, ha a málladéktakaró teljesen átitatódik vízzel, akár iszapkitörések formájában is jelentkezhetnek. A könnyen erodálható málladéktakaró intenzív völgybevágódást tesz lehetővé. Ez a második éghajlati morfológiai régió a Földön, ahol nagyon erőteljes a völgyképződés. A völ­ gyek hosszmetszetében jelentkező lépcsők - ahol a folyóknak már nincs durvább szemű hordaléka - hosszú ideig megmaradnak. A völgyekben teraszok nincsenek. A vízfolyások sok helyen a tektonikus vonalakhoz kötődnek. A vonalas erózió által irányított lepusztulás nem vezet tönkfelszínek kialakulásához, hanem inkább a koráb­ bi felületek felszabdalását eredményezi. A röghegységek területén és az enyhe lejtésű küszöbfelszíneken korábban képző­ dött tönkfelületek maradványaival állunk szemben, amelyeket a szélesebb völgyek fokozatosan felszabdalnak. Az esőerdő-övezetben mintegy 2000 m tengerszint feletti magasságig a málladéktakarónak vörös, illetve vöröses a színe. Magasabban a málladéktakaró már barna színű. A fagy okozta aprózódás övezete Kolumbiában 4000-4700 m között, a Bolíviai-Andokban viszont 4700-5200 m között húzódik. Kolumbia és Peru nedves tró­ pusi területein csak a magas vulkánok csúcsai vannak eljegesedve. Ezekben a hegysé­ gekben gyakoriak a morénák által duzzasztott tavak, amelyeknek időnként katasztro­ fális kitörései vannak. Hasonló katasztrófákat idéz elő a lejtőkön időnként lezúduló gleccserjég is. 658

A nedves-trópusi területek ma is képződöben levő síkságai kivétel nélkül feltöltött területek, amelyeket tiszta vizű, fehér- és feketevizű folyók szelnek át. A fehérvizű, iszapban gazdag folyókat folyóhátak kísérik, amelyek mögött hatalmas tavak kelet­ keznek. A terjedelmes síksági felszíneken még a legfinomabb hordalékot szállító folyók mentén is keletkezhetnek lapos folyóhátak, mögöttük félelmetes mocsárvilág­ gal.

6. A félig száraz és száraz területek formái Félig száraz és száraz területek, ahol olyan kevés a felszínre hullott csapadék, hogy abból vízfolyások formájában semmi nem jut el a nedvesebb tájakra, a közepes szélességeken, a szubtrópusokon és a trópusokon egyaránt előfordulnak. Az ilyen területeken az aprózódás, lejtőlepusztulás, völgyképződés mind a szemiaridus, mind az aridus tájakon jelentős különbségeket mutat, aszerint, hogy milyen földrajzi szélességen vagyunk. Azokon a száraz területeken, ahol télen hideg van, a fagyváltozékonyságnak jelen­ tős a hatása a kőzetaprózódásra, a talajképződésre és a felaprózódott törmeléknek a lejtőn lefelé történő mozgására. A hideg telű, magas és kontinentális fekvésű száraz területek - amelyeket többek között az aprózódásos eredetű takaró teljes átfagyása jellemez - délen messze benyúlnak a szubtrópusi övezetbe. Az említett jellemvonások különösen Belső-Anatóliára, a Turáni-alföldre, Irán medencéire, Tibetre és ÉszakAmerika nyugati részén a Nagy-medencére érvényesek. A most elmondottak azt indokolják, hogy a félig száraz és száraz területek formáinak jellemzésénél a tisztán földrajzi szélesség szerinti tagolástól valamelyest eltérjünk. így az alábbi típusokat különböztetjük meg: 1. A közepes földrajzi szélességek és a szubtrópusok hideg telű, félig száraz és száraz területeinek formái. 2. Az enyhe telű, száraz szubtrópusok formái. 3. A száraz trópusok formái. A közepes földrajzi szélességek és szubtrópusok hideg telű, félig száraz és száraz területeinek formái A fagy okozta aprózódás mindkét területen sokkal nagyobb jelentőségű, mint a hasonló szélességeken fekvő nedvesebb tájakon, és a növénytakaró hiánya vagy szegényes volta miatt a fagy gyakrabban és mélyebben hatol be a talajba. A kőzet­ megbontásban a kémiai mállás is részt vesz. Ez különösen a félig száraz területekre érvényes, ahol van egy rövid csapadékos időszak. Még tulajdonképpen a sivatagok­ ban is ott láthatók a sónyomok a kőzetfelszíneken. A harmatnál ezek szétfolyása, majd a nagy szárazságban az újrakristályosodása, az anhidritképződés és a hidratáció az érintett kőzetfelszín lassú kémiai átalakulását vonja maga után. Az említett folyamatok eredményeképpen különböző talajok, illetve regolittakarók borítják a felszínt a gesztenyebarna és szürke talajokon keresztül a sivatagok só- és 659

portartalmú, durvább és nagyon finom kőzetszemcsét tartalmazó takarójáig. A gesz­ tenyebarna, a szürke sztyepp- és a félsivatagi agyagos talajokra nagyon jellemző a duzzadásra és erős összehúzódásra hajlamos agyagásványok, mindenekelőtt a montmorillonit jelenléte. A lejtős felszíneken jelentős a felületi leöblítés. A nagyobb zivatarok idején (pl. Belső-Anatóliában) még a kevésbé meredek lejtőkön is néha több cm vastag vízréteg képződik, és áramlik lefelé. A víz zavaros, és a növénytakaró bizonyos védő hatása ellenére is sok finom szemű anyagot visz magával. Ahol a lejtős felszíneken a növénytakaró nagyobb felületen megsérül, megindul az árokképződés. A most tárgyalt félig száraz tájak általában régóta földművelés alatt állanak. Emiatt a lejtőkről sokfelé teljesen lepusztult a talajtakaró. A völgytalpak és a meden­ cék viszont feltöltődnek a szomszédos kiemelkedésekről lemosott finom szemű üle­ dékkel. Arra, hogy a talajerózió a szemiaridus tájakon milyen pusztító munkát tud végezni, tanulságos példákat lehet látni az Egyesült Államokban. A motorizált mezőgazdaság más területeken is sokfelé hasonló felszínpusztító folyamatokat indít el. A száraz időszakokban még a szél talajpusztító hatása is számottevő lehet. A lankás lejtőjű, dombos tájakon, különösen a fiatal harmadidőszaki üledékeken a völgyek felső szakaszai gyakran delleszerűek. Keletkezésüket a fagyváltozékonyság hatására bekövetkező anyagáttelepítéssel, geliszoliflukcióval magyarázzák. Ahol a magasra emelkedő lánchegységek egyes részei ebben az éghajlati övezetben futnak, mint Irán középső részén vagy az Észak-Argentin- és Chilei-Andokban, a hegységek nincsenek nagyon mély völgyekkel felszabdalva. A völgyek meredek esésűek, és a völgyek talpai már a völgykijárat előtt teljesen elvadultak. A lefolyástalan medencéket vastag törmeléktakaró borítja. Nagyon sok a törmelék a hegyek lábánál és még a magasabban fekvő völgyekben is. A hegyek azt a benyomást keltik, mintha belefulladnának saját törmelékükbe. Az időszakos hosszabb-rövidebb életű vízfolyások által szállított törmelék alig görgetett. Ebből az anyagból a hegységek lábánál meredek lejtőjű hordalékkúpok épülnek. A hordalékkúpok nagyobb lejtőszöge a lökésszerű vízszállítással és a durva hordalékkal van összefüggésben. A rövid ideig tartó magas vízhozamok idején a folyók sok hordalékot szállítanak és teregetnek szét hordalékkúpjukon. Ehhez pedig nagy lejtés szükséges. A hordalékkúpok csúcsrészébe a folyók általában bevágódnak. Kevés a tagolatlan hordalékkúp, mert az ritkán fordul elő, hogy a lezúduló, nagy hordaléktöménységű víztömeg az egész hordalékkúpot beborítsa. A nagy esésű hordalékkúpok előtt a hegységfront előterében egészen vékony törme­ lékréteggel fedett 5-10°-os lejtésű hegylábi félsík terül el. Amennyiben szálban álló kőzeten alakult ki, pedimentről beszélünk. A pediment rendszerint az üledékes kép­ ződményeket metsző glacisfelszínbe megy át. A glacis előterében már rendszerint homok, illetve homokos üledék rakódik le. Ebből sokfelé futóhomokot fúj ki a szél Tovább a medence belseje felé egyre finomodik a lerakódott üledék, és fokozatosan a sós agyaggal borított síkságra jutunk, amelyet időszakosan víz boríthat. Ha a víz elpárolog, az agyagfelszínt hatalmas repedések hálózata járja át. 660

A hideg telű száraz tájakon igazi sivatagok csak a medencékben alakulhattak ki. Ezekben nagyon sok üledék halmozódott fel. A finomabb szemű hordalékból futóho­ mokot fúj ki a szél és halmoz buckákba. Máshol a homokkal terhelt szél az agyagos képződményekből jardangokat, illetve jardangszerű formákat dolgoz ki. A medencé­ ket övező hegységekben a szárazság mindenütt mérséklődik. A fagyváltozékonyság hatására sokfelé krioplanációs teraszok keletkeznek. Az enyhe telű száraz szubtrópusok formái Az enyhe telű száraz szubtrópusokban helyezkednek el a Föld legnagyobb féisivatagjai és a tökéletes sivatagok. (A Szahara 2/3 része, az Arab-félsziget több mint fele, a Lut-sivatag, Thar-félsivatag, a Namib, az ausztráliai félsivatagok, sivatagok mint egy 60%-a és az Atacama.) Éjszakai fagyok időnként ezeken a területeken is előfordul­ nak. A felszín alakulása szempontjából nagyon jelentős az inszolációs aprózódás, de nem szabad alábecsülni a kémiai mállás, illetve a kémiai folyamatok hatását sem. A felszínén gyakori a sötét színű, főleg vastartalmú kemény kéreg képződése. Ez alatt a kőzetek gyakran porszerüvé válnak. A laza, poros üledékek felületén vagy közvetlenül a felszín alatt gyakori a kéregkép­ ződés. A kapillárisán emelkedő talajvízből ugyanis mész, gipsz és kovasav válik ki. A száraz szubtrópusok peremterületein (pl. a Szahara északi szegélyén) az év egy meghatározott időszakában még előfordulnak esőzések, és ezeknek jelentős a felületi leöblítő tevékenysége. (A sivatagok belseje felé haladva viszont ritkább a csapadék, és egyes vidékeken egyik esőzéstől a másikig évtizedek telhetnek el.) A heves záporok anyagszállító munkáját az egyébként száraz vádik medreiben lezúduló víztömegek végzik el. Ezek rendszerint időszakos végtóba jutnak, vagy vizük fokozatosan eltűnik a sivatagi üledékben. A vádik méretei nagyon különbözőek. Akadnak olyanok, amelyeknek 10 km-nél is nagyobb a szélessége. Mások bár hosszan nyúlnak el, csak néhány 100 m szélesek. Az enyhe telű száraz szubtrópusokra jellemzőek még a csapadékban gazdagabb hegyvidékről eredő folyók, és helyenként zónatípusos völgyforma a kanyon is. A vádik végénél az időnként lezúduló záporok vize sok hordalékot rak le. Ebben a kavicstól a porfrakcióig mindenféle átmérőjű üledék előfordul. Ebből a félelmetes erejű szélviharok nagy tömegű port emelnek a levegőbe, amely keletkezési helyétől jelentős távolságokra is eljut. A felszínen levő homok pedig egyik fontos forrása a futóhomoknak. A félsivatagokban a hegységek, hegy vonulatok lábánál nagyon jellemző a pediment és a glacis képződése. A pediment fokozatos hátrálása a hegység lassú pusztulásával nagy kiterjedésű pediplén kialakulásához vezethet. A glacis övezetet rendszerint homokterület szegélyezi. Ezeken túl a medencék belseje felé az időszakosan vízzel borított sósagyag-síkságok terülnek el. A tökéletes sivatagokban (pl. a Szaharában) főleg a kavics- és kősivatagok az uralkodók. Az egyébként nagy kiterjedésű homoksivatagok csak kisebb részét foglal­ 661

ják el a felszínnek. A terjedelmes kavicssivatagok többnyire hordalékkúpokon alakul­ tak ki, miután a felszínen levő finom szemű hordalékot a szél elszállította. A horda­ lékkúpokból kifújt futóhomok egyik fontos forrása volt a nagy kiterjedésű ergek anyagának is. A tökéletes sivatagokban, főleg a környezetükből hirtelen kiemelkedő táblás felszí­ neken jellemző a hamadatakaró kialakulása. A kisebb-nagyobb kőtömböket és a törmelékanyagot sötét színű vastartalmú kéreg vonja be. A korábbi nedvesebb éghajlaton képződött pedimentek hosszú ideig megmarad­ nak. Felszínük továbbfejlődése nagyon lassú. A hordalékkúpokon lefutó vádik amelyekben valamikor gyakrabban vonult le az időszakos heves záporok vize - a defláció, ill. a homokátfutások miatt lassú változáson mennek keresztül. Egyre nagyobb a kiterjedése a kemény kéreggel bevont laza üledékeknek. A főleg gipsz- és mésztartalmú kéreg képződése jelenleg is tart. A sivatagok peremi zónájában - mint korábban említettük - időnként félelmetes porviharok keletkeznek, a felszín közelében erős homokmozgással. A tökéletes sivatagokban a nagyobb viharok idején is csaknem pormentes a levegő, éppen a felszínt védő vékony ellenálló kéreg miatt. Az újabb vizsgálatok szerint a hatalmas buckamezők (erg, edeyen) továbbformálódása csak lassan megy végbe. A buckák homokja a vas-oxid-hártya képződése miatt barna színűvé válik. A buckák felületi rétegeinek keményebb volta arra utal, hogy az ilyen helyeken már hosszabb ideje nincs jelentősebb homokmozgás. Gyakoriak a deflációs eredetű formák is. Ezek egy része negatív forma, különböző méretű deflációs mélyedés (pl. a Namib-sivatag deflációs mélyedései). Más részük a lefúvás és a szélmarás hatására képződött szfinxszerű vagy a szikladrumlinekhez hasonló pozitív forma. Az agyagos felszíneken jardangok is többfelé előfordulnak A lefúvás és a szélmarás a különböző keménységű homokkövekből felépített területe­ ken helyenként különleges alakú kisformákat hozott létre (kisebb kőoszlopokat, kőhidakat, kőablakokat stb.). A legszárazabb sivatagokban, ahol akár évtizedekig sem hull csapadék, a nagy területű síkságokon magas portartalmú, bizonyos mennyiségű sót is tartalmazó, a kőzetaprózódás hatására képződött törmelék fedi a felszínt. A finom szemű üledéken néhány mm vastag kéreg képződött, amely mint kemény „bőrfelület” védi az alatta fekvő laza anyagot. Amennyiben a felszínen finom homok vagy kavics van, a kéreg­ képződés valamivel mélyebben, a portartalmú rétegben megy végbe. A vékony kéreg konzerválja a régi vízfolyások általában igen sekély medreit, és a finom plasztikájú esőbarázdás domborzatot is, amely talán az évtizedekkel korábbi heves esőzések után maradt hátra. Mivel a formák képződése és átalakulása ezen a rendkívül száraz éghajlaton csak nagyon lassan megy végbe, és szinte évszázadokon keresztül alig történik változás, az ilyen területek szinte a „halott táj” képét nyújtják. A kiterjedt táblás felszíneken még a csapadékban szegény területeken is előfordul­ nak réteglépcsők. A szárazság miatt a lépcsők alig vannak felszabdalva. Az olyan réteglépcsővidékek, mint pl. a Szaharában a Tassili, kétségtelenül maradványformák, amelyek a jelenlegi éghajlaton nagyon lassan fejlődnek tovább. 662

A száraz trópusok formái

A szubtrópusi terület egyenlítői oldalán az Arab-félszigeten, Ausztráliában és különösen a Szaharában a száraz területek messze benyúlnak a trópusokba, tehát a tartósan meleg területekre. A Szaharában a száraz trópusokban hatalmas kavicssivatagok váltakoznak terje­ delmes homoksivatagokkal, amelyekben a szabadon mozgó futóhomoknak csaknem minden formája előfordul. A környezetük fölé emelkedő táblafelszíneken nagy kiter­ jedésű hamadatakarók alakultak ki. A táblafelszíneken gyakoriak a szfinx-, illetve bálnahátszerü sziklaformák. Sokfelé előfordulnak kisebb-nagyobb deflációs mélyedé­ sek is. Hasonló a helyzet Ausztráliában is, ahol a szubtrópusi övezet félsivatagi, sivatagi formakincse a száraz trópusokban tovább folytatódik. A Nagy-homoksivatagban pl. ugyanolyan típusú hosszanti buckák borítják a felszínt, mint a délebbre fekvő Gib­ son- vagy a Nagy-Viktória-sivatagban. Ugyanezt lehet megállapítani a kavics- és kősivatagokról. Az Arab-félsziget déli részén a Föld egyik legfélelmetesebb homoksivatagja terül el hatalmas hosszanti buckákkal (Rub’ al Hali). Ettől délre a kevésbé száraz Hadramaut-platón paleogén képződményeken fejlett vádihálózat jött létre a legkülönbö­ zőbb váditípusokkal. (A vádik nagyobb része a korábbi csapadékosabb időszakok emléke.) Az Egyenlítő felé haladva csökken a szárazság. A váltakozóan nedves-száraz éghajlatú övezethez közeledve növekszik a kémiai mállás lehetősége is. A száraz trópusokról azonban még nem rendelkezünk elég adattal ahhoz, hogy a formákról minden vonatkozásban megnyugtató képet adhassunk. Az mindenesetre bizonyos, hogy a Szahara déli részében és Ausztrália trópusi sivatagjaiban a nagy kiterjedésű tönkfelszínek fölé olyan formák emelkednek, amelyek nagyon hasonlítanak a válta­ kozóan nedves-száraz trópusok szigethegyeihez, illetve tönklépcsőihez. Az említett képződmények feltűnő lejtéssel emelkednek a tönkfelületek fölé. A tönkfelületekből szigetszerűen kiemelkedő hegységekben a völgyek meglepően hasonlítanak a váltako­ zóan nedves-száraz trópusok hasonló jellegű hegységeinek völgyeihez. Büdel, J. (1953, 1959) már az ötvenes években említést tett arról, hogy a Szahara déli részében a tönkfelületeket völgyek szabdalják. A kenyai területek átrepülése során a geográfus észreveszi, hogy amikor a váltakozóan nedves-száraz trópusi területek miombo erdővel (a száraz erdő egyik típusa) fedett és teljesen tagolatlan tönkfelszíneit északnak haladva elhagyja, a szárazabbá váló területeken azonnal szembetűnnek a tönkfelszínt felszabdaló völgyek. Ha figyelembe vesszük azt, hogy a száraz területeken a formák átalakulása csak nagyon lassan megy végbe, fel kell tételeznünk azt, hogy az említett tönkfelületek, illetve szigethegyekkel tarkázott lepusztulásfelszínek valamikor egy váltakozóan nedves-száraz trópusi éghajlaton képződtek. Később ezeken a területeken a maihoz hasonló éghajlat köszöntött be, és ez megindíthatta a tönkfelületek lassú átalakulását.

663

Irodalom Behrmann, W.: Die Oberfláchenformen in feuchtheissen Kalmenklima. Düsseldorfer Geogr. Vortr. 3. 4-9. 1927 Birot, P.: Le cycle d’erosion sous les differents climats. Rio de Janeiro, p. 137. 1960 Büdel, J.: Das System der Klimatischen Morphologie. Dt. Geographentag, München. 65-100. 1948 Büdel, J.: Klima-Genetische Géomorphologie. Geogr. Rundschau, 269-286. 1963 Büdel, J.: Das System der klima-genetischen Géomorphologie. Erdkunde 165-183. 1969 Büdel, J.: Klimageomorphologie. Berlin/Stuttgart, p. 304. 1977 Czajka, W.: Die Geographischen Zonenlehre. In: Geographisches Taschenbuch 1956/57, 410-429. 1957 Davis, W. M.: Die Erklárende Beschreibung der Lanformen. Leipzig, p. 565. 1912 Derbyshire, E. (ed.): Climatic Geomorphology. London, p. 295. 1973 Dokucsajev, V. V.: Zones naturelles des soils. St. Petersburg. 1899 Eriksen, W.: Klimageographie. Darmstadt, p. 452. 1985 Hagedorn, H.: Studien über den Formenschatz der Wüste an Beispielen aus der Südost Sahara. Dt. Geogr.-Tag. Bad Godesberg, Wiss. Abh. p. 401^411. 1967 Hagedorn, H.: Über áeolische Abtragung und Formung in der Südost-Sahara. Erdkunde, 257-269. 1968 Hagedorn, H.-Poser, H.: Ráumliche Ordnung der rezenten geomorphologischen Prozesse und Prozesskombinationen auf der Erde. Abh. Akad. Wiss. Gottingen, Math. Phys. KI. III. Folge 29, 426-439. 1974 Lehmann, H.: Karstphánomen in verschiedenen Klimazonen. Erdkunde, 130-139. 1954 Louis, H.: Über Rumpffláchen und Talbildung in wechselfeuchten Tropen, besonders nach Studien in Tanganyika. Z. Geomorph. 43-70. 1964 Mensching, H.: Glacis-Fussflache-Pediment. Z. Geomorph. 165-186. 1958 Mensching, H.: Bergfussfláchen und das System der Fláchenbildung in den ariden Sub tropen und tropen. Geol. Rdsch. 58, 62-82. 1968 Mensching, H.: Geomorphologische Beobachtungen in der Inselberglandschaft südlich des Victoria Sees (Tanzania). Abh. d. 1. Geogr. Inst. FU Berlin, 13, 111-124. 1970a: Mensching, H.: Fláchenbildung in der Sudan- und Sahel-Zone (Ober-Volta und Niger). Z. Geomorph. Suppl. 10, 1-29. 1970b Mensching, H.: Pediment und Glacis, ihre Morphogenese und Einordnung in das System der Klimatischen Géomorphologie auf Grund von beobachtungen im Trockengebiet Nordamerikas. Z. Geomorph. Suppl. 17, 133-155. 1973 Passarge, S.: Morphologie der Erdoberfláche. Breslau p. 152. 1929 Rathjens, C.: Klimatische Géomorphologie. Darmstadt, p. 485. 1971 Thomas, M. F.: Tropical geomorphology. London, 331. 1974 Thorbecke, F. (ed.): Morphologie der Klimazonen. Düsseldorfer Geogr. Vortr. 3. Leipzig, p. 100. 1927 Tricart, J.: Introduction to climatic geomorphology. London, p. 295. 1965-1972 Wilhelmy, H.: Die klimamorphologischen Zonen und Höhenstufen der Erde. Z. Geomorph. 353-376. 1975

664

Geomorfológiai térképezés Történeti áttekintés A geomorfológia a földfelszín formáit tanulmányozó tudomány. Alapvető célja az, hogy magyarázza a felszíni formák kialakulását, fejlődését, bemutassa külső megjele­ nésüket. Az 1940-es évekig egyeduralkodó volt a formák orometriájának, genetikájá­ nak leírása. A különböző régiókat feldolgozó müvek eredményeinek az összevetése a pontos terminológia és a leíró jelleg nehézkessége miatt szinte lehetetlen volt. Azok a „fiziografikus” térképek, amelyeket a szerzők eredményeik megvilágítására tanul­ mányaikhoz mellékeltek, kevéssé voltak hasznosak, minthogy nem szisztematikus terepmunka során születtek. A geomorfológiai térkép mint a komplex geomorfológiai kutatások információhor­ dozója, ill. módszere alakult ki. A hosszú leírások helyett szuggesztíven informál egy adott felszín formáiról, természeti hatófolyamatairól és azok kapcsolatáról. Magának a térképezési rendszer konstrukciójának az ötlete elég régre nyúlik vissza, az elsőt Passarge, S. (1914) publikálta. Minden érdemének ellenére azonban hosszú ideig nem talált követőkre. A 40-es évektől kezdve a térképekkel, ill. a mérnök, agrárszakember, geológus, tervező szakemberek információival szemben megnőtt a pontosság, össze­ mérhetőség, használhatóság követelménye. Ez termékenyítőleg hatott magára a geo­ morfológiára is, pontosabb, összemérhetőbb terepi és laboratóriumi elemzéseken alapuló módszerek fejlődtek ki, és a fogalmak mind mennyiségileg, mind minőségileg jobban definiáltak lettek (pl. domborzattípusok, morfológiai régiók).

Különböző célú és méretarányú geomorfológiai térképek A geomorfológiai térképezés célja egy adott felszín formáinak pontos (grafikus) megjelenítése és azoknak a hatófolyamatoknak a számbavétele, amelyek a formák kialakulását meghatározták, ill. jelenlegi fejlődési irányát szabályozzák. A geomorfo­ lógiai térképen így a felszíni formák külső megjelenését, azok genetikáját (a formákat létrehozó dinamikus folyamatokat) és korát, valamint egyes országokban a domborzat biológiáját tüntetik fel. Vannak olyan speciális térképek - ezeket később részletesen ismertetjük -, amelyek e három elem közül nem mindet ábrázolják. Bizonyos ténye­ zők állapotának bemutatása elhagyható, pl. szemben az exogén folyamatokkal, az endogén folyamatok ábrázolása nem mindig kötelező. Minden geomorfológiai térkép közös jellemzője, hogy egyszerre különböző tényezők állapotát képes ábrázolni, jóval kevésbé körülményesen, mint ahogy az verbálisán elvégezhető lenne. Minden egyes, a fenti tartalmú komplex geomorfológiai térkép bizonyos mennyisé­ gű geomorfografikus, geomorfometrikus, geomorfológiai és geomorfogenetikai infor­ 665

mációt hordoz. Az első két aspektus a tervezők, illetve a gyakorlati szakemberek számára lehet inkább fontos, az utóbbi kettő pedig főként elvi, tudományos igényeket szolgálhat. A geomorfológiai térképek tartalmukat és céljukat tekintve két csoportba sorolhatók: a) általános geomorfológiai térkép, b) alkalmazott geomorfológiai térkép. Ezek a kategóriák nem merevek, hisz látni fogjuk, hogy az első csoportba sorolt morfometrikus térképek vagy a klasszikus geomorfológiai térképek derivált és inter­ pretációs térképei közvetlen gyakorlati igények kielégítésére is alkalmasak. Másrész­ ről viszont az alkalmazott geomorfológiai térképek is megalapozhatnak új elvi megál­ lapításokat. a) Általános geomorfológiai térképek 1. Az általános geomorfológiai térképek közé soroljuk a kvantitatív, morfometrikus térképeket, amelyek a relatív és abszolút morfometriai mutatók mért és számított értékeinek területi változásait elemzik. Ezeknek az olykor konkrét gyakorlati céllal szerkesztett térképeknek nagy része nem tartalmaz semmilyen, direkt a domborzat genetikájára mutató adatot, mégis közvetetten utal arra, pl. izoerozita térkép, a maradékfelszínek térképei, szintetikus morfometrikus térképek (Kertész Á. 1974. Mezősi G. 1977). Ezeknek a térképeknek a vonatkoztatási alapja többnyire a geomor­ fológia természetes egysége: a vízgyűjtő terület (vízgyűjtő-analízis). 2. Az általános geomorfológiai térképek másik speciális csoportját a domborzattí­ pus térképek alkotják, amelyek minőségi mutatók (orográfiai jelleg, kialakulás, tektonikai-geogenetikai fejlődésmenet, eltemetődés és exhumálódás, geomorfológiai szin­ tek) alapján értékelik a domborzat nagyobb egységeit. Ismert, hogy a domborzat különböző orográfiai jellegét (hegységek, kiterjedt tönkös masszívumok, táblás síksá­ gok, süllyedő medencék síkságai és dombságai) alapvetően a tektonikai fejlődésmenet határozza meg, szoros kapcsolatban a külső tényezőkkel. Mivel a külső és a belső erők térben és időben is geogenetikai szempontból gyorsan és gyakran változnak, ezért egymás közelében (néha ugyanolyan orográfiai helyzetben) igen eltérő genetikájú domborzati típusok (Pécsi M. 1978) jöttek létre. 3. A harmadik csoportba az 50-es évektől kezdve mind gyakrabban alkalmazott és 1960-tól nemzetközileg is szorgalmazott klasszikus geomorfológiai térképek sorol­ hatók. Ezek tartalma és szerkezete még azonos méretarány mellett is országonként, ill. geomorfológiai iskolánként kissé eltérő. így pl. a geomorfológiai térkép a lengyel iskolában tisztán genetikai alapon felépített, a litológia hiányzik, viszont jól kifejeződik a formák kora és morfometriája (Klimasewszki, M. 1960). A francia iskola térképei a litológiát, a genetikát és a kort hangsúlyozzák, a színes szimbólumokkal rajzolt formák könnyen olvashatók (Tricart, J. és munkatársai 1965). A szovjet iskola egyedi formák és formacsoportok ábrázolására törekszik, s különös hangsúlyt kap a forma korának és litológiájának jelölése (Basenyina, N. V. és munkatársai 1960). A magyar iskola a felszínalakító folyamatokhoz rendelt formákat ábrázolja részletes litológiai bázison (Pécsi M. és munkatársai 1963). 666

Az alkalmazott geomorfológiai térképek leginkább a mérnöki gyakorlati munkák során felmerült igények kielégítését szolgálják (pl. előtervezés, környezeti hatásértéke­ lés). Ebben az esetben a térképezés célja annak feltárása, hogy a természeti folyama­ tok (erózió, lejtős tömegmozgások stb.) és a társadalmi tevékenység (építkezés, dréne­ zés stb.) következtében együttesen a jelenben és a jövőben milyen formaalakulás várható. Ezért az alkalmazott geomorfológiai térkép tartalmában és ábrázolásmódjá­ ban is eltér az általánostól: olyan tényezők bemutatására törekszik, amelyek a terve­ zés számára alapul szolgálhatnak (pl. lejtők állékonysága, azok változásának üteme, iránya, a formák állandósága). Ennek az állapotminősítésnek az elmaradása a terület­ hasznosítás során növekvő beruházásigényben, energiafelhasználásban nyilvánulhat meg. 1. Az alkalmazott geomorfológiai térképezésben a legjobban kidolgozott irányzat­ tal a mérnök-geomorfológiai térképezés rendelkezik. Ezek a térképek szükségszerűen tartalmazzák a domborzat felépítését, alakállapotát és változásának irányát. Leggya­ koribbak - a felmerülő igényeknek megfelelően - a speciális jelkulcsokkal használt építésföldtani célú geomorfológiai térképek. Ezek többek között pl. aszerint értékelik a felszínt, hogy a beépítéskor milyen mértékű tereprendezéssel kell számolni, milyen alapozást célszerű alkalmazni, milyen kedvezőtlen állapotok vannak, ill. milyen folyamatok hatnak a vizsgált objektum környezetében. A mérnök-geomorfológiai térképek sajátos csoportját alkotják a felszínmozgásos területek térképei, ill. a felszín stabilitásviszonyait (állékony-stabilis, érzékeny-labilis, instabil-mobilis) elemző térké­ pek. Ezeknél a térképeknél a lejtőszög (a magyar szabvány szerint 0-5%, 5-12%, 12-17%, 17-25%, 25-40% és 40% feletti kategóriák), a litológia, a talaj vízellátottsága és a sajátos hatófolyamatok kapnak kitüntetett szerepet. Az elmúlt évtizedben Ma­ gyarországon is kísérlet történt az antropogén geomorfológiai térképek meghonosítá­ sára, ezek többnyire a társadalmi tevékenység káros hatásait (és a leromlott felszínek rekultivációját) hivatottak bemutatni. 2. Az alkalmazott irányzat másik csoportját a derivált és az interpretációs térképek alkotják. Az előbbi azon a tényen alapul, hogy az általános geomorfológiai térképek egyes tényezői, szintjei (pl. lejtőszög, litológiai adottságok, völgyformák, kitettség) önmagukban, a többitől függetlenül is interpretálhatók. A lejtőszöget ábrázoló térkép pl. a klimatikus hatások érvényesülésének vagy a mezőgazdaság gépesíthetőségének kimutatásában segíthetnek, a litológiai adottságokat ábrázoló réteg a helyi tervezé­ sekhez használható. Az interpretációs térképek több tényező együttes elemzésére alkalmasak, pl. északi kitettségű konkáv lejtők különíthetők el - a tőle többek közt - a vízháztartás szempontjából jelentősen különböző száraz konvex lejtőktől. A geomorfológiai térképek részletes ( 1 : 1 0 000 - 1 : 50 000) és áttekintő (1 : 100 000 - 1:1 000 000) léptékben készülnek. (Egyesek finomabb beosztást hasz­ nálva geomorfológiai alaptérképről - 1 : 5000 - 1 : 1 0 000, részletes térképről 1 : 25 000- 1 : 50 000, áttekintő - 1 : 100 000- 1 : 200 000, kis méretarányú 1 : 500 000 - 1:1 000 000 és általános geomorfológiai térképről 1 : 2 000 000 - 1 : 1 0 000 000 beszélnek.) Természetes, hogy a különböző méretará­ 667 '

nyú térképek nemcsak céljukat, de tartalmukat tekintve is különbözőek, hiszen ami 1 :25 000-es méretarányban ábrázolható, az nem biztos, hogy megtehető 1 : 1 000 000-os esetén. Míg a részletes térképeken felszíni formarészleteket és formákat, addig az áttekintő térképen formacsoportokat, -együtteseket ábrázolunk. A méretarány következtében az áttekintő térképekről a morfometriai és a litológiai adottságok bemutatása leg­ többször hiányzik, viszont olyan morfostrukturális, morfokronologikus és más „szintézis”-elemek szerepelnek rajta, amelyek a részletes, analitikus térképen nem ábrázol­ hatok.

A geomorfológiai térképek szerkesztésének elvi és gyakorlati kérdései A komplex geomorfológiai térképezés egyik leginkább vitatott kérdése az, hogy ábrázoljuk-e a térképen a domborzat, ill. az egyes formák litológiai tulajdonságait. Újabban többen úgy ítélik meg, hogy a geológiai, mérnökgeológiai térképek haszná­ lata olykor helyettesítheti a komplex geomorfológiai térképen a litológiai adottságok szerepeltetését. Ma úgy tűnik, hogy ezen adottságok ábrázolása akkor nem mellőzhe­ tő, ha a litológia más szempontú bemutatása (pl. mérnök-geomorfológiai) vagy más tényezőkkel való összehasonlítása (pl. általános geomorfológiai térkép) a cél. Másfe­ lől az is igaz, hogy a geomorfológiai térképezés - a földtanihoz képest - a felszínt borító kvarter üledékeket finomabban bontja, a felszíni alapkőzeteket néhány kategó­ riába összevonja. Az elvi és gyakorlati szempontok határozzák meg, hogy a geomor­ fológiai térkép litológiai ábrázolásánál milyen egyszerűsített vagy összevont kategóri­ ákat különítünk el. Pécsi M. (1971) szerint a domborzat genetikus formáinak, ill. dinamikus hatófolyamatainak ábrázolásánál az alábbi elvek érvényesülnek: a) A dinamikus ábrázolás elve azt jelenti, hogy a domborzati formákat a létrehozó folyamatok szerint kell ábrázolni. Az ábrázolás technikailag úgy történik, hogy a formákat meghatározott színezésű jelekkel vagy jellemző szimbólumokkal, esetleg ezek kombinációjával (lásd d pont) határoljuk le. b) A formák egyöntetű ábrázolásának elve azt követeli meg, hogy azokat a lépték­ nek megfelelően ábrázoljuk. Lehetnek azonban olyan formák, ill. hathatnak olyan folyamatok, amelyek ábrázolása méreten felüli szimbolikus jelekkel történik (pl. deráziós völgyek, csuszamlásos lejtő, lejtőlemosás). c) A kihangsúlyozás elve a formák ábrázolásában azt jelenti, hogy egyes formákat az áttekinthetőség, ill. a kihangsúlyozás céljából kiemelten ábrázolunk. Pl. futóho­ mokkal fedett területeken a garmadákat rajzoláskor valódi méretük többszörösére felnagyítjuk, vagy másfelől egy ártéri felszínen a különböző típusú és állapotú morotvákat összevontan, szimbolikusan adjuk meg. Ez az elv különösen az alkalmazott geomorfológiai térképeknél kerül előtérbe, pl. lejtők állagának hangsúlyozása. 668

d) A komplex ábrázolás elvét főként az áttekintő geomorfológiai térképeken kell alkalmazni. A méretarány miatt nem ábrázolható ugyanis pl. egy összetett genetikájú forma minden tényezője, vagy maguk a kisebb kiterjedésű formák sem. Ezért a jelkulcsban szerepeltetni kell olyan szimbólumokat, amelyek az összetett genetikát kifejezik, vagy a kisformákat összevontan jelölik. Az egyes kategóriák elkülönítését a formaalakításban domináns folyamat szerint célszerű elvégezni, és a továbbalakító folyamatok ezek részosztályait képezhetik. A komplex ábrázolás elvének haszna különösen kidomborodik abban az esetben, ha a felszín formálását egy-egy korábbi domborzatfejlődési szakaszban más folyamatok végezték, mint jelenleg. A részletes térképeken ezt, a formálódás irányában és ütemében meglévő különbséget színekkel jól tudjuk ábrázolni, áttekintő térképen azonban csak komplex ábrázolással oldható meg. e) A lejtőábrázolás elve és módszere. A komplex geomorfológiai térképen a lejtőket meredekségük, állaguk (épülő, állékony, érzékeny, instabil stb.) és genetikájuk (eró­ ziós, deráziós stb.) szerint szokás bemutatni. A lejtőkategóriát vonalkázással, az állagát pedig a vonalkázás különféle megszakításával ábrázoljuk. (A folyamatos vonal így épülő vagy stabil lejtőt jelöl.) A lejtőt alakító genetikus folyamatokat színes jelekkel különítjük el. A komplex geomorfológiai térképek legtöbbje a felszínfejlődés változását, ütemét a domborzati típusok és a formák korának feltüntetésével is jelzi. A domborzat korának ábrázolásánál abból kell kiindulni, hogy legalább háromfajta kor definiálha­ tó, s a térképen vagy a magyarázóban világosan tükröződni kell, hogy melyikről van szó. Legegyértelműbben a domborzat geológiai kora állapítható meg, amely a felszíni formákat alkotó kőzetek korát jelenti. A geomorfológiában a legfontosabb a dom­ borzat abszolút korának megállapítása, azaz hogy egy forma mikor képződött. Mivel a formaalakulás hosszabb folyamat eredménye, nem köthető egy időponthoz. Az abszolút kort a potenciális minimális és maximális korokkal szokták behatárolni. Egy forma potenciális maximális kora a domborzat geológiai korával egyenlő. A poten­ ciális minimális kor pedig a formát fedő képződmény geológiai korát jelenti. Eróziós formák esetén az abszolút kor tágabb intervallumot jelent, a felszín kora fiatalabb a formaalkotó kőzetnél. Az akkumulációs forma kora gyakran szűkebb intervallumok­ kal mérhető, a forma kialakulása egybeeshet a fedőüledék felhalmozódásával. Pl. a futóhomokformák vagy egy terasz kora megegyezhet a potenciális minimális korral. A hosszabb, több periódus alatt képződött akkumulációs és eróziós formák szintén „tól-ig” betűjelet kapnak. A formák korát a geológiai gyakorlatban használatos betűkifejezéssel jelöljük. A harmadik lehetséges korértelmezés a formák davisi értelmű viszonylagos, morfológiai kora. Az európai geomorfológiai térképezés gyakorlatában ezt nem használjuk. A geomorfológiai térkép gyakran tájékoztat a felszín néhány morfometrikus és hidrogeográfiai tényezőjéről is. Az igényeknek megfelelően 20, 50, l00m-enként alkalmazza a szintvonalakat, amelyek segítségével a formák, ill. a felszín relatív reliefe megbecsülhető. A térképen az állandó medrű vízfolyások mellett 669

célszerű ábrázolni a belvizes, ill. a belvíz által veszélyeztetett területeket is, a részletes geomorfológiai térképen pedig információt kell nyújtani a folyók vízjárási adatairól, part- és mederfelépítéséről, a síksági területeken a talajvíz helyzetéről.

Az ábrázolásmódok fejlődése; a jelkulcsok Az előzőekben láttuk, hogy a térképek tartalma nagymértékben függ a méretarány­ tól. E helyütt néhány részletes geomorfológiai térképtípus jelkulcsát és szerkesztési sajátosságát mutatjuk be példákon keresztül. A Nemzetközi Földrajzi Unió (IGU) 1960-as kongresszusán merült fel élesen az addig igen eltérő logikai alapon felépülő jelkulcsok párhuzamosításának és standardizációjának igénye. A térképek különböző információtípusa és mennyisége miatt ez igen nehéz probléma. A cseh, lengyel, német, francia és orosz jelkulcsok összedolgozá­ sával született is egyfajta egyezményes változat (Demek, J. 1976). Ez 353 különböző felszíni formát és további mintegy 250 formaváltozatot és emellett - nem csak a formák szimbólumait, hanem - a genetikához kapcsolódó szabványosított színskálát is tartalmaz. A litológiai adottságok bemutatásától ugyanakkor gyakorlatilag elte­ kint, szerény mennyiségű morfometrikus és hidrográfiai információt hordoz. Az alkalmazott rendszer egyszerűségének, áttekinthetőségének köszönhetően azonban kisebb gyakorlattal is sikeresen használható. Legnagyobb előnye kétségtelenül egy jól használható formakataszter összeállítása volt. A standardizált jelkulcs mellett továbbéltek és fejlődtek a nemzeti jelkulcsok, sőt pl. Németországban a 80-as években fogtak hozzá nagyszabású geomorfológiai térké­ pezéshez. E térképezés koncepcióját a 357. ábra mutatja be. A szabványosított jelkulcs és a német iskola sajátos törekvései mellett a magyar, az orosz és a francia iskola önálló eredményei kívánkoznak kiemelésre. A magyar geomorfológiai térképezésben az évtizedek alatt kialakult gyakorlat alapján a 358. ábrán bemutatott módon foglalható össze a szerkesztés elve és techni­ kája. Látható, hogy a magyar iskola különös fontosságot tulajdonít a felszínt borító és a formákat felépítő kőzeteket litológiai összetételének, valamint rendkívül részlete­ sen - több szintre bontva - mutatja be a genetikus felszíni formákat. Sajátossága az alkalmazott irányzatok széles körű használata. A 359. ábrán példaként Komló és környékének felszínmozgásos geomorfológiai térképét mutatjuk be (szerkesztette Juhász Á.-Schweitzer F. 1973 in: Pécsi M. és munkatársai - 1976). Az 1970-es évek derekától a magyar geomorfológiai irodalomban megjelenő domborzattípus-fogalom (Pécsi M. 1976) termékenyítőleg hatott a tudományágra, és ezeknek az új elveknek az alkalmazása nemcsak az áttekintő térképezésben (noha itt természetes a használatuk, pl. Kárpát-Balkán térség geomorfológiai térképezése), hanem a részletes, alkalmazott térképeknél is új kiindulási alapot jelentett (360. ábra). Az orosz iskolára a formák rendkívül precíz tagolása (több mint 500 különböző forma) és a színek, színárnyalatok túlságosan is széles körű használata a jellemző. 670

357. ábra: A német iskola részletes geomorfológiai térképeinek szintjei. (Stablein, G. 1985 után)

A formák genetikájára a színnel, színárnyalattal utalnak (pl. vörös - vulkáni, kék fluviális). A térkép alapját a színes formacsoportok alkotják, erre nyomtatják az ugyancsak színes egyedi genetikus formákat. Hiába használnak a színekhez Munsellskálát, a térkép olvasása a sok színösszeolvadás miatt rendkívül nehézkes. A térképek legnagyobb hátránya az, hogy a morfometrikus információkból csak durva közelítést kapunk. Az orosz iskola térképei a genetikára és a korra koncentrálnak, mellőzik a domborzat deskriptív bemutatását. Ezért ezek a szakembereknek igen értékes infor­ mációforrásul szolgálnak, de kis gyakorlati értékűek. 671

358. ábra: A magyar iskola részletes geomorfológiai térképeinek szintjei. (Mezősi G.) A francia iskolát a litológia, a genetika és a kor bemutatásának szándéka jellemzi. A színes litológiai alapra a korra is utaló színes genetikus formaszimbólumok kerül­ nek, amelyek a domborzat vizuális megjelenését is sejtetik. A különböző korokat a „neogéntől” kezdve 9 kategóriába sorolják. A sok szín használata itt is hátrány, de a könnyű olvasást nem akadályozza. A térképek legfőbb hiányossága az, hogy adósak maradnak a lejtési viszonyok jelzésével.

672

539. dóra: Részlet Komló környékének felszínmozgásos térképéből (szerk.: Juhász Á.-Schweitzer F. 1973). I. Tömegmozgásos formák. Fosszilis suvadások és csuszamlások: 1. stabilizálódott fosszilis csuszamlások és suvadások halmaza; 2. fosszilis csuszamlásos lejtők általában. Recens csuszamlások és suvadások; 3. időleges nyugalomban levő lejtők; 4. aktív, jelenleg is állandó mozgásban levő lejtők; 5. csuszamlásveszélyes lejtők; 6. lassú mozgású, kúszólejtők. Rogyásos, roskadásos formák; 7. omlásos, csuszamlásos meredek partok; 8. felszíni alábányászás hatására kialakult omlások; 9. mélyműveléses bányászat követ­ keztében létrejött roskadásos formák. Egyéb felszínmozgásos formák; 10. törmelékmozgásos lejtők; II. barázdás erózióval veszélyeztetett lejtők; 12. eróziós árkok; 13. árkos erózióval veszélyeztetett terüle­ tek; 14. eróziós szakadékvölgyek. II. Szerkezeti formaelemek: 15. törésvonalak; 16. félt. törésvonalak; 17. szinklinális tengely; 18. antiklinális tengely; 19. feltolódás. III. Egyéb formatípusok: 20-22. egykori hegylábfelszín-maradványok; 23. erózióval átformált deráziós páholyok; 24. deráziós páholyok; 25. deráziós völgyek; 26. deráziós tanúhegy; 27. eróziós-deráziós völgyek; 28. szerk. előre jelzett eróziós völgyek; 29. rövid, nagy esésű eróziós völgyek; 30. eróziós völgyközi hátak; 31. stabil lejtők. IV. Antropo­ gén formák: 32. kőfejtő, bányagödör, 33. antropogén terasz; 34. meddőhányó; 35. antropogén létesítmé­ nyekkel fedett felszínek, lejtők; 36. település határa

673

360. ábra: Szeged-Tápé építésföldtani szempontú geomorfológiai térképe. (Mezősi G. 1985) 1. alacsony ártér; 2. magas ártér; 3. infúziós lösszel fedett pleisztocén kiemelkedések; 4. aktív ártér; 5. hajdani meander vízzel kitöltve; 6. hajdani meander mezőgazdasági művelés alatt; övzátony, parti zátony; 8. természetes állóvíz; 9. hajdani tó, főként természetes feltöltéssel; 10 újholocén meandermaradvány természetes feltöltéssel; 11. óholocén meandermaradvány ter­ mészetes feltöltéssel; 12. árvízvédelmi töltés; 13. bányagödör vízborítással; 14. bányagödör vízborítás nélkül; 15. antropogén exkavációs forma mesterséges feltöltéssel; 16. antropogén exkavációs forma természetes feltöltéssel; 17. nagyobb meliorált felszín; 18. belterületi határ. 19. első alapozásra alkalmas réteg mélysége m-ben. H1 = újholocén, H2 = óholocén, P4 = új­ pleisztocén

674

Irodalom Basenyina, N. V. et al.: Legend for the geomorphological map of the Soviet Union. Moscow University, Dept, of Physical Geogr. 42. 1960. Basenyina,N. V. (szerk.): Geomorfologicseszkojekartografiroványije. Vüszsaja Skola, Moszk­ va, 375. 1977. Demek, J. (szerk.): Handbuch der geomorphologischen Detailkartierung. Hirt Verlag, Wien, p. 463. 1976. Kertész Á.: A morfometria és morfometrikus térképezés célja és módszerei. Földr. Ért. 23., 433-442. 1974. Klimasewszki, M.: Problems of geomorphological mappings. Geogr. Studies 46. Pol. Acad, of Science, 145. 1963. Mezősi G.: Néhány geomorfometriai módszer értékelése és bemutatása középhegységi mintate­ rületen. Doktori ért. Szeged, Kézirat, 89. 1977. Mezősi G.: Építésföldtani geomorfológiai térképezés (Szeged-Tápé). In: Adám L.-Pécsi M. (szerk.): Mérnökgeomorfológiai térképezés. MTA FKI Elmélet-Módszer-Gyakorlat 33. p. 169-184. 1985. Pécsi M. és mtsai: Magyarország részletes geomorfológiai térképeinek jelkulcsa. MTA FKI, Kézirat, 24. 1963. Pécsi M.: Geomorfológia. Budapest, 243. 1971. Pécsi M.-Juhász Á.-Schweitzer F.: A magyarországi felszínmozgásos területek térképezése. Földr. Ért. 25., 223-235. 1976. Pécsi M.: A Kárpát-Balkán térség geomorfológiai térképe. Földr. Ért. 25. 191-207. 1976. Stablein, G.: Geomorphological mapping in FRG. First ICG, Manchester-Berlin, Manuscript 7. 1985. Tricart J. et ah: Présentation d’ un extráit de carte géomorphologique détaillé. Z. für Geo­ morph. 9. 133-155. 1965.

675

5. A FÖLD TALAJAI A talaj fogalma, funkciói Klasszikus és rendszerszemléletű megközelítés A talaj a természetföldrajzi folyamatok működésének sajátos terméke: anyaga részben élő, részben élettelen, ugyanakkor maga a szárazföldi élet alapvető tényezője. A legáltalánosabban elfogadott meghatározás szerint a talaj a földkéreg legkülső szilárd burka, mely a növények termőhelyéül szolgál. Alapvető tulajdonsága a termé­ kenység, vagyis az a képesség, hogy kellő időben és szükséges mennyiségben, képes ellátni a növényeket vízzel és tápanyaggal. A talaj mind kialakulását, mind felépítését tekintve rendkívül bonyolult természeti tényező. Rendszerszemléletű megközelítésben többszörösen összetett rendszernek kell minősítenünk, amelyet számos részrendszer hierarchikus egymásra épülése jellemez. Struktúráját legegyszerűbben a következőképpen képzelhetjük el. A talaj rendszert két alrendszer - biotikus és abiotikus - alkotja. Mindkét alrendszer részfolyamatokat foglal magába. így pl. a biológiai alrendszer a magasabb rendű növények gyökér­ anyagcseréjét, a mikroorganizmusok szervesanyag-átalakító tevékenységét, az élőlé­ nyek kőzeteket megbontó tevékenységét (biológiai mállás) és még számos más élette­ vékenységgel összefüggő folyamatot. Az abiotikus alrendszer részfolyamatai közül megemlítjük az ásványok szervetlen úton való átalakulását (fizikokémiai mállás), a víz- és hőforgalmat, az adszorpciódeszorpció folyamatát. Ugyanakkor hangsúlyozzuk, hogy ennél jóval több abiotikus folyamat működik a talajban. Ezek a részfolyamatok részrendszereket fognak egység­ be. Ilyen szemlélettel tehát a talajt abiotikus és biotikus részrendszerek működési egysé­ gének fogjuk fel, amelyben e két alapvetően különböző folyamatrendszer (az élő és élettelen) szorosan összekapcsolódik, egymástól elválaszthatatlan. Egyszerűen fogal­ mazva: nincs talaj élőlények nélkül, de szervetlen anyagok nélkül sem. Mivel az ökológiai rendszerek sajátja, hogy élő és élettelen alrendszereket foglalnak egységbe, ilyen értelemben a talajt ökológiai rendszernek tartjuk. Mint minden ökológiai rend­ szerre, a talajra is jellemző a környezetével való anyag- és energiakicserélődés, vagyis nyílt rendszerről beszélhetünk. Kialakulásában, fejlődésében nagy szerepe van a környezeti tényezők változásának.

676

A talajok funkciói az ökológiai rendszerekben Bármily bonyolult rendszer is a talaj, nagyobb összefüggésekben gondolkodva részrendszernek tekinthető. így pl. a talaj-növény rendszert vizsgálva talaj alrendszert és növényalrendszert különböztetünk meg. A talaj alrendszerből származó tápanya­ gokat a növényalrendszer veszi fel, és a „tápanyag output”, vagyis a talaj számára veszteség „tápanyag inputtá”, vagyis nyereséggé válik a növényalrendszer számára (361. ábra). Tovább bővítve a kapcsolatrendszert: a talajok, az éghajlat, a növények, az állatok, a kőzet, a víz kölcsönhatásai egy többszörösen összetett rendszerré kapcsolják össze ezeket az önmagukban is összetett alrendszereket. Az ökológiai rendszerek belső mozgásainak irányító energiaforrása a Nap sugárzó energiája. Ez a növényekben a fotoszintézis során átalakul, és a növényi részekben raktározódik kémiai energia formájában. Az elhalt növényi részek a talajban lejátszódó átalakulási folyamatok részbeni energiafedezetét biztosítják (362. ábra). Az állatok a növényi részeket fo­ gyasztva felépítik saját testük anyagát, és anyagcsere-végtermékeik, valamint testük elhalt anyagának egy része a talajba kerül, a humuszképződésben vesz részt (362. ábra). A talaj működéséhez szükséges energia nagyobb része ebből a két forrásból

362. ábra: A talaj energiafelvé­ tele (Courtney, F. M. és Trudgill, S. T. nyomán, módosítva) 677

származik. Kisebb energiafelvételt jelentenek azok a talajbaktériumok, amelyek az ásványok oxidációjával kemoautotróf úton szabadítanak fel energiát. Ezek az energiabemenetek (inputok) irányítják a talajokban lejátszódó folyamatokat. Ugyanak­ kor a talaj szervetlen környezetével is anyag- és energiakicserélődési kapcsolatban van. Ezek közül az élet szempontjából is az egyik legjelentősebb a talaj és víz kapcsola­ ta. A víz alapvetően fontos a növények fejlődéséhez, a talajlakó szervezetek életfunk­ cióihoz, a talajon belüli anyagmozgásokhoz (valódi és kolloid oldatok áramlása, szivárgása). Ez utóbbiak egyben a növények tápanyagfelvételének elengedhetetlen feltételei. így a talajok vízgazdálkodása meghatározó az ökológiai rendszer működése szempontjából. A víz hidrológiai ciklusában is alapvető szerepet töltenek be a talajok, mert a vízraktározás természetes objektumai. A lehulló eső egy része közvetlenül a talajra, másik része a növényekre jut. Ez utóbbi egy része a növényi részeken (szárakon, törzseken) lefolyik a talajra, másik része átmenetileg tározódik a leveleken (intercepció). A párolgás hatására az intercepcióval tárolt víz elvész az ökológiei rendszerek számára, így valódi bevételt csak a talajra jutott és abba beszivárgó, valamint a felszínen lefolyó víz jelent. Az utóbbi a vízi ökológiai rendszerek életfeltételeinek biztosításához járul hozzá. A szárazföldi élőközösségek elsősorban a talajban tárolt vizet hasznosítják. Ennek a raktározott víznek a mennyisége függ a lehullott csapadék mennyiségétől, a talaj vízbefogadó képességétől (víznyelés, vízáteresztés) és vízkapacitásától. Közismert, hogy a homokos szövetű talajok gyorsan elnyelik a csapadékot (jó vízbefogadó képesség), de kicsi a vízkapacitásuk. Nagy mennyiségű csapadék esetén a homokos talajon átszivárgó víz a talajvízbe kerül, s ott tovább folytatja útját a hidrológiai ciklusban. (A talaj alrendszer szempontjából output.) Az agyagos talajok nehezebben fogadják be ugyan a csapadékot, de nagyobb vízkapacitásuk révén jobban raktároz­ zák. Optimálisnak tekinthetők a vályogos szövetű talajok - különösen, ha humusztar­ talmuk is magas -, mivel a jó infiltrációs képességük nagy vízkapacitással párosul. A talajnedvesség a növényekbe jutva a talajalrendszer outputjává válik. A tápanyagciklusban ugyancsak meghatározó szerepe van a talajnak. A tápanya­ gok mozgása alapvetően a víz mozgásával függ össze. Egy részük az alapkőzet mállásából származik (input), amely víz jelenlétében lejátszódó kémiai változások sorozata. Másik részük az elhalt növények és állatok testének anyagából, valamint anyagcseretermékeikből ered. Van egy harmadik tápanyagforrás is, amely azonban az első kettőhöz képest alárendeltebb szerepű, s ez a csapadék. A légkörből több anyag oldatba kerül a csapadék képződése és hullása során, így a talajra érkező víz nem tiszta H2O, hanem sok olyan iont, elemet tartalmaz, amely a talajban lévő növényi tápanyagokat gyarapítja. A csapadékvízben azonban ezek igen kis koncent­ rációban vannak jelen. A növényi tápanyagfelvétel, amely a talajnedvesség jelenlétében játszódik le. s amely a talajalrendszer outputja, nem jelent egyértelmű veszteséget a talaj számára­ mivel a tápanyagok - ha átalakult formában is - visszakerülnek a talajba. Minder 678

elemre vonatkozóan megadható az a körfolyamat, amely a természetben lejátszódó vándorlását illusztrálja. Az alábbiakban a talaj és az élet szempontjából is meghatáro­ zó karbonciklust ismertetjük. A légköri CO2-ot a növények fotoszintézisük során vízzel szintetizálva szénhidrá­ tokká alakítják. Ezek a szénhidrátok a növények anyagcseretermékeivel és elhalásá­ val, illetve az állati táplálékláncon keresztül azok anyagcseretermékeivel és elpusztu­ lásával kerülnek a talajba. A CO2-ot a talajfelszínen élő autotróf baktériumok is felhasználják. A talajban a szervesen kötött szén bonyolult biokémiai folyamatok során humusszá alakul, amely a talaj legfontosabb alkotórésze, nélkülözhetetlen a növények táplálásában (1. A humuszképződés c. fejezetet). A szén a talajból kétféleképpen juthat vissza a légkörbe: a talaj mikroorganizmusai­ nak vagy a talajlakó állatoknak a légzése során. Ezek a szervezetek hasznot húznak e folyamatból, mivel energiát nyernek növekedésükhöz, és a szén egy részét beépítik saját testükbe. A szén-dioxid tulajdonképpen életműködéseik mellékterméke, ugyan­ akkor annak visszatérése a légkörbe a fotoszintetizáló növények, így az egész földi élet létérdeke. A felépítő, lebontó és átalakító folyamatok bonyolult sora működik a talajban. A környezettel való anyag- és energiakicserélődési kapcsolatban dinamikus egyensú­ lyi állapot jön létre, amely az adott földrajzi környezetben a talaj funkcióinak optimá­ lis ellátását teszi lehetővé, s ez egyben az ökológiai rendszerek zavartalan működését biztosítja. Ilyen megközelítésben ki kell bővítenünk a klasszikus talajfogalomból eredő funk­ ciók körét. Ezek szerint a talaj az anyag- és energiaraktározó funkcióján kívül (amely tápanyag- és víztárolás formájában valósul meg) a benne lejátszódó lebontó, átalakító és felépítő folyamatok révén a természetben lezajló és a földi élet szempontjából alapvető anyag- és energiaciklusok zavartalan működését teszi lehetővé. Lényeges továbbá a talajnak az a kiegyenlítő- és tompítóképessége, amely az élőlények számára káros, szélsőséges hatások és folyamatok kivédését eredményezi, s ezzel az ökológiai rendszerek működését biztosítja.

A talajszelvény és a főbb talajszintek. A katéna A talajföldrajzi vizsgálatok tárgya a talajtakaró, amelyet azonban - óriási kiterje­ dése miatt - nem lehet a maga teljességében tanulmányozni. A vizsgálatok - a talajtakaró méretéhez képest - pontszerű objektumokon történnek. Ha kellően nagy­ számú ponton végezzük el a kutatást, a közös ismérvek, az azonosnak bizonyult folyamatok alapján megbízhatóan általánosíthatunk, feltárhatjuk a talajtakaróban lejátszódó törvényszerűségeket. A klasszikus vizsgálati egység a talajszelvény (talajprofil), amely nem más, mint a talaj függőleges metszete egy adott földrajzi helyen. 679

A talajban lejátszódó anyagmozgások a talajon belül függőleges differenciálódást okoznak. Ennek eredményeként - fontosabb tulajdonságaikban homogén - talajszin­ tek jönnek létre. Ezek között mindig genetikai kapcsolat van, egyik talajszint kialaku­ lása feltételezi a másik létrejöttét. A talajszelvény a talajszintek egymásra települését, szemmel érzékelhető tulajdonságait kétdimenziós képben mutatja be. A talajszintek tulajdonságai azonban térben változnak, alkotóelemeik, szerkezetük is háromdimenziós. Reálisabban jellemezhetjük a talajt, ha azt térbeli vizsgálati egységen, a pedonon végzett megfigyelések alapján tesszük meg. A pedon (pedo-unit) a talaj szinteket az alapkőzetig (talajképző kőzetig) magában foglaló, a talajból kivá­ gott téglatest. A gyakorlatban a pedont kutatógödörben tanulmányozzuk, amelyet a magyar nevezéktan szelvénygödörnek jelöl. A talajszintek jelölése nemzetközileg elfogadott elvek alapján történik. A fő talaj­ szintek a következők: A szint a talaj legfelső szintje, amelyet rendszerint a legnagyobb biológiai aktivitás jellemez, s ennek eredményeként a legnagyobb a humusztar­ talma. Erdőtalaj okban ez a kilúgzási szint. B szint az A szint alatt elhelyezkedő, ahhoz képest kisebb biológiai aktivitású, alacsonyabb humusztartalmú talajszint. Erdőtalajokban ez a felhalmo­ zódási szint. C szint talajképző kőzet = alapkőzet = anyakőzet. D szint ágyazati kőzet. Anyagát a talajképződés nem érinti; vékony talajképző kőzet esetén hatással lehet a talajképződésre. A C szint alatt helyezke­ dik el. A fő szintek tovább tagolhatok alszintekre, melyeket a nagybetűk mellé írt index­ számokkal jelölünk. Közülük legfontosabb az A, és A2 alszint, amelyek az erősen kilúgzott talajokban a legnagyobb humusztartalmú felszíni talajalszintet (A1), ill. az alatta fekvő legerősebben kilúgzott aiszintet jelölik (A2). Ez utóbbit a külföldi szakirodalom ma már következetesen E betűvel jelöli (eluviális = kilúgzási szint). A földrajzi adottságok változásával a talajtakaró is változik. Különösen élénk domborzatú területeken fordul elő, hogy akár néhány száz méteren belül is több talajtípus követi egymást. Ilyen lehet pl. egy hegy- vagy dombtetőtől a völgytalpig húzódó lejtőn. A talajtípusok egymásutánisága jellemző az adott tájra, és a tájon belül a hasonló domborzati adottságú területeken ez a talajsorrend törvényszerűen megis­ métlődik. Az ilyen talajsorokat nemzetközileg elfogadott kifejezéssel katénáknak (catena) nevezzük.

680

A talajképződést meghatározó környezeti tényezők A talajtan klasszikusai is felismerték, hogy a környezeti tényezők meghatározó jelentőségűek a talajok kialakulása szempontjából. Korának kiemelkedő tudósa, Dokucsájev az addigi legteljesebb képet adta a talajképző tényezőkről, amelyeket a következőképpen csoportosított: földtani (aktív, passzív), éghajlati, domborzati, biológiai tényezők, és ötödikként elemezte a kor (az időtényező) szerepét a talajképző­ désben. Az aktív földtani tényezők közé sorolta a kéregmozgásokat, a talajvizet és a felszíni vizeket, passzív földtani tényezőknek tekintette a kőzeteket, ásványokat. (Mi a továbbiakban az aktív földtani tényezők között a vulkanizmusról is szólunk.) A talajtan tudománya napjainkban egyetlen olyan talajképző tényezőt tart fontos­ nak, amely Dokucsájevnél még nem szerepelt, s ez az emberi tevékenység. A talajkép­ ződés (T) tehát függvénye (f) a klímának (K), a földtani tényezőknek (F), a dombor­ zatnak (D), a biológiai tényezőknek (B) és annak az időtartamnak, amely a talajkép­ ződéshez rendelkezésre állt (t), továbbá az antropogén tényezőnek (A), amely a többi tényezőre gyakorolt hatásokon keresztül érvényesül: T = f(t) [(K, F, D, B) · A],

Éghajlat A felsorolt tényezők közül talaj földrajzi szempontból kiemelkedő jelentőséget tulajdonítunk az éghajlatnak, amely a talajnak mint összetett rendszernek az anyagés energiaáramlási folyamataiban meghatározó szerepű. A Nap sugárzási hője köz­ vetlenül vagy közvetve minden földi élet forrása, ill. feltétele. Az éghajlati hatások alapvetően meghatározzák a biológiai tényező jellegét, földrajzi elterjedését. Különö­ sen fontos szerepe van a növényformációk földfelszíni eloszlásának kialakulásában, a talajképződés jellege pedig szoros kapcsolatban van a növényzettel. Úgy is fogal­ mazhatunk, hogy a talajok földfelszíni zonális elrendeződése alapvetően az éghajlat­ tól függ, de az éghajlat nemcsak közvetlenül fejti ki hatását a talajokra, hanem a biológiai talajképző tényezőn keresztül is oly módon, hogy annak földfelszíni eloszlá­ sát meghatározza. Az élővilág pedig közvetlenül befolyásolja a talajokban lejátszódó folyamatokat. Néhány gondolat a legfontosabb éghajlati tényezők szerepéről. A hőmérsékleti viszonyok - hosszabb időintervallumban gondolkodva - döntően a beérkező napsu­ gárzás mennyiségétől függenek. A hőmérséklet évi járása erősen befolyásolja a talaj­ ban lejátszódó fizikai és kémiai folyamatok intenzitását, vagyis magát a mállást, amely a talajképződés előfeltételének, egyszersmind fontos talaj képződési folyamat­ nak is számít. A hőmérséklet azt is meghatározza, hogy milyen növényfajok élhetnek, 681

ill. nem élhetnek az adott földrajzi helyen, és a növények évente mennyi ideig fejthetik ki élettevékenységüket, ami a talajképződésre nagy hatással van. Az alacsonyabb rendű talajlakó élőlények aktivitása is függ a hőmérséklettől, így az végső soron a talajban lejátszódó biogén folyamatokat is befolyásolja. A csapadék értéke a talajfelszínre érkező víz mennyiségét határozza meg. A hőmér­ séklettől, a növényzettől, a domborzattól, sőt magától a talajtól is függ, hogy ez a vízmennyiség milyen arányban szivárog a talajba, folyik le a felszínen, ill. párolog el. A csapadékból származó nedvesség mennyisége és talajon belüli mozgása (363. ábra) lényegesen befolyásolja a mállási, az anyagszállító és a biológiai folyamatokat is (kilúgzás, a mikroorganizmusok szervesanyag-átalakító tevékenysége stb.). A földfel­ szín nagy részére kiterjedő hatása a helyenként igen erős talajerózióban nyilvánul meg (1. „A talajok pusztulása...” c. fejezetet). A szél elsősorban közvetett hatásaival módosítja a talaj képződést. Lényeges szerepe van a párolgás fokozásában, ezáltal a talaj vízgazdálkodásában. Közvetlen hatása kőzettani feltételtől is függ. Homok vagy homokos talajképző kőzet esetén száraz időszakokban a deflációs talajpusztulás erősen módosíthatja a talajképződés folya­ matát.

363. ábra: A lehulló csapadék sorsa és a víz alapvető mozgásai a talajban (FitzPatrick, E. A. nyomán) 682

Biológiai tényezők A talaj definíciójában úgy fogalmaztunk, hogy az a növények termőhelyéül szolgál. Ez nem jelenti azt, hogy kizárólag a magasabb rendű növények gyökerei alkotják a talaj élő anyagát, bár tömeg szerinti arányuk a teljes élő anyag kétharmadát teszi ki. A maradék egyharmadot a talajflóra és -fauna alkotja, amely rendkívül nagy egyedszámot ér el. A baktériumok átlagos egyedszáma egy 1 m2-es felszínű talaj oszlopban 1014-re rúg. (A talaj vastagságának nincs túl nagy jelentősége, mivel a talajflóra és -fauna túlnyomó része a felső 1-1,5 m-es rétegben él.) A gombák egyedszáma 1011, az algáké 108. A mikrofauna egyedszáma valamivel kisebb a mikroflóráénál: az ostorosok 108, a csillósok „csak” 106 egyedszámmal képviseltetik magukat. A makrofaunából a televényférgek a leggyakoribbak harmincezres egyedszámmal, a közismert földigiliszták átlagos száma száz körül van. A talaj élővilágának összességét a hazai szakirodalom edafonnak nevezi, az angol­ szász szakirodalom pedig a soil-biota ( = talajbióta) megjelölést használja. A rendkí­ vüli faj- és egyedgazdagság ellenére az edafon átlagos tömegaránya nem éri el a 0,5%-ot - nélkülük mégsem jöhet létre talaj. Jelentőségüket úgy érthetjük meg, ha funkciójukat a kémiából ismert katalizátorokhoz hasonlítjuk. Az edafon tehát a talajban lejátszódó változásokat határozza meg: alapvető szerepe van pl. az elhalt élőlények szerves anyagainak átalakításában, vagyis a humuszképződésben. Az eda­ fon különböző rendszertani csoportjai különböző szerepet töltenek be: a férgek, giliszták pl. hozzájárulnak a szerkezetképződéshez, járataikkal a talaj jobb levegőzöttségéhez, az ízeltlábúak a növényi részek feldarabolásával előkészítik a szerves anyagok bakteriális átalakítását, a baktériumok, algák, gombák a számukra energiaforrást jelentő szerves anyagokat kémiailag átalakítják, ezzel a humuszképződés lényeges fázisát hajtják végre, a magasabb rendű állatok járatai a humusz mélyebb szintekbe kerülését segítik elő. Mindezeken kívül földrajzi szempontból ki kell emelnünk a magasabb rendű növények szerepét a talajképződésben. Ezek gyökérrendszere ugyanis nem csupán közvetlenül hat a talaj átalakulási folyamataira (gyökéranyagcsere, gyökérsavak szerepe), hanem meghatározza az edafon összetételét is - ezzel közvetve az átalakulás biológiai vezérlését -, sőt szerepe van az edafon működési intenzitásában is. Ezeken túl az elhalt növényi részek adják az alapanyag túlnyomó részét a humuszképződés­ hez, s ez a kiindulási anyag különböző feltételeket is teremt a folyamat lejátszódásá­ hoz. A fenyőfélék tűlevele pl. igen savanyú avart alkot, amelynek mikroflórája és -faunája lényegesen különbözik pl. egy bükkerdő avarjának mikroflórájától és -fau­ nájától. Megint más biológiai, biokémiai körülményeket teremt a talajképződéshez egy sztyeppvegetáció. A magasabb rendű növények a talajnedvesség eloszlását, a talajba szivárgó víz mozgási irányait is befolyásolják, tápanyagfelvételükkel a hu­ muszmolekulákon és szervetlen kolloidok felületén adszorbeált ionok arányait módo­ sítják. Végül is kijelenthetjük, hogy a legfontosabb talajtani folyamatokban kiemelke­ dő szerepe van a talajon megtelepedett növénytársulásoknak. 683

Földtani tényezők Az aktív földtani tényezők közé a kéregmozgásokat, a vulkanizmust, a talajvizet, a talajnedvességet és a felszíni vizeket soroljuk. A kéregmozgások általában hosszú idő alatt fejtik ki talajképződést módosító hatásukat. A süllyedő területeken pl. az üledékfelhalmozódás intenzitása nagy, a talajképződésnek mindig újabb üledékeken kell újrakezdődnie. Szélsőséges esetben a süllyedő területre benyomul a tenger, s ott a talajtakaró elpusztul. A földkéreg emelkedő részein a talajképződés más meteorológiai körülmények között játszódhat le, mint a korábbi geológiai időszakokban, ha az emelkedés jelen­ tős. A ma is aktív hegységképződések zónájában pl. a pleisztocén óta több száz métert is emelkedhetett a felszín, s ez a korábbihoz képest más körülményeket teremtett a talajképződéshez mind az éghajlati, mind a domborzati adottságokat tekintve. Amikor a vulkanizmus friss láva- vagy vulkáni hamufelszíneket hoz létre, teljesen új viszonyokat teremt a talajképződéshez, hiszen annak elölről kell kezdődnie a nyers vulkánitokon. A talajvíz és talajnedvesség a talajban lejátszódó biológiai és kémiai folyamatokat befolyásolja. Túl nedves viszonyok között oxigénszegény környezet alakul ki, a redukciós folyamatok dominálnak, az aerob viszonyokat igénylő élőlények részben elpusztulnak, részben csökkent életműködéssel reagálnak a megváltozott viszonyok­ ra. A talajnedvesség mozgásának iránya meghatározza, hogy a talajban a kilúgzás vagy a felhalmozódás játszódik-e le. A talajvíz kémiai összetétele és felszínközelsége meghatározó jelentőségű a szikes és réti talajok képződésében. Láptalajok is csak magas talajvízállású területeken alakulnak ki. A felszíni vizek hordalékukkal teremtenek mindig új viszonyokat a talajképződés­ hez. Az ártereken lerakott hordalék sokszor jó alapanyaga a talajképződésnek, mivel maga is a vízgyűjtő területről erodált talajszemcsékből áll. Káros a felszíni víz szerepe, ha oldalazó erózióval pusztítja a parton korábban kialakult talajokat. A passzív földtani tényezők közé a kőzeteket, ásványokat soroljuk. Fontosságukat mi sem bizonyítja jobban, minthogy az ún. ásványi talajok tömegének 93-95%-át a szervetlen kéreganyagok: kőzetek, ásványok alkotják. A talajban ezek átalakult (mállott) formában vannak jelen. A talajképződés alapanyagául szolgáló kőzeteket talajképző kőzetnek, anyakőzetnek vagy alapkőzetnek (a talajok C szintje) nevezzük: az angolszász irodalom a parent material, a német a Grundgestein vagy Untergrund kifejezést használja. A talajképző kőzet tulajdonságai egyes talajtípusok kialakulásában meghatározó jelentőségűek lehetnek, még a klimatikus hatást is háttérbe szoríthatják. Ezeket a talajtípusokat összefoglaló néven kőzethatású talajoknak nevezzük. Ebbe a nagy

684

csoportba tartozó fontosabb talajok a rendzinák és a rankerek. Az előbbiek karboná­ tos, az utóbbiak savanyú, szilikátos kőzeteken jönnek létre. A Föld talajtakarójának túlnyomó részén azonban nem a kőzetek határozzák meg a talajképződés alapvető irányát. Tények bizonyítják, hogy ugyanolyan talajképző kőzet esetén is egymástól teljesen elütő talajok alakulhatnak ki különböző természetföldrajzi feltételek között. A talajképződés jellegének, irányának megértéséhez feltét­ lenül szükség van a talajképző tényezők együttes elemzésére - és ez a kőzethatású talajokra is érvényes. A kőzetek tulajdonságainak, ásványi összetételének ismerete éppúgy fontos talajta­ ni szempontból, mint a kőzetek, ásványok mállás során lejátszódó átalakulási folya­ matainak megértése. Mindezekről a kőzettani és ásványtani tanulmányaink során részletes ismereteket szereztünk, így azok megismétlését szükségtelennek tartjuk. Csupán azt kívánjuk kiemelni, hogy a talajokban az agyagásványoknak különösen fontos funkcióik vannak. Nagy adszorpciós képességük, egyéb fizikai és kémiai tulajdonságaik a talajok legfontosabb alkotórészei közé emelik őket.

Domborzati tényező A domborzat közvetett hatással van a talajképződésre oly módon, hogy a többi tényezőt módosítja. Ismeretes, hogy a tengerszint feletti magasság változásával változik az éghajlat, vagyis a talajképződés egyik alapvető feltétele. A tszf-i magasság növekedésének az alacsony szélességeken fekvő magashegységekben van a legnagyobb szerepe, ahol a vertikális éghajlati zónák a trópusi, szubtrópusi klímától az örök fagy régiójáig terjednek. Az azonos tszf-i magasságban fekvő hegységi vagy dombsági tájakon a lejtők meredeksége és expozíciója nagy különbségeket okozhat a besugárzásban, s ennek eredményeként a felszín felmelegedésében és lehűlésében. Mindez az edafon aktivitá­ sát, a mállás intenzitását módosítja, hozzájárul a kiszáradás ütemének fokozódásához vagy lassulásához. A domborzat a csapadékmennyiséget, vagyis a talaj vízbevételének legfontosabb tényezőjét is befolyásolja (luv és lee oldal). A lejtő meredeksége jelentősen módosítja a felszínre lehullott csapadék beszivárgó, ill. elfolyó hányadát. Minél meredekebb a lejtő - egyébként azonos viszonyokat feltételezve -, annál nagyobb a felszínen elfolyó víz aránya. Ez a talajnedvesség mennyiségét erősen módosítja. Nagyon meredek lejtők, közel függőleges sziklafalak a növényzet megtelepedésének fizikai korlátozó tényezői lehetnek. Síksági területeken akár néhány deciméteres magasságkülönbségek, homorú vagy domború formák eltérő talajtípusok kialakulásához vezethetnek - elsősorban a talaj­

685

nedvesség befolyásolásán keresztül (felszíni hozzáfolyás vagy elfolyás, kapilláris zóna felszínközelsége vagy a felszíntől távolabb kerülése). A domborzati adottságok az erózió és akkumuláció intenzitásának módosításával a talaj képződést gátolhatják (szélsőséges esetben a talajfejlődés a váztalajok szintjén megreked), vagy elősegíthetik (síksági területek zavartalan talajképződése).

Az időtényező (a talajok kora) A talajok mint ökológiai rendszerek keletkeznek, fejlődnek és elpusztulnak. E ter­ mészetes úton lezajló változásokhoz - az emberi életkor léptékével mérve - hosszú időre van szükség. A Föld különböző helyein a mai talajtakaró kialakulásához különböző idő állt rendelkezésre. A pleisztocén belföldi jég pl. Észak-Európa korábban kialakult teljes talajtakaróját elpusztította. A jég visszahúzódásakor az egyes területek különböző időpontokban kerültek új éghajlati-biogeográfiai hatások alá. Ezen a területen a legidősebb talajok is csak tízezer évesek lehetnek, s északra haladva ennél egyre fiatalabbak. A mai trópusi övezetben viszont vannak olyan területek, ahol sok millió éven át nem történt ilyen talajmegsemmisítő földtörténeti esemény, a talajfejlődés itt évmilliók óta tart. Nemcsak a földfelszín távol eső területei között lehetnek ilyen különbségek, hanem néhány száz méteren belül is. Gondoljunk egy aktív vulkán környékére, ahol egy friss lávaömlés után egymás mellett lehet a teljesen talajmentes kőzet és egy több ezer éves talajfelszín. A vízerózió is előidézhet hasonló különbségeket. Egy adott földrajzi zóna, régió vagy táj talajtakarójának fejlődését csak úgy érthet­ jük meg, mai állapotát csak úgy írhatjuk le helyesen, ha ezeket az időkülönbségeket feltárjuk, és a talajfejlődést ennek ismeretében értelmezzük. Az idősebb talajokban többféle folyamat alakulhatott ki, azok több ideig hatottak, így bonyolultabb, diffe­ renciáltabb talaj jöhetett létre, mint a fiatal, a fejlődés alacsonyabb szintjén álló talajok esetében. A talajképző tényezőktől függően az ugyanolyan abszolút korú talajok is különbö­ ző fejlődési állapotig juthatnak el. Pl. nagyobb csapadékú területeken gyorsabb a biogén mállás, intenzívebb a kilúgzás, mint a szárazabb, kontinentálisabb régiókban, így a nedves környezetben ugyanannyi idő alatt differenciáltabb felépítésű, fejlettebb talajok jöhetnek létre. Ilyen esetben a talajok eltérő relatív koráról beszélünk. A könynyebb érthetőség kedvéért emberi hasonlattal élve: egy jól táplált, egészséges körül­ mények között élő gyermek idősebbnek tűnik, mint egy rosszul táplált, egészségtelen lakásban élő.

686

Emberi tevékenység A XX. sz.-ban a tudományos-technikai fejlődés a fejlett országokban a termelést rendkívül magas színvonalra emelte, miközben az emberiség lélekszáma is ugrásszerű­ en növekedett. A Föld megművelt területei mintegy 1,5 md ha-t tesznek ki. Itt mindennapos az eredeti talajtulajdonságok tudatos vagy akaratlan módosítása. Ele­ gendő, ha a talajművelés, a műtrágyázás vagy az öntözés kedvező és kedvezőtlen hatásaira gondolunk. De a nem mezőgazdasági tevékenységek is járhatnak talajtani változásokkal. Egy víztározó mentén pl. megemelkedhet a talajvíz szintje, és ennek hatására módosulhat a talajképződés iránya, rétiesedés vagy másodlagos szikesedés játszódhat le (az egyéb földrajzi adottságoktól függően). Az ember ma már a fejlett országokban a tudományos ismeretek, a technikai és pénzügyi feltételek birtokában képes a talajban lejátszódó folyamatok mesterséges irányítására. Az elsavanyodott talajokat pl. CaCO3-bevitellel kedvező kémhatásúvá teheti, a káros pangóvizet dréncsövekkel elvezetheti, a talajeróziót sokféle módon megakadályozhatja, a talaj szerkezet kialakulását kémiai anyagok, szerves trágya alkalmazásával elősegítheti. A pillanatnyi gazdasági érdekek azonban háttérbe szorít­ hatják a ember hosszú távú érdekeit a talajok helyes kezelésével kapcsolatban, és emberi hatásra káros talajtani folyamatok is végbemehetnek: felgyorsulhat a talajeró­ zió, leromolhat a talajszerkezet, helytelen műtrágyahasználat következtében erősen lecsökkenhet a talaj pH-ja stb. Mind a kedvező, mind a kedvezőtlen hatások közös jellemzője, hogy a természetes körülmények között lejátszódó változásokhoz képest igen gyorsak. Míg a természetes talajfejlődés sebességét ezer, tízezer, sőt néha millió évekkel mérjük, antropogén hatásra akár 10-20 év alatt is megváltozhat a talajtípus. E változást mindig a talajkép­ ző tényezők módosításával éri el az ember.

A talajképződés során lejátszódó fontosabb folyamatok A talajokban lejátszódó folyamatok közül csak a talajföldrajzi szempontból legfon­ tosabbakat emeljük ki. Ezek - mint a folyamatok eredményeként létrejött talajtípu­ sok - lehetnek zonálisak, intrazonálisak vagy azonálisak. Ha egy folyamat vagy folyamatpár egy (ritkábban több) meghatározott földrajzi zónában csak bizonyos éghajlati feltételek között jön létre, zonális folyamatról beszé­ lünk: ilyen pl. a csernozjomképződés, amely a mérsékelt övezet kontinentális klímate­ rületein megy végbe. 687

Az intrazonális folyamatban az éghajlati feltétel mellett azonos vagy akár jelentő­ sebb funkcióval más feltétel(ek) is előtérbe léphet(nek). Pl. a szikesedés a félszáraz vagy száraz klímafeltétel mellett nem következhet be, ha a talajvízszint nincs felszín­ közeiben, és a talajvíz nem tartalmaz Na+-ionokat. Az azonális folyamatok bármelyik éghajlati zónában lejátszódhatnak - bár intenzi­ tásuk a talajképződés egyéb feltételeitől függően zónánként erősen különbözhet. Ide tartozik a legáltalánosabb talajképződési folyamat, a humuszosodás is.

A humuszképződés A humusz fogalma, a humuszanyagok funkciói a talajban Már az ókorban megfigyelték, hogy a talaj színe és termékenysége között összefüg­ gés van: a sötét szín termékenyebb talajt jelez. A sötét színű humuszanyagokat a modern talajtan is a termékenység legfontosabb hordozóinak tartja. Mai ismereteink szerint a humusz olyan természetes szervesanyag-csoport, amely többféle nagy molekulájú vegyületet foglal magába. Ezek a vegyületek leginkább a fehérjékhez hasonlíthatók, de nem fehérjék; nagyobbrészt (mintegy 85-90%-ban) csak a talajban előforduló ún. talaj specifikus vegyületek. Az egész humuszkészletnek csak 10-15%-át alkotják a szerves kémiában jól ismert vegyületek. A humusz óriásmolekulái kolloid tulajdonságokkal rendelkeznek. Nagy, reverzibi­ lis adszorpciós képességük lehetővé teszi, hogy „magukba gyűjtsék”, tárolják a táp­ anyagokat, és mikrobiológiai, biokémiai hatásra olyankor tegyék szabaddá azokat, amikor a növényeknek a legnagyobb szükségük van rá (közvetett tápanyaghatás). Az egész tápanyag-dinamikát szabályozó hatásuknál fogva kiegyenlítik a tápanyag-szol­ gáltatás szélsőségeit. Kiváló pufferképességük a pH-viszonyok kiegyenlítése felé hat, ami a talaj többi tulajdonságát is kedvezően befolyásolja. A növények a nitrogént csaknem teljes egészében, a foszfort 30-40%-ban a humusz­ anyagok kémiai kötéseiből veszik fel (közvetlen tápanyag-szolgáltatás). A humusz nagyon fontos szerepet játszik a talaj hőgazdálkodásának, kötöttségé­ nek, szerkezetének és vízgazdálkodásának szabályozásában is. Mindezen tulajdonsá­ gai alapján méltán nevezhetjük a legfontosabb talajalkotónak.

A humifikáció Azt a folyamatot, melynek során az elhalt élőlények testének anyagából bonyolult kémiai átalakulások sorozatával létrejön a humusz, humifikációnak nevezzük. A talajt az különbözteti meg a kőzettől, hogy humuszt tartalmaz, vagyis lejátszódik benne a humifikáció folyamata. A humuszképződés a tundrától a trópusokig előforduló 688

talajokban egyaránt végbemegy, s bár a folyamatnak a képződési körülményektől függően vannak specifikumai, fő lépéseiben mégis közös vonásokkal jellemezhető. A humifikáció a következőképpen zajlik le. A talaj felületére került (avar) és a talajban elhalt magasabb rendű vagy alacso­ nyabb rendű élőlények maradványai a talajfauna „előkészítő tevékenysége” után (rágás, aprítás) biokémiai átalakulásokon mennek keresztül. Ez a szakasz biológiai eredetű katalizátorok (enzimek) közreműködésével játszódik le, oxigén jelenlétében gyorsabban, anaerob körülmények között lassabban. Ennek a szakasznak a termékei ún. friss humuszanyagok: elsősorban fulvosavak és himatomelánsavak, kisebb arány­ ban huminsavak. A mikrobák (baktériumok és gombák) az elhalt élőlények maradványainak egy részét ásványosítják, ezekből tehát nem lesz humusz. A humifikáció második szakasza enzimek nélkül zajlik, ezért abiotikus humifikációnak is nevezik. Fő jellemzője a humuszanyagok polimerizációja, amit szervetlen katalizátorok segítenek. Végtermékek a valódi humuszanyagok: huminok. Míg a humifikáció első szakasza viszonylag gyorsan (hetek-hónapok alatt) lejátszódik, a második szakasz évszázadokig, sőt évezredekig tarthat. Szabó I. M. (1986) szerint a talajokban akkor jelentkezik erőteljes humuszszintézis, amikor a mikrobák szaporodását gyors kiszáradás, fagyás vagy hasonló külső ténye­ ző megállítja, sőt tömegpusztulásukat okozza. Ekkor ugyanis a mikrobák ásványosítási folyamatai leállnak, és szabad teret engednek a humifikációnak. Meg kell azon­ ban jegyeznünk, hogy ha az adott földrajzi helyen eleve kicsi a biológiai produkció (pl. tundra, sivatagos környezet), nem képződhet sok humusz.

Kilúgzás-felhalmozódás E folyamatpár léte, intenzitása a talajok vízgazdálkodásával van szoros összefüg­ gésben, az pedig elsősorban az éghajlat függvénye. A kilúgzás fogalmát a talajtanban kétféle értelemben használják. A kilúgzás szűkebb értelemben a CaC03 és az annál könnyebben oldódó sók* kioldódását jelenti a talaj felső szintjeiből. Ebben az értelemben erősen kilúgzott egy talaj, ha sem az A, sem a B szintjében nem mutatható ki a CaC03. Gyenge kilúgzásról beszélünk, ha a B szintben még van CaC03, sőt nyomokban az A szintben is előfordulhat. Tágabb értelmezésben bármely talaj alkotó vegyületnek vagy vegyületcsoportnak az A szintből a B szintbe, esetleg a C szintbe vándorlását kilúgzásnak nevezzük. így pl. különleges feltételek között a humusz kilúgzása is lejátszódhat. Bár a humuszanyagok nagy része vízben oldhatatlan, fémekhez kapcsolódva humátokat képezhetnek, ame­ lyek már vízoldékony komplex vegyületek, így a mélyebb talaj szintekbe vándorolhat­ nak. Ez a folyamat játszódik le a szikesekben, ahol. a humuszalkotók nálriiimmal 689

364. ábra: Talajvíz-gazdálkodási típusok és a CaCO3, valamint a CaS04 felhalmozódásának mélysége közötti kapcsolat különböző éghajlati-növényzeti zónákban. A nyilak vastagsága jelzi a beérkező csapadék mennyiségi különbségeit, hossza pedig az átnedvesedő talajréteg vastag­ ságát

alkotnak komplexeket, és a podzolokban, ahol alumínium- és vasionokhoz kapcsólódnak. A felhalmozódás a kilúgzás ellentéte, a talajnedvességgel mozgó oldott anyagok kiválását és feídúsulását jelenti valamely talajszintben. Az erdőtalajok B szintje pl. több anyag kiválásának, felhalmozódásának helye, ezért felhalmozódást szintnek is szoktuk nevezni. A CaCO3 felhalmozódásának mélysége szoros összefüggésben van a kilúgzás mér­ tékével. Száraz viszonyok között a CaCO3 felszínközelben van, az erősen nedves területeken viszont a talajszelvényben nem mutatható ki (364. ábra). Az ábra azt az összefüggést is illusztrálja, amely az éghajlat, a növényzet és a kilúgzás mértéke között a fontosabb földrajzi zónákban fennáll. A kilúgzás nedves éghajlatokon meghatározó talaj képző folyamat, míg a felszínközeli felhalmozódás a száraz viszonyokra jellemző Hozzá kell azonban tennünk: tulajdonképpen olyan folyamatpárról van szó, amely egymástól elválaszthatatlan. Néha még a száraz éghajlatokon is túlsúlyba kerülhet a kilúgzás a rövid ideig tartó csapadékos időszakokban, hogy aztán a hosszú száraz időszakban megforduljon a talajban a nedvességmozgás, és az elpárolgó vízből kivál­ janak az oldott anyagok, lejátszódjon a felhalmozódás (vö: 363. és 364. ábra).

690

Agyagosodás-agyagbemosódás (lessivage) A magmás kőzetek ásványai keletkezésükkor egyensúlyban voltak környezetükkel, de felszínre vagy felszínközeibe kerülve instabillá váltak. A mállás folyamata új egyensúlyi állapot létrejöttét jelenti, amelynek az agyagásványok a végtermékei. Az agyagfogalom olyan mérettartományt jelöl (0,002 mm-nél kisebb átmérőjű szemcsék frakciója), amelynek anyagi minőségére jellemző az agyagásványok dominanciája. A talaj képződés során az alapkőzet ásványainak mállásával több-kevesebb agyag keletkezik. Ez az agyagosodásnak nevezett folyamat akkor is lejátszódik, ha az alapkőzet már tartalmazott valamennyi agyagot. Az agyagosodás folyamatát ebben az esetben egzakt vizsgálattal bizonyíthatjuk: a talaj és a talajképző kőzet agyagtartal­ mának meghatározásakor a talajban több agyagot tudunk kimutatni, az agyagásvá­ nyok a talaj szintekben frissebbek, jobban kristályosodottak, mint az alapkőzetben. Mindez a szervetlen és biogén mállás együttes hatásának eredményeként megy végbe. Az agyag 'jelenléte a talajban a termékenység szempontjából előnyös. Kolloid tulajdonságai révén a tápanyag- és vízgadálkodásban a humusz mellett a legfonto­ sabb szerepet tölti be. Hátrányos hatását csak akkor tapasztaljuk, ha mennyisége nagyon nagy, mivel ebben az esetben levegőtlenséget, erős duzzadásos-zsugorodásos folyamatokat okoz. Az agyagrészecskék savas pH-jú környezetben, nedves viszonyok között elmozdul­ hatnak a talaj szelvényben. Anélkül, hogy kémiailag megváltoznának, az A szintből a B szintbe vándorolnak, és ott felhalmozódnak. Ezt a folyamatot agyagbemosódásnak vagy agyagvándorlásnak nevezzük. A nemzetközi szakirodalom - általánosan elfogadott és széles körben elterjedt szakkifejezéssel - lessivage-nak (ejtsd: lesszivázs) jelöli. Az agyagvándorlás eredményeként a B szint szerkezeti elemeinek felületén agyaghártyák képződnek, és ennek alapján a folyamat felismerhető. A lessivage laboratóriumi kimutatása a textúrdifferenciálódási hányados meghatározásával törté­ nik. Ennek az a lényege, hogy meghatározzuk az A és B szint agyagtartalmát, majd a B szintre kapott értéket osztjuk az A szintre kapott adattal. Ha ez 1,5 körüli vagy annál nagyobb érték, az agyagbemosódás lejátszódott. Az 1,2-1,5 közötti eredmé­ nyek gyenge agyagbemosódásra utalnak. Az agyagbemosódás leggyakrabban a mérsékelt övi lombos erdők alatt képződött[ talajokban, gyengén nedves éghajlaton játszódik le, de kísérő folyamatként bármely nedves területen végbemehet.

Podzolosodás Erősen savanyú környezetben, nedves viszonyok között az egyébként stabil agyag­ ásványok kémiailag is megváltozhatnak, alkotóelemeikre eshetnek szét. Az alkotóele­ mek közül az alumínium és a vas oxidok formájában, kolloidális állapotban elmozdul az A szintből, a kovasav viszont az eredeti helyén marad. Az alumínium és vas a 691

B szintben halmozódik fel oxidok, kisebb arányban hidroxidok formájában. Elég gyakori eset, hogy a két fém humuszmolekulákkal komplexeket alkot, amelyek vízoldhatók, így az A szint egyik alszintje (az A2, amelyet újabban E szintnek jelölnek) humuszban is elszegényedik. Az eluviális szintet (A2 vagy E) csaknem kizárólag kovasavpor alkotja, így világosszürke, majdnem fehér színe feltűnően kiviláglik a fölötte elhelyezkedő szürke vagy sötétszürke A1 szint és az alatta található vörösbar­ na B1 szint közül. A tűlevelű avar különösen kedvez a podzolosodás létrejöttének, mivel a humiíikáció során igen savanyú humuszanyagokká alakul át, és eközben olyan vegyületek is képződnek, amelyek az agyagásványok szétesését elősegítik. A folyamat legtipikusabban a boreális tűlevelű erdők alatt játszódik le, de végbe­ mehet a trópusokon is, ha a feltalajban kevés a kolloid.

Glejesedés A talaj szelvényen belül az erősen nedves éghajlat miatt vagy a magas talajvízállás i hatására, esetleg a talajszintek szélsőségesen különböző vízvezetése következtében időszakosan vagy tartósan levegőtlen viszonyok léphetnek fel. Az anaerob körülmé­ nyek a vegyértékváltó fémek redukcióját eredményezik. Ehhez a folyamathoz, ame­ lyet glejesedésnek nevezünk, hozzájárulnak az anaerob baktériumok is. Az oxigénhiány alapvetően két fém, a vas és a mangán redukcióját okozza. Amikor a talaj valamelyik szintjéből a víz kiszorítja a levegőt, és ezáltal oxigénhiány lép fel. az FeIII- és a MnIII, IV-oxidok redukálódnak. Az így redukált két fém huminsavakkal vagy mikrobiális anyagcseretermékekkel komplexeket alkot, amelyek a talaj szelvény­ ben vándorolhatnak. Az Fe11 a komplexekből kiléphet, és más ionokkal nehezen oldható ferrovegyületekké alakulhat. Leggyakoribb ilyen vegyületek: a zöld FeI,I, IIIhidroxid, a sziderit (FeCO3) és a vivianit (Fe3/P04/2 * 8H20), amely a levegőn megkékül. Kisebb arányban a fekete vas-szulfid (FeS és FeS2) és a redukált mangán vegyületei társulhatnak hozzájuk. Ezek a vegyületek a talaj alapszínétől élénken elütő ún. „talajidegen” foltokat: glejfoltokat alkotnak. A talajokban a glejesedésnek alapvetően két formáját különböztetjük meg. A valódi glejesedés során a talajnak legalább egy rétege állandó vízhatás alatt van, az álglejesedés (pszeudoglejesedés) akkor jön létre, ha a talajszelvényen belül a kilúgzási és felhalmozódási szint vízvezető képessége között nagyon nagy a különbség, és a rossz vízáteresztésü szint fölött csapadékosabb időszakokban pangó víz alakul ki.

692

Savanyodás-lúgosodás A humifikációval kapcsolatban szóltunk arról, hogy a folyamat eredményeként fulvosavak, himatomelánsavak, huminsavak keletkeznek. A termelődő humuszsavak összetételét, végső soron a savasság mértékét nagyban befolyásolja az avar minősége, vagyis az a tény, hogy milyen fajok elhalt növényi részei alkotják. A tűlevelű avarból pl. erősen savanyú humusz keletkezik. Ezeken kívül a talajmikrobák is többféle szerves'sávat juttatnak a környezetükbe. A magasabb rendű növények életműködése­ ik során ugyancsak termelnek savakat (pl. gyökérsavak). Ezeknek a talajban lejátszó­ dó biológiai folyamatoknak eredményeként a talajoldat elsavanyodik. Még erőtelje­ sebb lehet a savanyodás, ha a talaj ásványi anyagai protonleadásra képes vegyületeket tartalmaznak, és nincs mellettük lúgosán ható alkotórész. így’ pl. ha a talajból a kilúgzás hatására eltávozik a CaCO3, megszűnik a savasságot tompító legfontosabb hatás. A CaCO3 oldódásakor ugyanis karbonát, majd hidrogénkarbonát-ionok vál­ nak szabaddá, miközben hidroxilionok kerülnek az oldatba. A folyamat a következő­ képpen játszódik le:

A hidroxilionok a savasság tompításában fontos szerepet játszanak! Hadnagy mennyiségű (5 10%) CaCO3 van a,talajban, a talajoldat lúgos pH-t mutat. A lúgosodás fokozódását néhány más só is okozhatja. Ilyenek különösen a szikes talajokban halmozódnak fel nagy mennyiségben. Ezek a talajoldatot ellúgosító sók a kémiai mállás során keletkeznek, s legtöbbször a talajvíz közvetítésével (1. Szikesedés c. fejezet) kerülnek a talajszelvénybe. Az egyik legerősebb lúgosító hatása a szódának (Na2CO3 van. A talaj aktuális pH-ját végső soron a talajban ható savanyodási és lúgosodási folyamatok aránya határozza meg. A nedves viszonyok között ható kilúgzás a savanyodás fokozódása irányában hat, a száraz viszonyok viszont a lúgosán ható talajtani folyamatoknak kedveznek.

Karbonátosodás (szerozjomképződés) A karbonátosodás meleg száraz, éghajlatú területeken jellemző folyamat. A csapa­ dékösszeg 125-250 mm között változhat, időbeli eloszlására pedig egy gyenge tavaszi vagy tél végi maximum jellemző. A növényzet gyér, efemerekből, geofitákból és szárazságtűrő egyéves füvekből áll, amelyeknek nagyon rövid a vegetációs időszaka (márciustól május közepéig). Ezért nagyon kevés a szerves maradvány a talajban és a talajon is. 693

A talajképző kőzet CaCO3-tartalmú lösz vagy lösszerű üledék. A viszonylag nedves tavasszal a mikroorganizmusok aktívak, a növényi maradvá­ nyok humifikálódnak. A humifikáció intenzitása azonban nem közelíti meg a nedves vagy félig nedves területek hasonló folyamatának intenzitását. A külső feltételek alig teszik lehetővé az agyag-humusz komplexek képződését, ezért a huminanyagok bioló­ giai lebontása (ásványosodás) gyorsan lejátszódhat. A humusztartalom ennek követ­ keztében nagyon csekély, 1 % körüli. A kevés csapadék miatt a CaCO3 nem oldódhat ki a feltalajból, sőt a hosszú forró nyarakon a felső talajszint erős átmelegedése miatt a talajoldatok felfelé áramlanak, és a feltalajban - egyes esetekben a felszínen is kikristályosodnak a könnyen oldható Ca-sók („mészkéreg” képződése). A talajszel­ vény pH-ja ennek következtében 8,0-9,5 között változik. A szelvény alsó részén (kb. 1 m mélyen) gipszkiválások jelennek meg, s ennél mélyebben más könnyen oldható sók is előfordulnak. Az így keletkezett talajt szerozjomnak (xerosolnak) nevezik.

Csernozjomképződés A csernozjomképződés folyamatának egy éghajlati és egy növényzeti feltétele van. A mérsékelt övezetben a nedves és száraz éghajlat közötti átmenet zónájában, ahol az ún. egyensúlyi talajvíz-gazdálkodási típus dominál, játszódik le legtipikusabban a csernozjomosodás, de végbemegy enyhén szemiaridus környezetben is. Az évi csapa­ dékösszeg a csernozjomképződés helyein 350-500 mm, a csapadékmaximum nyár elején van. A tél viszonylag hosszú és hideg. Ebben az övben az eredeti vegetáció sztyepp volt, amelyet ma már alig találunk meg eredeti formájában, mivel a mezőgaz­ daság messzemenően kiaknázza e területek rendkívül kedvező termőhelyi adottságait. Már szóltunk arról, hogy a humuszképződés minden talaj kialakulásának elenged­ hetetlen feltétele. A csernozjomképződésnél ez jelenti a meghatározó folyamatot, így ennek specifikumairól szólnunk kell. A szerves anyag elbontását végző mikroorganiz­ musok tevékenysége a hideg és a száraz időszakokban korlátozott, ezért a szerves anyagok mineralizációja lassan játszódik le, a humuszanyagok felépítése viszont végbemegy. Ennek eredményeképpen nagy mennyiségű humusz képződik. A csernozjomképződésben fontos szerepe van az évente elhaló lágyszárúak gyöke­ reinek, amelyek az elhalt növényi részek tömegének 70-90%-át adják. A talajszelvényt behálózzák (a feltalajban igen sűrűn, lefelé haladva ritkábban), és a humifikáció alapanyagát adják. A tipikus csernozjomszelvényen belül a gyökérsűrűség és a hu­ musztartalom vertikális eloszlása szoros kapcsolatot mutat (365. ábra). Jellemző továbbá a talajfauna igen nagy aktivitása, ami a talajszintek közötti szervesanyagátkeverést segíti elő. A csernozjomképződés leggyakoribb kiinduló ásványi anyagai bázisgazdagok (lö­ szök, áttelepített löszök, ritkábban CaCO3-tartalmú homokok). Ennek eredménye­ képpen a talajszelvény pH-ja 7 körül van. 694

A csernozjomképződés évszakosan a következőképpen játszódik le. A tél végi hóolvadás és a kora tavaszi esők hatására a talajba szivárgó víz a feltalajban csaknem teljesen feloldja a CaCO3 -ot, és mélyebb szintbe szállítja (50-100 cm). A növényzet a kedvező nedvességellátottság, az optimális pH és a gazdag tápanyagtartalom miatt gyors fejlődésnek indul. Több vegetációaszpektus következik egymásra, majd július közepétől a növények kezdenek elszáradni. A talaj nedvességtartalma erősen lecsök­ ken, a talaj jól szellőzötté válik, így benne aerob feltételek dominálnak. A humuszosodás során keletkező huminsavak a vassal és az agyagásványokkal organominerális komplexeket képeznek. Ez a forma megakadályozza a mikrobiális lebontásukat. A humuszszintézis alapanyagait nemcsak az elhaló növényi részek szolgáltatják, hanem a baktériumok és gombák széteső sejtanyagai is. Mindezek eredményeképpen nagy mennyiségű és jó minőségű humusz képződik, amelyet a talajfauna többé-kevésbé elkever. A humusztartalom görbéje azonban a gyökerek talajon belüli tömegelosz­ lását követi. A magasabb rendű talajlakó állatok (ürge, hörcsög stb.) felhagyott járatait kitölti a belehulló humuszos A szint anyaga, így azok a B szintben sötétszürke vagy fekete foltokként jelennek meg. Ezek a krotovinák, amelyek a csernozjomok jellemző talajmorfológiai elemei.

365. ábra: A gyökérsűrűség és a humusztartalom közötti kapcsolat csernozjomtalaj szelvényében

A száraz időszakban a talajoldatok felfele áramlanak, és betöményedve a bennük oldott CaCO3 mikrokristályos formában kiválik: a szerkezeti elemek felületén penésszerű bevonatot képez. Ezt a bevonatot mészlepedéknek nevezzük. A szénsavas mész dinamikája azonban az alapkőzet CaCO3-tartalmától és az éghajlattól függően erősebb is lehet. A talaj B szintjében nagyobb méretű konkréciók is kialakulhatnak. Az ún. karbonátos szint eléggé eltérő mennyiségű CaCO3-ot tartalmazhat. 695

Deszilikátosodás-lateritesedés Az állandóan és a váltakozóan nedves forró éghajlaton mind a szervetlen mállási folyamatok, mind a biogén mállás olyan intenzív, hogy ott alig fordulnak elő elsődle­ ges ásványok, mivel kémiailag átalakulnak. Olyan másodlagos ásványok uralkodnak a talajokban, mint a hematit, a gibbsit (hidrargillit) és kaolinit. A túlzott nedvesség miatt igen erős a kilúgzás folyamata, amely már nem csak a vegyületek oldódását, szállítását és oldatból való kiválását eredményezi, hanem ké­ miai változások sorozatát is. E változásokban az alkáli- és földalkáliionok kimosódása mellett lényeges folyamat az elsődleges és másodlagos szilikátokból kioldott kova­ sav elszállítása, vagyis a deszilikátosodás folyamata (366. ábra). A kimosódott SiO2 mélyebb szintekben mint másodlagos kvarc (opál) válik ki. A folyamat során keletke­ zett szabad szeszkvioxidok (Fe2 O 3, A12 O 3) a feltalajban maradnak, így ott arányuk nő. A feltalajnak ezt a szeszkvioxidokban való gazdagodását ferrallitosodásnak vagy lateritesedésnek nevezzük.

366. ábra: A deszilikátosodás lépcsőfokai a trópusi övezetben (Ganssen, R. nyomán - módosítva) 696

A két folyamat tehát egymástól elválaszthatatlan, egymást kölcsönösen feltételezi. A folyamatpárhoz a szerves anyagok igen gyors ásványosodása társul, ami azt a paradoxnak tűnő állapotot idézi elő, hogy a Föld legnagyobb szervesanyag-termelő növénytársulása, a trópusi esőerdő alatt a talaj humuszanyagokban szegényebb, mint pl. egy mérsékelt övezeti csernozjom vagy akár egy barnaföld.

Vertisolképződés (tirsképződés) A trópusi szavannák és sztyeppek egyik jellegzetes talaj képződési folyamata a vertisolképződés, amit a régebbi talajtani-talajföldrajzi munkák tirsképződésként írnak le. Mai felfogás szerint intrazonális talaj képződési folyamatnak tartjuk, mivel az éghajlati feltételen kívül (trópusi váltakozóan nedves éghajlat) a szokásosnál nagyobb szerepe van a helyi talajképződési tényezőknek. A vertisolképződés feltétele a montmorillonit típusú agyagásványok nagyarányú jelenléte a talajban. (A nedvesebb változatokban kisebb mennyiségű kaolinit is talál­ ható.) A folyamatot lényegesen befolyásolják a domborzati viszonyok is: a homorú felszínformák, a kis relatív magasságkülönbségekkel jellemezhető síksági területek, a lejtők alsó szakaszai - vagyis azok a helyek, ahol a nedves időszakban felszíni hozzáfolyás lehetséges - a vertisolképződés tipikus helyei. A táguló rácsú agyagásványok a nedves időszakban a talajanyag erőteljes duzzadá­ sát eredményezik, majd a száraz időszakban az ugyancsak erős zsugorodás a talajban sürü repedéshálózatot hoz létre. Ezek a repedések 2 m-nél is mélyebbre hatolhatnak, és a szél vagy a hirtelen záporok hatására a feltalaj részecskéi beléjük hullanak. Az újabb nedves időszakban záródnak a repedések, és a korábban lehullott talajszemcsék anyagtöbblete óriási belső nyomást eredményez a talajon belül, amelynek eredője felfelé irányul, így a talajszelvényen belül a talajrészecskék évszakos ritmusban lefelé majd felfelé vándorolnak, a talajszintek keverednek. Ennek eredménye, hogy a talaj­ szelvény alig differenciált, legtöbbször sötét színű (fekete, feketésszürke). A sötét szín ellenére a humusztartalom csekély (1-2%). A humusz a sötét színű huminok, a nátriummal és magnéziummal, ill. az agyagásványokkal kapcsolódó humuszanyagok formájában van jelen, s ezek okozzák a sötét színt. A vertisolokat a színbeli hasonlóság miatt „trópusi csernozjomnak” is szokták nevezni. Ez azonban helytelen, mert a csernozjomképződéstől lényegesen eltér a vertisol kialakulása. Az utóbbinál gyengébb a humuszosodás, hiányoznak az állatjá­ ratok, viszont nátrium-humát és nátriumsók képződnek benne, amelyek a csernozjomokból hiányoznak. A vertisolokra jellemző nagymértékű talajzsugorodás, -duzza­ dás váltakozása sem tipikus a csernozjomokban.

697

Szikesedés (sós talajok képződése) A szikesedés intrazonális talajképződési folyamat, amely többféleképpen lejátszód­ hat, de lényege mindig a vízoldható sók felhalmozódása a talajban. Éghajlati feltétele a száraz vagy félig száraz éghajlat. Ha ez a feltétel adott, a folyamat a következő formákban mehet végbe. Különösen a szubtrópusi-trópusi sivatagi és félsivatagi területeken fordul elő az az eset, hogy a mállás során keletkezett sókat a nagyon kevés csapadék nem tudja a feltalajból mélyebb szintbe szállítani. Legfeljebb a feltalajban játszódik le a sós rétegek kisebb-nagyobb differenciálódása. A talajvíz mélyen van, nincs hatással a talajképződési folyamatra. Ilyen esetekben a szikesedés feltétele a könnyen málló, könnyen oldódó sók képződésére alkalmas kőzetek felszíni jelenléte. A sós talajok kialakulásának másik (gyakoribb) útja a talajvíz hatásával függ össze. Feltétele a talajvíz felszínközelsége és jelentős sótartalma. A félszáraz vagy száraz éghajlaton az evapotranspiráció nagy mennyiségű nedvességet von el a talajból, ami a talajvíz felől, a kapilláris övből pótlódik. A nedvességáramlás a talajvíz felől a felszín felé irányul, s a szállított sók egy része kiválik a betöményedő oldatból - a sók minősége szerint is különböző sorrendben és mélységben. A sófelhahnozódás maximuma alapján kétféle szikes típust különböztetünk meg: a szoloncsákban ez a feltalajban (az A szintben) van, a szolonyecben a B szintben. A sós talajok képződésének harmadik formája a lefolyástalan medencékre jellemző, s a folyamatot takírosodásnak nevezik. A hegyek felől a nagy intenzitású esők agyagés humuszrészecskéket, valamint vízben oldott sókat szállítanak a medencék belseje felé, amelyek a belső síksági területeken akkumulálódnak. Az agyagfrakcióban gaz­ dag talajanyag kiszáradáskor erősen repedezik, és a repedésrendszer poligonális struktúrát vesz fel. Ez a jellegzetes takír, amelyet a szerzők egy része nem tart talajnak. Nincsenek talajszintjei, csupán az akkumuláció folyamán alakul ki benne rétegzett­ ség. A felszíni kb. 10 cm-es agyagréteg alatt sós-agyagos réteg következik, amely mindenekelőtt sok gipszet tartalmaz.

Talajosztályozás-talajrendszerek Genetikus-talajföldrajzi szemléletű osztályozás A „genetikus” kifejezés a talajfejlődésre utal, a „talajföldrajzi” pedig arra a tényre, hogy a talajok fejlődése a földrajzi tényezők függvényében játszódik le. A talajfejlő­ désben a földrajzi tényezők közül kitüntetett szerepe van az éghajlatnak, ezért az ilyen szemléletű talajrendszerezést a „klímagenetikus” jelzővel is szokták illetni. 698

Dokucsájev, V. V. munkássága megteremtette a genetikus-talajföldrajzi szemléletű talajrendszerezés alapjait. Tanítványai és követői a későbbiek során pontosabbá tették, finomították ezt a rendszert, s különösen a talajgenetikában alkottak sok újat. A századelő ilyen szellemben dolgozó talajtanosai közül Szibircev, N. M. nevét kell kiemelnünk, s e felfogáshoz Európában az elsők között csatlakozó Treitz Péterét. A 60-as években a Szovjetunióban egyoldalúvá vált a genetikus-talajföldrajzi osztá­ lyozás - a talajföldrajz rovására. Kovda, V. A. és szerzőtársai (1967) a „történeti-gene­ tikus” elveket túlhangsúlyozva alkották meg rendszerüket. Rozov, N. N. és Ivanova, E. N. (1968) talajosztályozása pedig már eltávolodást jelent a genetikus-talajföldrajzi elvektől. A hazai szakemberek közül Stefanovits P. (1962, 1964, 1975) képviseli legkövetke­ zetesebben ezt a kutatási irányt. Munkái nemzetközi elismerést arattak. A genetikus-talajföldrajzi szemléletű osztályozás a talajokat élő, változó-fejlődő rendszernek tekinti. Egy talajnak az adott földrajzi helyen is van fejlődéstörténete: az egyszerű felépítéstől a bonyolultabb, differenciáltabb felépítés felé halad, egyre több folyamat lép be a talaj formálásába. Kitűnően illusztrálja ezt a felfogást Stefanovits P. (1975) barna erdőtalajokra vonatkozó ábrája (367. ábra). A barna erdőtalajok a mérsékelt övi lombos erdők zonális talajai. Ezen belül a fejlődés legalacsonyabb szintjét képviseli a karbonátmaradványos barna erdőtalaj, amelyben a humuszosodás mint alapvető talajképződési folyamat mellett csak gyenge kilúgzás érvényesül, így a karbonátok nem távozhattak

367. ábra: Talaj dinamikai folyamatok sorrendje és társulása a barna erdőtalajok fejlődése során (Stefanovits P. nyomán - módosítva) 699

el a talaj szelvényből. A csernozjom barna erdőtalajban már jellemző folyamattá válik a kilúgzás, és kísérő folyamatként megjelenik az agyagosodás. Ez utóbbi a barnaföld­ ben válik jellemző folyamattá, majd a talajfejlődés újabb szintjét jelenti az agyagbemo­ sódás, amely az agyagos részek vándorlását jelenti az A szintből a B szintbe, és az agyagbemosódásos barna erdőtalaj képződésének jellemző folyamata. A talajképző­ dés körülményeinek változásával (fokozódó kilúgzás, erősödő savanyodás) az agya­ gos részek kémiailag is megváltoznak, szétesnek. Ez az agyagszétesés a podzolos barna erdőtalaj képződésének jellemző folyamata. E fejlődés során a fejlettebb tala­ jokban mindig lejátszódnak az alacsonyabb szintekben már uralkodóvá váló folya­ matok is, tehát egyre sokrétűbb lesz a talaj képződés, és ez legtöbbször a talaj szintek fokozottabb differenciálódásában is megnyilvánul. A talajok nemcsak keletkeznek, fejlődnek, hanem a körülmények változásával el is pusztulhatnak. A vízerózió, a defláció vagy a jég pusztító munkája teljesen megsem­ misítheti a talajtakarót. Ez utóbbira jó példa a pleisztocén belföldi jégtakaró talaj­ pusztító hatása, amely pl. egész Észak-Európa talajtakaróját megsemmisítette. A jég visszahúzódása után újra megindult a talajképződés - a legegyszerűbb ún. váztalajok­ tól a mai differenciáltabb talajokig. A leírtakból az is világosan kitűnik, hogy a talajok fejlődése-pusztulása a földrajzi tényezők változásának függvényében játszódik le, s e tényezők közül kiemelkedő

368. ábra: A talaj mint nyílt rendszer fejlődése a környezet változásai hatására, t1, t2, t3 = kü­ lönböző geológiai időpontok. (További magyarázat a szövegben) 700

jelentősége van az éghajlatnak (1. Éghajlat c. fejezet). Mindezt rendszerszemléletű megközelítésben a következőképpen értelmezhetjük. A talaj mint nyílt rendszer sok szállal kapcsolódik környezetéhez, bonyolult anyag- és energiakicserélődési folyama­ tok zajlanak le a talaj és környezete között, valamint a talajon belül is (368. ábra). A környezet időben változik: t1; t2 és t3 időpontok más-más geológiai időszakot jelentenek, amelyek eltérő talaj képződési feltételekkel jellemezhetők. Az ábrán feltün­ tetett anyag- és energiabevételek, ill. -veszteségek a környezet változásával párhuza­ mosan változnak, s módosulnak a talajon belüli folyamatok is egy dinamikus egyen­ súly beálltáig. Mindezek eredményeképpen a talajban belső differenciálódás, átalaku­ lás megy végbe, amely végül a talajtípus megváltozásához vezet. A talajosztályozás legmagasabb egységét a magyar nevezéktan főtípusnak jelöli. Ezek szerint egy főtípusba a hasonló éghajlati körülmények között kialakult, egy adott éghajlati zónára vagy nagyobb régióra jellemző talajtípusok tartoznak. Egy talajtípusba, azokat a talajokat soroljuk, amelyek hasonló környezeti tényezők együt­ tes hatására alakultak ki, a talajfejlődés során hasonló fejlődési állapotot értek el, és egyazon folyamattársulással jellemezhetők - ezért minden lényeges tulajdonságuk is hasonló. Alacsonyabb rendszertani kategóriák: az altípus, változat, helyi változat, csoport. Ezekkel a továbbiakban nem foglalkozunk, hiszen a Föld talajainak áttekintéséhez, a földrajzi összefüggések bemutatásához a főtípus szintű elemzés elegendő. Néhány esetben a fontosabb típusokról is szólunk. Végül meg kell említenünk, hogy a külföldi szakirodalomban a talaj rendszertani kategóriák használata kisebb-nagyobb mértékben szinte országonként eltér egymás­ tól, még az azonos elvek alapján született talaj rendszerekben is. így pl. egyes szovjet szerzők a főtípussal azonos értelemben használják a típus megnevezést, a németek a típus kategória fölött típuscsoportokról és osztályokról beszélnek.

Talajosztályozás az USA-ban Dokucsájevtől függetlenül a múlt század végén és a XX. hasonló elvek szerint készítettek talajrendszereket az USA talajtanosai.

sz.

elején

alapjaiban

Marbut, C. F. (1928) volt az első neves kutató, aki a genetika elvét félretette, és csupán a talajtulajdonságok egzakt leírására alapozta talajosztályozását. Rendszerében a talajok két fő csoportra oszthatók: apedalferekve és a pedocalokra.. A pedalferek olyan talajok, amelyek­ ben a szeszkvioxidok (Fe2 O 3 + A12 O 3) nagyobb arányban vannak jelen, és alapvetően megha­ tározzák a fontosabb talajtulajdonságokat. Ezzel szemben a pedocalokban karbonátfelhalmo­ zódás jellemző. A földrajzi tényezőktől azonban ez a csoportosítás sem független, hiszen a pedalferek nedves vagy félig nedves viszonyok között jönnek létre, míg a pedocalok a száraz és félig száraz tájak talajai. Marbut tekintélyét tükrözi, hogy e csoportosítás még a mai tankönyvekben is előfordul. 701

Baldwin, Μ. (1938) rendszere ismét a genetikai-talajföldrajzi elveken alapult, és jól tükröző­ dött rajta a nemzetközi tekintélyű szovjet talajtan hatása. 1951-től gyökeres változás következett be a talajrendszerezésben. A genetikai és talajföldraj­ zi elveket figyelmen kívül hagyva, rendkívüli vizsgálati háttérrel „komputerizált” talajosztályo­ zást valósítottak meg. Smith, G. és munkatársai tíz éven át dolgoztak rajta, és több közelítéssel jutottak el a gyakorlatban is használható formához, amelyet „7. közelítés” néven 1960-ban publikáltak. Ezt kisebb módosításokkal mind a mai napig használják. Véglegesnek tekinthető változata U. S. D. A.-talajrendszer néven vált ismertté (U. S. Department of Agriculture = U. S. D. A.). A rendszertani kategóriák hat szintjét különböztetik meg: 1. rend, 2. alrend, 3. nagy csoport, 4. alcsoport, 5. család, 6 . sorozat. Összesen 10 talajrend van, amelyekbe az ún. diagnosztikai szintek megléte vagy hiánya, valamint egyéb, szubjektív módon meghatározott diagnosztikai tulajdonságok alapján sorolják a talajokat. A diagnosztikai szintek (epipedonok) egzakt vizsgálatokon nyugvó kritériumok alapján határozhatók meg. Az ún. „mollic epipedon” kritériumai pl. négy gépelt oldalt tesznek ki, és hasonlóan bonyolult a többi diagnosztikai szint meghatározása is. Az U. S. D. A. klasszifikációja rendkívül merev, statikus felfogásban megalkotott talaj rendszer, amely mindennapi mezőgazdasági célokra bevált, hisz rendkívül sok egzakt talajvizsgálatra van szükség egy-egy rendszertani kategória azonosításához. A szerzők azonban a talajképző tényezőkre és a talajfejlődésre, vagyis a földrajzi szempontokra gyakorlatilag semmilyen figyelmet sem fordítottak. Úgy is fogalmazhatunk, hogy e felfogás képviselőit csupán az érdekli, mi van a talajban, az adott időpontban milyenek a tulajdonságai. Azt viszont, hogy hogyan alakult ki, és a környezeti változások hatására milyenné fog fejlődni, nem tartják fontosnak.

A FAO-talajrendszer A FAO és az UNESCO szakemberei olyan talajrendszert alkottak meg, amely ma a legszélesebb körben elterjedt, nevezéktana nemzetközi szakmai körökben elfoga­ dott. Az egyszerűség kedvéért a továbbiakban FAO-talajrendszer vagy FAO-talajosztályozás néven fogjuk említeni. A rendszer kompromisszumos eredménye: egyesíti magában az USA talaj osztályozásának alapelveit a klímagenetikus osztályozás fonto­ sabb szempontjaival, sőt figyelembe veszi több nemzeti talajrendszer sajátosságát, nevezéktanát is. Ilyen formában mind elveiben, mind a nómenklatúrájában hetero­ gén. Legfontosabb alapelvében követi az U. S. D. A. rendszerét, ugyanis a talajokat diagnosztikai szintek és tulajdonságok megléte vagy hiánya alapján csoportosítja. Ezek a diagnosztikai szintek azonban több klímagenetikus elemet tartalmaznak, mint a „7. közelítés”. 702

A legfontosabb diagnosztikai szinteket - erősen leegyszerűsítve - az alábbiakban jellemez­ zük. Mollic A szint: fejlett szerkezetű, sötét színű, 50 V%-nál telítettebb, 10 cm-nél vastagabb talaj­ szint, humusztartalma minden esetben 1%-nál nagyobb. Umbric A szint: színe, humusztartalma és vastagsága hasonló a mollic A szintéhez. Eltérés a telítettségben mutatkozik, amely 50 V%-nál kisebb, valamint szerkezetében, mert szárazon tömör és kemény. Histic H szint: felszínen vagy annak közelében vízzel minden évszakban telített, nagy szervesanyag-tartalmú szint. Ochric A szint: színe az előzőknél világosabb, szervesanyag-tartalma 1%-nál kisebb a felső 40 cm-es talajszint átlagában. Albic E szint: olyan kilúgzási szint, melyből az agyag és a szabad vas-oxidok kimosódtak. A szint színét döntően az elsődleges homok- és porrészecskék szabják meg: általában világos színű. Argillic B szint: bemosódott agyagásványokat tartalmazó szint, mely általában egy kilúgzási szint alatt képződött, több agyagos részt és több finom agyagot tartalmaz, mint a kilúgzási szint. Agyaghártyákat találunk a leggyakrabban hasábos, prizmás szerkezeti elemek felüle­ tén. Natric B szint: az argillic B szintre jellemző tulajdonságokon kívül jellemzője, hogy nagy a nátriumtelítettsége, szerkezete gyakran oszlopos. Cambic B szint: egy olyan mállott szint, amelynek nincs olyan sötét színe, valamint olyan nagy szervesanyag-tartalma, mint amilyen a mollic, umbric vagy histic szintnél. Nincs benne cementálódás vagy megszilárdult réteg, és nedvesen nem törékeny konzisztenciájú. Spodic B szint: kifakult kilúgzási szint alatt elhelyezkedő talajszint, vas- és alumíniumtartalma miatt vöröses színű, agyaghártya nem található benne, pH-ja savanyú vagy erősen savanyú. Oxic B szint: olyan, legalább 30 cm vastag felhalmozódási szint, amelyből hiányoznak az argillic, ill. a natric B szint jellemzői, és homokos vályog vagy annál könnyebb mechanikai összetételű. Legfeljebb nyomokban található benne földpát, csillám, vulkáni üveg, vasmagnézium-tartalmú szilikát és vízzel diszpergálható agyag. Calcic szint: másodlagosan feldúsult karbonátfelhalmozódásból áll. Vastagsága meghaladja a 15 cm-t, CaCO3-tartalma több mint 15%, és legalább 5%-kal több benne a CaCO3, mint a C szintben. Gypsic szint.a másodlagos kalciumszulfát-felhalmozódás szintje. Több mint 15 cm vastag, és legalább 5%-kal több gipszet tartalmaz, mint a C szint vagy az alatta fekvő más réteg. Salic szint: legalább 15 cm vastagságban olyan sók halmozódtak fel benne, melyek vízben jobban oldhatók, mint a gipsz. Legalább 2% sót tartalmaz, és a sótartalom, valamint a rétegvastagság szorzata nagyobb, mint 60. Plinthic szint: szeszkvioxidokban gazdag, humuszanyagokban szegény, agyag, kvarc és más hasonló anyagok erősen mállott elegye. Lemezes, sokszögű vagy lencsés rétegekből áll, melyek az ismétlődő nedvesedés és kiszáradás következtében kemény hardpanná vagy szabálytalan aggregátumokká alakulnak. A szint jellemzője a vörös márványozottság. Gleyic szint: kifejezetten nedves feltételek között képződő, a felszíntől legalább 50 cm mélység­ ben található, kékes színéről felismerhető talajszint. A színe levegőn való állás után megvál­ tozhat. Jellemző lehet a gleyic szint tarkasága, alacsony chroma értékekkel. A rendszer létrehozói diagnosztikai szinteken kívül még több diagnosztikai tulaj­ donság kritériumait is meghatározták. A talajokat oly módon sorolják be az egyes rendszertani egységekbe, hogy egzakt vizsgálatokkal eldöntik, milyen diagnosztikai szintek és tulajdonságok fordulnak elő 703

bennük. A diagnosztikai szintek és tulajdonságok használhatóságát a talajrendszerta­ ni egységek elkülönítésére az biztosítja, hogy az osztályozási rendszer a talajgenetika általános elvein alapul. Megalkotásakor figyelembe vették, hogy a talajszintek tulaj­ donságait a talajképző folyamatok hozzák létre. Hozzá kell azonban tennünk, hogy ezt az elvet nem sikerült a talajrendszer egészében következetesen érvényre juttatni. A FAO-klasszifikáció legmagasabb rendszertani kategóriája nem felel meg egyetlen más talajrendszer kategóriáinak sem, ily módon nehezen lehet azokkal összehasonlí­ tani. A 26 fő talajcsoport rövid jellemzését a 43. táblázatban ismertetjük, s feltüntetjük az U. S. D. A.-talajrendszer szerinti megfelelőjüket, valamint a klímagenetikus talaj­ rendszerekben előforduló főtípus - esetenként típus - megnevezéseket is, amelyek az adott FAO-talajcsoporttal többé-kevésbé szinonim értelemben használatosak. Az ismertetett elvi különbségek és a rendszertani kategóriák eltérései magyarázzák, hogy néhány „hagyományos” talajnév több FAO-talajcsoporthoz is tartozhat.

A földrajzi övék talajai A talajföldrajz tárgya. Zonális, intrazonális és azonális talajok A talajföldrajz az általános talajtan egyik önálló tudományterülete. Alapvető fel­ adata, hogy vizsgálja a talajok földrajzi elhelyezkedésének törvényszerűségeit globális, kontinentális, regionális és lokális léptékben egyaránt. Ennek a feladatnak csak úgy tud megfelelni, ha a talajgenetikai-talajföldrajzi szemléletet követve a területi törvényszerűségeket a talajképző tényezők ( = környezeti tényezők) hatásaival összefüggés­ ben, korszerű kutatási módszerekkel tárja fel. A talaj ugyanakkor maga is fontos geofaktor; termékenysége, anyag- és energiaátalakító képessége révén a természeti tájakban többféle funkciót tölt be. A modern talajföldrajz e funkciók vizsgálatát, területi különbségeik feltárását is célul tűzi maga elé. Jelenlegi feladatunk a Föld talajainak áttekintése, így a globális léptékű megközelí­ tést követjük, s csak időnként utalunk fontosabb kontinentális, regionális vagy lokális léptékű összefüggésekre. A globális talajföldrajzi törvényszerűségek közül a zonalitás törvénye a legfonto­ sabb. Ennek lényege, hogy a talajok a földfelszínen az éghajlati-növényzeti övéknek megfelelően alakultak ki és fejlődnek tovább. Láttuk, hogy a talajképző folyamatok egy része meghatározott övékhez (zónákhoz) kötődik. Ha az éghajlat által irányított egy vagy több zonális folyamat meghatározza a talajfejlődés irányát, s ennek eredményeként az adott földrajzi övre jellemző talaj jön létre, a talajt zonálisnak nevezzük. 704

Az intrazonális talajokban a helyi (intrazonális) talajképző folyamatok és tényezők vagy egyenrangúak a zonális folyamatokkal és tényezőkkel, vagy hatásuk uralkodóvá válik azokkal szemben. Két intrazonális tényező szerepét kell kiemelnünk: az alapkő­ zetét és a vízét - ezen belül elsősorban a talajvízét. Legtöbb intrazonális talaj létrejöt­ tében ezek egyike a meghatározó: pl. rankerek, rendzinák esetében az alapkőzet, szikesek képződésekor a talajvíz. Az azonális talajokban olyan talajképződési folyamatok dominálnak, melyek bár­ mely zónában előfordulhatnak. így végül is - ha a létrejöttükhöz szükséges helyi talajképző folyamatok jelen vannak - a zónák jellegétől függetlenül bárhol kialakul­ hatnak: pl. lejtóhordalék-talajok a hegyek lábánál, öntéstalajok a folyók mentén bármely éghajlati-növényzeti zónában megtalálhatók. Még egy szempontra fel kell hívnunk a figyelmet. A klímazonális szemlélet a jelenlegi éghajlat és a jelenlegi talajtakaró kapcsolatára helyezi a fő hangsúlyt. Emel­ lett nem szabad azonban megfeledkeznünk a korábbi klímák hatásáról sem, mivel a talajok azok hatásait kisebb-nagyobb mértékben megőrzik - s ezek a régen kialakult talajtulajdonságok a mai talaj képződésre is hatással vannak.

A trópusi övezet talaja! Trópusi esőerdők és nedves monszunerdők talajai A forró nedves éghajlaton a magas hőmérséklet és nagy nedvesség intenzív mállási folyamatokat eredményez, így vastag málladéktakarók képződnek. Ennek eredmé­ nyeként a talajokban túlnyomórészt stabil, egyszerű felépítésű másodlagos ásványo­ kat találunk. Meghatározó talaj képződési folyamat a deszilikátosodás (lásd a Deszilikátosodás-lateritesedés c. fejezetet). Az esőerdők alatt a feltalajból kilúgzott anyagok B szintben való felhalmozódása nem, vagy csak nagyon kismértékben játszódik le, ennek eredményeképpen jelentéktelen a talajszintek differenciálódása. A Föld legnagyobb szervesanyag-produkciójú esőerdeiben az elhalt növényi részek gyors ásványosodása következtében kevés humusz képződik (1-3%), és a humusz­ anyagok N-tartalma kicsi. A savanyú nyershumusz felhalmozódása jellemző. A nedves trópusok talajainak adszorpciós kapacitása általában csekély, ami a humuszban és agyagásványokban való szegénységgel függ össze. Kicsi az alkáliák és a földalkáliák mennyisége is. Mindezek eredményeképpen a nedves trópusok talajai általában mérsékelt vagy csekély termékenységűek. Különösen a szilikátokban és földalkáliákban szegény kiindulási kőzetekben képződnek nagyon gyenge termékenységű talajok (pl. Amazonas-medence). Azokon a vulkáni kőzeteken viszont, amelyek ezekben gazdagok (pl. 705

ο 43. táblázat ο\ A Föld talajai különböző talajrendszerek szerint

FAO/UNESCO

A talajcsoport fontosabb jellemzői

U.S.D.A. régi W

Klimazonális rendszerekben használt szinonim nevek

Zonalitás

1. Fluvisolok

Folyóvizek árvizei során vagy felszínen lefolyó alluviális talajok fluventek vízből akkumulációval keletkező talajok

alluviális talajok, öntéstalajok, lejtőhordalék-talajok

azonális

2. Gleysolok

Hidromorf talajok, melyekre a glejesedés kü­ lönböző formái jellemzők

glejtalajok, réti talajok

intrazonális

3. Regosolok

Gyengén fejlett talajok laza talajképző kőzeten. regosolok A fejlődés kezdeti stádiumában lévő, genetikai­ or then tok lag nagyon különböző talajok tartozhatnak eb­ vagy psammentek be a csoportba

Syrosem (Kubiena), regosolok (Oroszország)

intrazonális

4. Lithosolok

Szálban álló sziklán képződött, gyengén fejlett talajok

köves váztalajok, rankerek (vé­ kony termőréteg)

azonális vagy intrazonális

5. Arenosolok

Homokos szövetű talajok. Bármilyen genetiká- sand jú talaj ide sorolható, ha kifejezetten homokos psammentek a szövete

futóhomok, humuszos homok, rozsdabarna erdőtalaj

azonális vagy intrazonális vagy zonális

6. Rendzinák

Tömör, CaCO3-tartalmú erősen humuszos talajok

rendzinák rendollok

rendzinák

intrazonális

7. Rankerek

Savanyú, szilikátokban képződött talajok

regosolok lithic haplumbrept

rankerek

intrazonális

8. Andosolok

Nagy üvegtartalmú, friss vulkáni kőzeteken képződő talajok

andosolok andeptek

vulkanikus talajok

intrazonális

kőzeten gazdag

képződött, alapkőzeten

gley soils

lithosolok lithic alcsoport

FAO/UNESCO

A talajcsoport fontosabb jellemzői

U.S.D.A. regl uj

Klimazonális rendszerekben használt szinonim nevek

Zonalitás

Nagy agyagtartalmú, táguló rácsú agyagásvá­ nyokat tartalmazó talajok, melyre az erős duz­ zadás-zsugorodás és ennek eredményeként a talajrészek szelvényen belüli mozgása jellemző

gromosolok vertisolok

regurok, tirsek, fekete gyapotta­ lajok (egyéb helyi nevek: badob, firki, flej)

intrazonális

10. Solontchakok

Felszíntől sós talajok, gyengén fejlett talajszin­ tekkel

solonchakok

szoloncsákok

intrazonális

11. Solonetzek

A sófelhalmozódás maximuma a B szintben van, A szintjük kicserélhető kationjai között nagy a nátrium aránya

solonetz natrustalf natralbolls és hasonlók

szolonyecek

intrazonális

12. Yermosolok

Arid területek talajai, gyakorlatilag szervesanyag-mentesek

desert soils red desert soils grey desert soils aridisols

sivatagi talajok, sivatagi váztala­ jok, szürke sivatagi talajok, vö­ rös sivatagi talajok

zonális

13. Xerosolok

Arid területek talajai, szerves anyagot tartal­ maznak

desert soils aridisols

szerozjomok, félsivatagi szürke talajok

zonális

14. Kastanozemek

A csernozjomok szelvényfelépítéséhez hasonló szelvényű talajok, de vékonyabb és világosabb szintekkel

chestnut soils mollisols

kasztanozjemek, talajok

zonális

15. Chernozemek

Fekete A szintű, az alapkőzet felé fokozatosan világosodó B szintű, kitűnő termékenységű ta­ lajok

chernozems mollisols

csernozjomok, mezőségi talajok

zonális

16. Phaeozemek

Általában a csernozjomokhoz hasonló szel­ vényfelépítésű, de világosabb színű talajok. Ide tartozhatnak egyes erdőtalajok is

brunizems mollisols

csernozjomok, kilúgozott cser­ nozjomok, degradált csernozjo­ mok, préritalajok

zonális

17. Cambisolok

Mérsékelt övi vagy trópusi barna talajok

brown earths inceptisols

barnaföldek (Braunerden)

zonális

9. Vertisolok

gesztenyebarna

707

FAO/UNESCO

A talajcsoport fontosabb jellemzői

U.S.D.A. régi aj

Klimazonális rendszerekben használt szinonim nevek

Zonalitás

18. Greyzemek

A mérsékelt övezeti barna erdőtalajokhoz ké­ pest kevésbé kilúgozott talajok, B szintjükben CaCO, is kimutatható

chernozems mollisols

szürke erdőtalajok

zonális

19. Luvisolok

Kilúgozott talajok, az agyagvándorlás a talaj­ csoport jellemző folyamata

grey brown podzolic soils alfisols

mérsékelt övi agyagbemosódásos erdőtalajok, terra rossa, terra fusca podzolos barna erdőtalajok

zonális

20. Podzolok

Agyagszéteséssel, humusz-fém komplexek kép­ ződésével jellemezhető talajok

podzols spodosols

podzolok

zonális

21. Podzoluvisolok

Jellemzőik: a lessivage, a szabálytalan lefutású kilúgozási szint, a tömör nagyméretű vasborsók

grey-brown podzolic soils alfisols

egyes podzolok és szürke erdőta­ lajok, pszeudoglejes barna erdő­ talajok

zonális

22. Planosolok

Ezekben a talajokban egy jó vízáteresztésű kilú­ gozási szint alatt rossz vízvezetésű B szint he­ lyezkedik el, ezért a talajban pangó víz keletke­ zik

planosols alfisols ultisols aridisols

pszeudoglejes talajok, podbelek (Oroszország)

intrazonális

23. Acrisolok

Nagyon savanyú kémhatású, agyagbemosódásos B szintet tartalmazó, telítetlen talajok

red-yellow podzolic soils ultisols

vörösessárga podzolos talajok, jeltozemek (Oroszország)

zonális

24. Nitosolok «

Trópusi és szubtrópusi területek talajai, a kilú­ gozási és felhalmozódást szint között nincs nagy különbség az agyagtartalomban, a szintek között nincs éles határ

latosols alfisols ultisols

krasznozemek, Brazíliában: ter­ ra roxa (nem azonos a mediter­ rán terra rossával)

zonális

25. Ferralsolok

Magas szeszkvioxid-tartalmú trópusi talajok

latosols oxisols

lateritek, latosolok

zonális

26. Histosolok

Szerves anyagból álló talajok

bog soils histosols

láptalajok, tőzeges talajok

intrazonális

Közép-Amerikában), valamivel kedvezőbb termékenységűek jöttek létre. Közös jel­ lemzőjük, hogy a környezeti változásokra érzékenyek, különösen az erdőirtások veszélyeztetik létüket: a művelésbe vont területeken katasztrofális mértékű gyorsított erózió pusztítja a viszonylag termékenyebb felső szintjeiket. A zóna tipikus talajai a latosolok (ferralsols), amelyekben a deszilikátosodás a jellemző talajképződési folyamat (366. ábra). Azokon a területeken találjuk ezeket, ahol a felszíni hozzáfolyás nem játszik szerepet a talajfejlődésben. A latosolok több­ méteres vastagságukhoz képest egyszerű felépítésűek (369. ábra). A tipikus ironstoneszelvényekben a kilúgzási szint alatt vaskőfok(ironstone)-szintet találunk, amelyet lateritszintnek is szoktak nevezni (innen a korábbi szakirodalomban használt laterit elnevezés). Ez a talajszint úgy alakul ki, hogy fentről a kilúgzás a szeszkvioxidokat a talajvíz szintje fölötti zónába szállítja. Ezzel ellentétes irányból érkezik a talajvízszint-mozgások hatására alulról vándorló vas és alumínium, amely a váltakozóan nedves és száraz zónában halmozódik fel. Ily módon a talajvízszint-ingadozás ampli­ túdója határozza meg a vaskőfokszint szelvényen belüli helyzetét. Néha több méter vastag is lehet, vas- és alumíniumkonkréciók jellemzők rá, amelyek legömbölyített vagy salakszerű formában jelennek meg. A szinten belül is változik a keménység: az alapkőzet felé haladva csökken. A vaskőfok alatt fehér és halvány rózsaszín agyagos talajréteg következik vörös foltokkal. A fehér színt a kvarcszemek okozzák, a vöröset a vas-oxid, az agyag elsősorban kaolinit agyagásványt tartalmaz. A laterites szintek gyakran felszíni kérget alkotva reliktumként jelennek meg a trópusi tájban. A térszín emelkedésével vagy antropogén hatásra ugyanis az erózió fokozódott, s ez az A szintet lepusztította, a felszínre került lateritszint irreverzibilisen megkeményedett. A latosolok másik csoportját a legnedvesebb körülmények között képződő sárga latosolok alkotják, amelyeket a genetikus nevezéktan zseltozjomokként is szokott említeni. Szelvényfelépítésük abban különbözik az ironstone-típusokétól, hogy nincs vaskőfokszintjük, az egész szelvény csaknem homogén (369. ábra). Uralkodik benne a névadó sárga színárnyalat, amely mellett a vörös elszíneződések vas-oxidok jelenlé­ tére utalnak. Nedves trópusi viszonyok között a latosolokhoz társulhatnak az „óriás podzolok”. A meghatározó talajképző folyamat ugyanaz, mint a mérsékelt övezeti podzoloknál. Többnyire elszegényedett trópusi esőerdők alatt képződik, gyakran homokos alapkő­ zeten, mivel ezen a kilúgzás még intenzívebb. A FAO-klasszifikáció a homok textúra miatt leggyakrabban az arenosolokhoz sorolja be az „óriás podzolokat”. A hagyomá­ nyos elnevezés az igen vastag talaj szintekre utal: az A1 és az E szint együttes vastagsá­ ga pl. meghaladhatja az 1 m-t is - szemben a boreális podzolok átlagos 30-35 cm-ével. A trópusi esőerdők gyakoribb intrazonális talajai a glejtalajok, a láptalajok és a mocsári talajok. Említésre méltók az azonális öntéstalajok is. Ez utóbbiak különösen az Amazonas vízgyűjtő területén fordulnak elő nagy kiterjedésben. Az antropogén hatásra kialakult rizstalajok ebben a zónában is jellemzők. 709

369. ábra: A Föld fontosabb talajai, a növényformációk és az éghajlati elemek közötti kapcsolat (FitzPatrick, E. A. nyomán módosítva). Fent: FAO-talajnevek. Lent: genetikus rendszerek talajnevei

Trópusi nedves és száraz szavannák talajai Ebben a zónában az éghajlat közös jellemzője a kifejezetten száraz évszak létezése, amelyet rövidebb-hosszabb nedves évszak vált fel. A nedves és száraz szavannák (utóbbiakat régebben trópusi sztyeppekként említették a tankönyvek) viszonylag nagy szervesanyag-produkciója és az éghajlati feltételek a trópusi viszonyok közötti legnagyobb humuszképződést teszik lehetővé. A kilúgzás különböző intenzitású ugyan, de az egész zónában jellemző talajképződési folyamat. A zónán belül az évi csapadékátlag növekedésével a deszilikátosodás folyamata egyre kifejezettebb (1. Deszilikátosodás c. fejezetet). Az oldott SiO2 azonban a talaj­ szelvény B szintjében különböző formákban (szekunder kvarc) kiválik. A szabad szeszkvioxidok (elsősorban a vas oxidjai) a feltalajt vörösre színezik. A hagyományos nevezéktan összefoglaló néven rozsdavörös (ferruginous) talajoknak nevezi a zóna tipikus talajait. A FAO-klasszifikáció szerint ezek a talajok az acrisolokhoz vagy a nitosolokhoz tartoznak. Elterjedésüket a 370. ábra mutatja be. A tipikus rozsdavörös talajokban jól fejlett talajszintek különülnek el: a 20-25 cm vastag sötét vörösesbarna A1 szint alatt 30-50 cm-es vörös kilúgzási (E) szint követke­ zik. A B szint ugyancsak vörös, de kötöttebb, agyagosabb az E szintnél, s gyakran két alszintre tagolódik. Az alapkőzet valamilyen savanyú kristályos kőzet. A bázisgazdag alapkőzeten képződő, vasvegyületekben bővelkedő vörös trópusi és szubtrópusi talajokat krasznozjomoknak nevezték el. A név a transzkaukázusi terület­ ről származik, de széles körben elterjedt, még Ausztráliában is használják. A krasznozjom szelvényfelépítésében többé-kevésbé hasonlít a tipikus rozsdavörös talajokra, de azoknál kevésbé kilúgzott, így a talajszintek sem különülnek el olyan jól egymástól. A talaj termékenysége jó, különösen a cukornád- és az ananászültetvények számára. A nemzetközi névhasználatban egyre inkább háttérbe szorul a krasznozjom kifejezés,

371. ábra: Gilgai jelenség a vetisolokban (Bridges, E. M. szerint) 711

370. ábra: A Föld talajai (Volubujev, V. R., Ganssen, R., FitzPatrick, E. A. és Bridges, E. M. nyomán). 1. belföldi jégtakaró, 2. kezdetleges arktikus talajok; 3. a tundra talajtársulásai; 4. az erdőstundra talajtársulásai kezdetleges podzolokkal; 5. hegyvidéki tundra talajtársulásai; 6. podzolok; 7. barna erdőtalajok; 8. csernozjomok; 9. kasztanozjomok; 10. szerozjomok és szikesek társulásai; 11. mérsékelt övezeti sivatagok nyers ásványi talajai; 12. trópusi sivatagok

talajszerű képződményei; 13. trópusi félsivatagok világosvörös talajai; 14. rozsdavörös és vörös trópusi talajok; 15. krasznozjomok és vertisolok társulásai; 16. trópusi vörösföldek és lateritek (latosolok); 17. vörös és sárga podzolos talajok; 18. fahéjszínű talajok és terra rossák társulá­ sai; 19. magasföldek csekély talajképződéssel

s helyette a FAO-nevezéktant használják, amely szerint ez a talaj leggyakrabban a nitosolokhoz vagy a ferralsolokhoz tartozik. A zónán belül a mélyebb fekvésű részeken, ahol domborzati okok miatt (felszíni és felszín alatti hozzáfolyás) a talaj hosszabb ideig nedves, mint az a csapadékviszo­ nyokból következne, a zseltozjomok (sárga latosolok = ferralsolok) jellemzők, ame­ lyek itt intrazonálisnak tekinthetők. Azokon a területeken, ahol a kőzetek mállása során nagy mennyiségű agyag képződik, s az agyagban számottevő táguló rácsú agyagásvány fordul elő, az intrazo­ nális vertisolok jönnek létre (1. Vertisolképződés c. fejezet). A talajon belüli anyagván­ dorlás eredményeként a felszínen sajátos mikrorelief képződik, amelyet Ausztráliában írtak le először, és gilgai jelenségnek neveztek el (371. ábra). A vertisolok a trópusi talajok között jó termékenységűnek számítanak, amit a feketegyapot-talaj (black cotton soil) elnevezés is tükröz. Az egyéb szinonimákat a 43. táblázatban tüntettük fel. Az ember mint talajképző tényező jelentős szerepét bizonyítják a „rizstalajok” (paddy soils). Az állandó rizstermő helyeken (125 mill, ha) a tartós vízborítás hatására mesterségesen jöttek létre. A vízborítás redukciós viszonyokat, a talajművelés tömörödést okozott. Magasabban fekvő teraszokon az átáztatott talajréteg tarka, glejfoltos, vas- és magánkonkréciókat tartalmaz. A felső talajszint alatt oxidációs zóna helyezkedik el. Az allúviumokra telepített rizsföldeken a talajvíz-glej zónája összeér­ het a mesterségesen létrehozott redukciós talajszinttel. Ennek eredményeképpen roszszabb termékenységű, leromlott szerkezetű talaj jön létre.

Trópusi félsivatagok, sivatagok talajai A csapadékszegénység mellett az epizodikusán lehulló esők gyors elfolyása, ill. elszivárgása is jellemző e területekre. A teljes növénytelenségtől a foltokban megjelenő félsivatagi vegetációig változik a növényborítottság. A talajképződés ilyen körülmények között általában igen csekély intenzitású, kivé­ ve ott, ahol a csapadékvíz a mélyedésekben összefolyik, és a talajban talajvíz formájá­ ban nagyobb mennyiségben raktározódik. Gyakori eset, hogy a homorú felszíni formákban sós talajok, elsősorban szoloncsák vagy takir típusú szikesek képződnek oly módon, hogy a víz elpárolgása után a benne oldott sók a felszínen és a talaj felső szintjében kiválnak (1. Szikesedés c. fejezetet). Mivel a talajokban nincs kilúgzás, a csekély kémiai mállás hatására kialakuló vegyületek a kőzetek felületén gyakran vékony bevonatokat képeznek (Fe-, Μn-, Si-, Ca-vegyületek kérgei). A száraz területek talajai általában semleges vagy gyengén lúgos pH-júak, a szike­ sek erősen lúgosak is lehetnek. A korlátozott kémiai átalakulás miatt a primer ásványok mennyisége nagyobb, mint a szekundereké. 714

A félsivatagokban képződő talajok humuszt.art.a1ma kicsiny, ritkán haladja meg az

1 %-ot. A talajtípusok részben azonosak a mérsékelt övezeti sivatagos területek típusaival, így a magsivatagokban a nyers ásványi talajok (yermosols), futóhomokok (arenosols) jellemzők, a peremsivatagokban és félsivatagokban a szerozjomok (xerosols) gyako­ riak. A száraz szavannák felé közeledve a világosvörös félsivatagi talajok egyre nagyobb arányban társulnak az előzőkhöz. A felsorolt talajok Afrikában találhatók a legnagyobb kiterjedésben. Előfordulási területeiket a 370. ábra mutatja be.

A mérsékelt övezet talajai Szubtrópusi területek talajai Mediterrán klímaterületek talajai A Föld legnagyobb kiterjedésű mediterrán klímaterülete az európai Földközi­ tenger környékén található. Ezen kívül Kalifornia, Közép-Chile, Dél-Afrika, Délnyugat-Ausztrália jellemezhető hasonló éghajlati adottságokkal. Ezeken a területeken a barna és a vörös mediterrán talajok, valamint a fahéjszínű talajok zonálisak. A FAO-klasszifikáció szerint ez utóbbi kettő a chromic luvisoloknak felel meg, míg az előzők orthic luvisolnak minősülnek. A vörös mediterrán talajokat a legtöbb klímagenetikus rendszer terra rossaként említi, a fahéjszínű talajo­ kat pedig cinnamon soils-nak jelöli. Az eredeti vegetáció örökzöld mediterrán erdő volt, amelyet azonban sok helyen kiirtott az ember, és helyén másodlagos vegetáció telepedett meg. Ezeket a CaCO3mentes alapkőzeten macchiának, a karbonátos kőzeteken garrique-nak nevezik. Az eredeti növényzet eltávolítása nagy területen erős talajeróziót okozott, így a talajkép­ ződés ezeken a lejtőkön nem tudott lépést tartani a talajpusztulással. A talajtakaró elvékonyodott, ugyanakkor a völgyekben, a homorú domborzati formák területein vastagon felhalmozódott a lejtőkről lepusztult talaj. A mediterrán tájakon a pleiszto­ cén időszakban gyakorlatilag zavartalan volt a talaj képződés. Mindezen folyamatok eredményeként változatos, korban is különböző talajokat találunk a felszínen, sokszor oly módon, hogy az idős talajok közvetlenül az éretlen, fiatal talajok mellett helyezkednek el. Gyakori a talajok egymásra települése is. Egy egyszerűsített talajkaténát mutatunk be a 372. ábrán. A barna mediterrán talajok viszonylag csapadékosabb területeken jellemzők. CaCO3 -mentesek, A szintjük humuszban gazdag, porló, laza szerkezetű, B szintjük kötöttebb argillic B szint. Az erős talajeróziónak kitett lejtőkön gyakoriak a kőzetha­ 715

tású talajok (rendzina, ranker) és a köves váztalajok. Az akkumulációs területeken a terra rossák áttelepített anyaga a meghatározó, amelyen gyakran ma is terra rossa képződés játszódik le. A terra rossa nem más, mint egy vas-oxidokban gazdag, nagy agyagtartalmú, enyhén kilúgzott erdőtalaj. Kubiena, Bridges és mások szerint a kevert, örökzöld mediterrán erdők zonális talaja (a barna mediterrán talajok mellett). Az utóbbi évtizedben nagyobb figyelmet szenteltek a talajtanosok a fahéjszínű talajoknak, amelyeket a száraz mediterrán erdők és bozótosok talajainak tartanak. Európában Közép- és Kelet-Spanyolországban, valamint a Balkánon gyakoriak, de megtalálhatók Törökországban, Észak-Afrikában, Kaliforniában, Chilében és Auszt­ ráliában is. Viszonylag száraz szubtrópusi monszun területeken szintén előfordulnak.

372. ábra: Egyszerűsített talajkaténa a mediterrán tájban (Bridges, E. M. nyomán). BM = bar­ na mediterrán talaj, TR = terra rossa, R = rendzina

Jellemzőjük a közepes humusztartalmú, rögös szerkezetű A szint, amely semleges vagy gyengén savanyú kémhatású, valamint a differenciálatlan B szint, amelynek agyagtartalma a talajképző kőzet felé haladva nő, és rendszerint CaCO3-tartalmú. Szárazabb körülmények között már 30 cm mélységben CaCO3-konkréciók jelennek meg. A mediterrán területek leggyakoribb talajainak számítanak, termékenységük közepes. A mezőgazdasági termelést gátló tényező ebben az esetben nem a talajok rossz tápanyag-ellátottsága, hanem a tartósan alacsony talajnedvesség. Öntözéssel megfelelő termést lehet betakarítani róluk. 716

A kontinensek keleti oldalán elhelyezkedő szubtrópusi területek talajai A mediterrán területekkel ellentétben ezekben a régiókban a meleg, nedves nyár jellemző. A csapadék időbeli eloszlása egyenletes, évi összege 1200-1500 mm. Az élővilág földrajza című fejezetben tárgyaljuk az itt tipikus lombos erdők jellemző tulajdonságait, fontosabb fajait. Ezeket a klímaterületeket a vörös és a sárga podzolos talajok (plinthic acrisols, orthic acrisols) jellemzik. Jól fejlett, jó vízgadálkodású, savanyú kémhatású talajok. Egy vékony (5-10 cm-es) humuszos Al szint alatt 15-20 cm-es sárga vagy világossár­ ga A2 (E) szint következik, amely egy agyagosabb, vörös, sárgásvörös vagy sárga B szint fölött helyezkedik el. A vörös és sárga színek aránya a vas-oxidok és -hidroxidok arányától függ: a vörös inkább a szárazabb viszonyok között dominál, a sárga nedvesebb körülményeket tükröz. A típus meghatározásában fontos szerepe van a színeknek, amelyek természetesen a talajképző folyamatok függvényei. Az ide tartozó talajokban jellemző folyamat a kilúgzás, amelyhez gyenge podzolosodás és agyagbemosódás társul. Fontosabb előfordulási területeik: az Egyesült Államok délkeleti része, Dél-Kína, Délkelet-Ausztrália és Dél-Brazília (370. ábra). Potenciális termékenységük közepes, de tulajdonságaik egyes kultúrák számára (pl. gyapot, dohány) kedvezőnek mondha­ tók.

A közepes földrajzi szélességek talajai A szorosabb értelemben vett mérsékelt övezetben a csapadék és a párolgás viszonya a lombos erdők és az erdős sztyeppek határán kiegyenlítődik, a hőmérséklet az Egyenlítő felé haladva tovább emelkedik (369. ábra). A lombos erdők területén a barna erdőtalajok zonálisak. A csapadékosabb, óceánikusabb régiókban a lessivage a jellemző talajképző folyamat, amely az agyagbemosódásos barna erdőtalajban (luvisol) meghatározó jelentőségű. Jól differenciálódott szelvényében az A szint általában két alszintre tagolódik. Az A1 humuszosabb, sötétebb (sötétbarna, nagyon sötét szürkésbarna), az A2 (E) alszint fakó színű, porló szerkezetű, jól elkülönül az A1 szinttől. A B szint barna, sötétbarna színű, hasábos vagy poliéderes szerkezetű, a szerkezeti elemek felületén sötét színű agyaghártyákkal. A B szintben legalább másfélszer annyi agyag van, mint az A szintben, és gyakran két alszintre tagolódik. Ezek közül a B1 az agyaghártyák miatt rendszerint sötétebb. A savanyú pH-jú talaj közepes vagy jó termékenységű, Nyugat-Európától hazánkig a mérsékelt övezeti lombos erdők zonális talajtípusa, de előfordul mindenütt, ahol a talajtérképen a barna erdőtalajok társulásait feltüntettük (370. ábra). A kevésbé nedves lomboserdő-területeken a barnaföld tekinthető zonális talajtípus­ nak. A FAO-nevezéktan szerint ez - az adott szelvény vizsgálati eredményeitől függően - lehet podzoluvisol vagy phaeozem. Általában sötét szürkésbarna A szintje 717

kismértékben agyagos, nem tagolódik alszintekre, és nem válik el éles határral a B szinttől, amely világosbarna vagy kávébarna, s csak kevéssel tartalmaz több agya­ got, mint az A szint. A lessivage tehát ebben a talajtípusban alárendelt jelentőségű. Közép-Európában (így hazánk egykori lombos erdeinek területén is), az USA keleti részén, Kelet-Ázsiában, Új-Zéland déli szigetén és még több helyen előfordul kisebb kiterjedésben. A barnaföldek pH-ja legtöbbször enyhén savanyú, termékenységük jó. Eredeti vegetációjukat sok helyen kiirtották, s ma mezőgazdaságilag hasznosított talajok. A lombos erdők felől a sztyeppek felé haladva e két vegetációtípus határán a szürke erdőtalajok (greyzemek) tipikusak. Európai és ázsiai területeken tölgy-, juhar-, mo­ gyoró- és nyírfaerdők alatt, Észak-Amerikában azonban fenyőfélékkel kevert erdők alatt fordulnak elő. Kevésbé kilúgzottak, mint a barna erdőtalajok. Ezt bizonyítja, hogy a B szintjükben CaCO3 is kimutatható, s e szint színe, szerkezete, kémiai tulajdonságai hasonlítanak a kilúgzott csernozjomok vagy a préritalajok tulajdonsá­ gaihoz. A legnagyobb összefüggő zónát a Kelet-európai-síkságtól a Nyugat-szibériaialföld déli részéig alkotják. A mérsékelt övezeti sztyeppek zonális talajai a csernozjomok. Nevük fekete színükre utal. Nagy humusztartalmuk, kitűnő morzsás szerkezetük, kiváló tápanyag- és víz­ raktározó képességük eredményeként Földünk legtermékenyebb talajai. Egy kilúg­ zott és egy tipikus csernozjom szelvényének rajzát láthatjuk a 369. ábrán. (A FAOklasszifikáció szerint phaeozem, ill. chernozem.) A tipikus csernozjomok B szintjének jellegzetességei a krotovinák (elpusztult földlakó állatok humusszal kitöltött járatai), amelyek a talaj szelvényben sötét foltokként jelennek meg. Az állatok talajkeverő tevékenysége hozzájárul a talaj termékenységének fokozásához. A növények táp­ anyagfelvételét a gyengén savanyú vagy semleges pH-juk is megkönnyíti. Legnagyobb összefüggő zónában Eurázsia területén találjuk a csernozjomok talajtársulásait (370. ábra). Észak-Amerikában a préri észak-déli sávjában fordulnak elő. Itt a csernozjomoktól keletre a préritalajok jellemzők, melyek a csernozjomokhoz részben hasonló szelvényűek, B szintjük, azonban már az erdőtalajok felé mutat átmenetet. A csernoz­ jomokhoz képest kilúgzottabbak, de még jó termékenységűek (FAO-klasszifikáció szerint a phaeozemek csoportjába tartoznak.) A csernozjomövben előforduló talaj­ társulások egyik gyakori tagja az intrazonális réti talaj. Ez a szurokfekete A szintű, szelvényfelépítésében a csernozjomokhoz hasonló, de azoknál vékonyabb B szinttel jellemezhető talaj a víz állandó befolyása alatt képződik. A talajvíz olyan közel van a felszínhez, hogy a kapilláris zóna állandóan a talajszelvényben mozog. A vízhatás eredményeként rozsdafoltok és glejfoltok képződnek, amelyek az időszakos oxidációs és redukciós viszonyokat tükrözik. A sztyeppterületeken belül a szárazság fokozódásával az ún. rövid füvű sztyeppek zónájában a gesztenyebarna talajok (kastanozemek) válnak uralkodóvá. A növények szervesanyag-termelése a félsivatagi zóna felé haladva egyre csökken, így kevesebb humusz képződik, mint a hosszú füvü sztyeppek területein. Ennek következménye, hogy a csernozjomokhoz képest világosabb színű, gesztenyebarna talajok képződnek. 718

Az egész talajszelvény vékonyabb: az A szint 15-25 cm, a B szint sokszor még ezt a vastagságot sem éri el (369. ábra). Ez utóbbira jellemző az erősen fejlett prizmás szerkezet, s alsó határán megjelenik a CaCO3- vagy CaS04 -szint. A kilúgzott szelvé­ nyekben (luvic kastanozem - 369. ábra) argillic B szint jellemző, és nincs vagy csak mélyebben fordul elő CaCo3- vagy CaS04 -réteg. A kastanozemek közepes termékenységű talajok. Fontosabb előfordulási területeik: Ázsiában a Kaszpi-tengertől kisebb-nagyobb megszakításokkal Észak-Mandzsúriáig, Észak-Amerikában az észa­ ki Saskatchewan folyótól a Llano Estacadóig a Préri-fennsík területén, a Kordillerák belső medencéinek egy részében, Dél-Amerikában pedig a Pampák és Patagónia területén. A szürke sivatagi talajok (sierozemek = xerosolok) azokon a földrajzi helyeken fordulnak elő, ahol a csapadék évi összege 250 mm körüli vagy annál kevesebb, és szabálytalan időbeli eloszlásban, főleg záporok formájában hull le. A csekély fűnemű vegetációnak kicsi a szervesanyag-produkciója, korlátozott a humuszképződés. Köz­ vetlenül a felszín alatt szabad CaCO3 vagy CaSO 4 található. Leggyakrabban csak egy gyengén fejlett A szintből állnak (369. ábra), de vannak szelvények, amelyek csak egy cambic B szintből vagy argillic B szintből épülnek fel (haplic xerosol vagy luvic xerosol). A magsivatagokban az aprózódás az uralkodó folyamat, amelyhez csekély intenzi­ tású mállás társul. Ezek eredményeként egészen kezdetleges talajok képződnek, ame­ lyeket nyers ásványi talajoknak (yermosoloknak) nevezünk. A xerosolok és yermosolok a mérsékelt övezeti félsivatagok és sivatagok területén uralkodó talajok. Ázsiában a Kara-Kum, Kizil-Kum, Takla Makán, Gobi, Dzsungáriai-medence, Észak-Amerikában a Kordillerák belső medencéi, Dél-Amerikában Patagónia szárazabb részei, Ausztráliában a déli sivatagos-félsivatagos területek tartoznak ide. A mérsékelt övezet félszáraz-száraz területein belül a szárazság fokozódásával az ismertetett zonális talajok mellett egyre gyakrabban jelennek meg a szikesek. A sós talajok képződésének három lehetséges formája közül (1. Szikesedés c. fejezet) a mérsékelt övben az uralkodik, melynek során a talajvíz sótartalma a felszínen vagy a felszínközeiben halmozódik fel (szoloncsák vagy szolonyec típusú szikesek). A talaj­ víz sótartalma elsősorban a nátrium- és magnéziumtartalmú szilikátok mállásából származik. A szoloncsákok a felszíntől sósak, szelvényük nagyon gyengén differenciá­ lódik, a szintek alig különböztethetők meg egymástól (369. ábra). A legrosszabb termékenységű talajok közé tartoznak, csak sótűrő növények élnek meg rajtuk, eredményes mezőgazdasági termelésre alkalmatlanok. A szolonyecek vékony (5-15 cm-es) A szintje nem, vagy csak igen kevés vízoldható sót tartalmaz, viszont kicserélhető kationjaik között nagy a Na+ aránya. Ez utóbbi erősen lerontja a szint íiziko-kémiai tulajdonságait, emiatt a talaj igen rossz vízgazdál­ kodású. A sófelhalmozódás maximuma a B szintben van, amely morfológiailag és színében is élesen elválik az A szinttől: oszlopos szerkezetű és fekete vagy csaknem fekete színű (369. ábra). A sötét színt a nátrium-humát okozza, amely a humuszmole­ 719

kulák és a Na+-ion kapcsolódásával jön létre, s az így kialakult vízoldékonyság miatt az A szintből a B szintbe vándorol. A szolonyecek gyenge termékenységűek, de termékenységük egyszerű módszerek­ kel (pl. „sárgaföldterítéssel”) javítható. Az emberi tevékenység is okozhat szikesedést. A félig száraz és száraz területeken rendszeres öntözés hatására megemelkedhet a talajvíz, és elérheti az ún. kritikus szintet, ahonnan a kapilláris vízemelés a felső talaj szintekbe szállítja a vízben oldott sókat, s a víz elpárolgásával azok itt felhalmozódnak. Ezt a folyamatot másodlagos szikesedésnek nevezzük. Ilyen folyamat játszódott le pl. az Amu-Darja és Szir-Darja vizére alapozott öntözőrendszerek mentén. A mérsékelt övezetben a legnagyobb kiterjedésű szikes területek Ázsiában a Kaszpi-tenger vidékétől a Góbi sivatagig találhatók, Észak-Amerikában a Nagy-medencé­ ben és Arizonában, Dél-Amerikában Patagónia száraz területein, Ausztráliában pedig a kontinens déli részein. Ázsia belső medencéiben viszonylag nagy területen fordul elő a takír (1. Szikesedés c. fejezet), amely a sós talajok típusát képviseli. A szikesek felsorolt előfordulási területein belül a szolonyecek gyakoribbak a maga­ sabb földrajzi szélességeken, mint a szoloncsákok, az Egyenlítő irányába haladva viszont ez utóbbiak túlsúlya jellemző.

A hideg-mérsékelt öv talajai Az erdős tundra zónájától a szubarktikus klímazóna tűlevelű erdei felé haladva felerősödnek a talajképző folyamatok. Ez egyrészt azzal függ össze, hogy a csapadék gyarapodik, mégpedig nagyobb ütemben, mint a párolgás (369. ábra). így az átmosásos talaj-vízgazdálkodási típus lesz jellemző, ami a kilúgzás fokozódásához vezet. Az aktív réteg dél felé haladva egyre vastagabbá válik, 0,5-0,6 m-ről 3-4 m-re növekszik a vastagsága. A tűlevelű erdők szervesanyag-produkciója jóval meghaladja a tundra és erdős tundra területekét. A tűlevelű avar erősen savanyú környezetet biztosít a talajképződés számára. Ilyen viszonyok között az agyagszétesés lesz a meghatározó zonális folyamat, amelynek eredményeként a podzolok főtípusába tartozó talajok képződnek. A podzolokban a három fő talajszint rendszerint tovább tagolódik. A szürke vagy sötétszürke humuszos A1 szint alatt a legerősebb kilúgzás szintje (A2 = E) főleg kovasavporból áll, ezért csaknem fehér, egészen enyhén rózsaszín árnyalattal, így szinte világít az A1 és B1 szint között (369. ábra). A B1 és B2 aiszintek a szeszkvioxidok felhalmozódásának helyei (1. Podzolosodás c. fejezet). A humuszanyagok egy része fémionokkal kapcsolódik, ún. kelátokat képez, s így vízoldhatóvá válik, majd a B1 szint pH-változása miatt itt felhalmozódik. így a podzolok a B1 szintben humuszt is tartalmaznak, ami sötétbarna színüket eredményezi. A B2 szintben a vas- és alumíniumvegyületek vöröses színe érvényesül. A podzolok a Föld legelterjedtebb talajai: kb. 20 millió km2 az összkiterjedésük. 720

A déli féltekén alig fordulnak elő, ott ugyanis ez a zóna gyakorlatilag hiányzik. Gyenge termékenységűek, növénytermesztésre rendszerint csak talajjavítás után al­ kalmasak. Az északi félteke podzolainak öveiben intrazonális és azonális talajok is társulnak a podzolokhoz. Mészkőterületeken a rendzinák, savanyú szilikátos kőzeteken a rankerek inkább a hegységi tájakon fordulnak elő. A síkságokon a láptalajok és a glejtalajok foglalnak el nagy területeket (Nyugat-szibériai-alföld, Kanada). A láptalajok (histosolok) szelvényei fejlettek, jelentős vastagságúak (369. ábra.) Az azonális talajok közül a nagy folyók mentén képződő öntéstalajok (fluvisolok) és a hegységek meredek lejtőin található köves, sziklás váztalajok (lithosolok) érde­ melnek említést. A podzoltalajok elterjedésének déli határán a barna és a szürke erdőtalajok felé mutató átmeneti talajtípusok jelennek meg. Az agyagszétesés intenzitása csökken, az agyagbemosódás egyre inkább jellemző folyamattá válik. Ennek a kevert erdőkkel jellemezhető zónának a tipikus talaja a podzolos barna erdőtalaj. (Az agyagbemosódásos barna erdőtalajjal együtt a luvisolokhoz sorolható.)

Az arktikus övezet talajai A Föld felszínén csak a jéggel borított felszíneket tekinthetjük mindenféle talajkép­ ződési folyamattól mentesnek, így ezeket a Föld talajtérképén külön jellel ábrázoltuk (370. ábra). Az EF klímában a jégtakarón kívül fagy okozta aprózódással jellemezhető öv található, ahol először jelennek meg primitív talajképző folyamatok: ilyen maga az uralkodó aprózódás, amelyhez nagyon csekély mállás is társulhat. Ezek eredménye­ ként csak „talajszerű képződmények”, ún. fagymintás talajok (Frostmusterböden) jönnek létre. Nincsenek szintjeik, csupán az a jellemzőjük, hogy az alapkőzethez, a kiindulási anyaghoz képest több a finom anyag a feltalajban. Ez az ún. köves tundra. A sarkok felől az Egyenlítő felé haladva a tundra éghajlaton (ET) találkozunk először valódi talajokkal. Az alacsony hőmérséklet mellett az évi 200-250 mm-es csapadékösszeg nedves viszonyokat eredményez. A lágyszárúak és cserjék helyenként zárt növénytakarót alkotnak, másutt csak foltszerűen jelennek meg. A rövid nyár és alacsony hőmérséklet miatt kicsi a szervesanyag-produkció, így csekély a humuszkép­ ződés is. A tundraövben többféle talaj képződhet. A jó vízvezetésű területeken az arktikus barna talajokat, a mélyebb fekvésű, rossz vízvezetésű területeken arktikus glejtalajokat (gleysol) találunk. Az előbbiekben már kezdetleges talajszintek is képződnek (A, B szint), leggyakrabban laza homokos alapkőzeten, az utóbbiakban a levegőtlen viszonyok között képződő vivianit kékes foltokat alkot. A legnedvesebb mélyedésekben, a tundra déli határán és az erdős tundrán tőzegláptalajok (histosol) is előfordulnak. Tőle északabbra csak kezdetleges tőzeges talajok 721

jellemzők, mindössze 8-10 cm-es tőzegréteggel, amely alatt gyakran világosszürke glejes szint következik. Az erdős tundrán már a podzolosodás folyamata is megjelenik a talajokban, de még nem képződik valódi podzol, a FAO-klasszifikáció szerint ezek a „podzolok” csak regosolnak minősülnek. Ezenkívül a már ismertetett talajok fordulnak elő az erdős tundrán is. A tundra talajainak közös tulajdonsága a csekély szelvényvastagság, amely a gyenge szervesanyag-képződés mellett a felszínközeli talajfagy következménye. Tulajdonképpen nincs specifikus, zonálisnak tekinthető tundratalaj. Térképünkön a tundrán előforduló talajok társulásait tüntettük fel, s külön jelöltük az erdős tundra területeket, ahol a podzolosodás mint új talajképző folyamat, ha csekély intenzitással is, de megjelenik (370. ábra). A hegyvidékeken a talaj képződésben a lejtők meredekségén kívül nagy szerepe van az expozíciónak. Kevesebb a glejes talaj és a láp, különösen az északi félteke déli lejtőin jelentős a geliszoliflukció, mely a talajképződést gátolja.

A talajok pusztulása, az erózió felgyorsulása a megművelt területeken A szárazföldek felszínére hulló csapadék egy része a talajfelszínen lefolyik. A ter­ mészetes növényzettel borított területeken ez a lefolyó víz általában kevés talajrészecs­ két szállít magával. A talajeróziónak ezt a formáját természetes vagy geológiai erózió­ nak nevezzük. A geológiai erózió ütemével - a nagyon meredek lejtőket, a nagy reliefenergiájú területeket kivéve - lépést tart a talajképződés üteme, így a talajtakaró nem vékonyo­ dik el, be tudja tölteni A talaj fogalma, funkciói c. fejezetben ismertetett funkciókat. Más a helyzet a mezőgazdasági termelésbe vont területeken. A növénytermesztés feltétele a rendszeres talajlazítás (a kultúrától függően évente akár többször is), következménye a talaj időszakonkénti védtelensége (betakarítás után, a vetés idősza­ kában és a növények fejletlen állapotában). A teljesen növénytelen vagy csak részlege­ sen fedett talajon a természetes erózióhoz képest rendkívüli mértékben (akár nagyság­ rendekkel is) felgyorsulhat az erózió. Ezt az emberi tevékenység hatására bekövetke­ zett intenzív talajpusztulást gyorsított vagy antropogén eróziónak nevezzük. Hatása rendkívüli veszélyekkel jár. A talajképződés ezeken a területeken nem tud lépést tartani a pusztulás mértékével, így a talajréteg igen gyors ütemben elvékonyodik, szélsőséges esetben teljesen elpusztul. Ilyen helyeken fel kell hagyni a növénytermesz­ téssel, s amit néhány év vagy évtized alatt tönkretett az emberi tevékenység, az esetleg csak évezredek során regenerálódik természetes úton. Különösen a nagy csapadékú 722

lejtős területek veszélyeztetettek ilyen szempontból. A trópusi esőerdő és szavanna zónában, valamint a monszunerdők területén sajnos mindennapos eseménynek szá­ mít, hogy az erodált területeken a gyorsított erózió miatt fel kell hagyni a növényter­ mesztéssel. A talaj csekély ellenálló képessége miatt olyan esetekben is nagy lehet a víz okozta talajpusztulás, ha a csapadék nem kiemelkedően sok. A gyorsított erózió mértéke végül is a következő legfontosabb tényezők kombinációjától függ: a csapa­ dékviszonyok (mennyiség, intenzitás, cseppenergia), a lejtők meredeksége, a reliefenergia, a növényborítottság mértéke (alapvetően függ a termesztett növénytől), a talaj ellenálló képessége (a természetes adottságokon kívül a talajművelés gyakorisága befolyásolja). A Föld legveszélyeztetettebb területeit a 373. ábrán mutatjuk be. A nagy vízrendsze­ rek hordalékszállítása alapján közvetett módszerrel készül térkép globális áttekintésre alkalmas, de a valóságos talajveszteségek a megművelt területeken a feltüntetett értékeknél jóval nagyobbak. A lepusztult talaj jó része ugyanis a kisebb lejtésű területeken felhalmozódik, mielőtt a folyókba jutna. A térkép a teljes vízgyűjtőkre vonatkozó átlagértékeket tünteti fel, a megművelt területek viszont azoknak csak kis hányadát foglalják el. Ha az erózió intenzitását és területi kiterjedését egyaránt figyelembe vesszük, a legnagyobb talajveszteség a kínai löszvidéken és a trópusi monszun legnagyobb csapadékú területein fordul elő (Himalája vidéke, Banglades, Hátsó-India, Dél-Kína). Nagyon nagy a talajpusztulás az Andokban, az észak-amerikai Kordillerák egyes területein, valamint a délkelet-ázsiai szigetvilágon is. Erősen veszélyeztetettek Dél- és Kelet-Ázsia többi területei, a Földközi-tenger környéke, Kelet- és Délkelet-Afrika, valamint az észak-amerikai Kordillerák többi része. Közepes vagy kicsi az átlagos talajveszteség az Amazonas- és a Kongó-meden­ cében, aminek elsősorban az a magyarázata, hogy itt nagyon kicsi a népesség, így a mezőgazdaságilag hasznosított terület is. Az erózió potenciális veszélye viszont a kis reliefenergia ellenére is nagy: erdőirtások esetén ez gyorsított erózióhoz vezet. Az antropogén erózió elleni védekezés leghatékonyabb módja a megelőzés. A ter­ mészetes vegetáció kiirtásával művelésbe vont területeken azonnal meg kell kezdeni a talajvédelmet is, ha meg akarjuk előzni a katasztrofális eróziót. Ennek számos eszközét kidolgozták már (agronómiai és műszaki eszközök), és hatékonyságuk bizonyított. Bevezetésük leggyakrabban tudatlanság és tőkehiány miatt marad el.

723

373. ábra: A Föld nagy vízgyűjtő területeinek hordalékvesztesége (Lal, R. Hall, G. F. Miller, F. P. nyomán)

Irodalom Bridges, E. M.: World Soils. Cambridge University Press, Cambridge/London/New York/ Melbourne, p. 128. 1978. Courtney, F. M.-Trudgill, S. T.: The Soil. Edward Arnold, Colchester and London, p. 123. 1984. Fekete, J.: Trópusi talajok. Akadémia Kiadó, Budapest, p. 503. 1988. FitzPatrick, E. A.: Soils - Longman, London and New York, p. 353. 1983. Foth, H. D.: Fundmentals of Soils Science. John Wiley and Sons, New York/Chichester/Brisbane/Toronto, p. 436. 1978. Ganssen, R.: Bodengeographie. Koehler Verlag, Stuttgart, p. 325. 1972. Kovda, V. A.-Lobova, Ye. V.-Rozanov, V. V.: Classification of the world’s soils, Soviet Soil Sci. 851-863. 1967. Kugler, H.-Schwab, M.-Billwitz, K.: Allgemeine Geologie, Géomorphologie und Bodengeog­ raphie. VEB Hermann Haack Geographisch-Kartographische Anstalt Gotha/ Leipzig, p. 216. 1980. Kubiéna, W.: Bestimmungsbuch und Systematik der Böden Europas, Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, p. 392. 1953. Lai, R.-Hall, G. F.-Miller, F. P.: Soil Degradation: I. Basic Processes. Land Degradation and Rehabilitation. 1, 51-69. 1989. Marbut, C. F.: A scheme for soil classification. Proc. 1st Int. Congr. Soil Sci. 4, 1-31. 1928. Rozov, N. N. and Ivanova, E. N.: Classification of the Soils of the USSR, Soviet Soil Sci 2, 147-156. 1967. Stefanovits P.: Magyarország talajai. Akadémiai Kiadó Bp. p. 442. 1963. Stefanovits P.: Talajtan. Mezőgazdasági Kiadó, Bp. p. 380. 1981. USDA Soil Taxonomy, Agricultural Handbook. No. 436, p. 754. 1975. Volubujev, V. R.: Sistema pocsv mira. Baku. 1973.

725

6. AZ ÉLŐVILÁG FÖLDRAJZA

Az élővilág és a földrajzi környezet* A Föld bioszférájának fő tömegét alkotó növények és állatok, ill. életközösségeik sokféle és állandó kölcsönhatásban vannak környezetükkel. Létfeltételeiket, életkö­ zösségeik összetételét a mennyiségi paramétereiket tekintve helyről helyre eltérő kombinációkban jelenlevő, de mindig együttesen ható környezeti tényezők határozzák meg; fejlődésüket kedvezően vagy kedvezőtlenül befolyásolhatják vagy éppenséggel meg is gátolhatják. E tényezőkkel szemben minden élőlény meghatározott igénnyel, ill. tűrőképességgel (tolerancia) viseltetik, viszonyuk tehát adott környezetben (ter­ mőhely, élettér) való elterjedésüket vagy hiányukat egyértelműen megszabja. Az életfeltételek hatásait és az élőlények alkalmazkodásjelenségeit kutató tudo­ mány, az ökológia a növény- és állatfajokat tűrőképességük alapján több csoportba osztja. A nagy tűrőképességű, ún. euriök fajok (eurisz = széles, gör., oikosz = háztartás, gör.) a környezeti tényezőknek mind minőségi, mind mennyiségi változásaival szem­ ben viszonylag érzéketlenek, ellenállók. Velük ellentétben a sajátos igényű, ún. sztenök fajok (sztenosz = szűk, gör.) tűrőképessége csak szűk határok között mozog. Ha a tűrőképességet konkrétan valamely környezeti tényezőre vonatkoztatjuk, akkor az ,,-ök” végződést a szóban forgó tényezőt kifejező fogalommal kell helyettesítenünk. Pl. azokat az élőlényeket, amelyek tág hőmérsékleti határok között is élet- és szaporo­ dóképesek, euriterm, a közeg sótartalmával szemben igényteleneket eurihalin fajok­ nak nevezzük stb. A sztenök élőlények körében hasonlóképpen sztenoterm, sztenohalin stb. fajokról beszélhetünk. A példák sora még folytatható: a légnedvesség iránti igényüket tekintve eurihigr és sztenohigr, a pH-viszonyokra nézve euriion és sztenion, az élőhelyhez való viszonyuk szerint euritop és sztenotop stb. élőlénycsoportok külö­ níthetők el. Nem szorul különösebb magyarázatra, hogy a tág tűrőképességgel bíró élőlények szélesebben - a legkülönbözőbb adottságú termőhelyeken, ill. életterekben - elterjedtek, ezzel szemben a szűk tűrőképességűek előfordulása korlátozott, külön­ leges igényeiket gyakran csak szigorúan behatárolt környezet képes kielégíteni. Ennek megfelelően az előbbieket generalistáknak, az utóbbiakat specialistáknak, ill. indiká­ torfajoknak is nevezik.

* A földrajzi környezet részletes tárgyalását 1. a 7. fejezetben.

726

A növény- és állatfajoknak a környezeti tényezőkkel szemben támasztott igényei különböző „tágasságú” haranggörbékkel (potenciagörbe) szemléltethetők. A görbék lefutása jól illusztrálja, hogy az illető élőlény (faj) élettevékenységei (növekedés, szaporodás) milyen mértékben függenek az adott környezeti tényező mennyiségi változásaitól. Adott tényező mennyiségi értékeinek azt a tartományát, amely a szóban forgó faj számára a legkedvezőbb, a haranggörbe „kupolájának” szélesebb-keskenyebb szakasza jelzi (optimum). Ettől az életlehetőségek megszűnését jelentő mini­ mum, ill. maximum (egyszersmind tűréshatárok, ún. pesszimumok) irányába haladva a tényező hatása egyre előnytelenebb. (A minimum- és maximumpontokat összefogla­ lóan kardinális pontoknak nevezik.) Kézenfekvő, hogy a görbék annál szélesebb nyílásúak, minél tágabb tűrésű (pl. euriterm) fajról van szó és megfordítva, a szűk tűrésű fajok potenciagörbéi keskenyek, meredek lefutásúak, s az adott tényező iránti optimumigényüktől függően a legkülönbözőbb helyeket foglalják el a koordinátarendszerben. Ezek közül a mondottakat szemléltető 374. ábrán példaként csak a hőmérsékleti minimum-, ill. a maximumpont környékén optimális életfeltételeket találó, szélsőséges igényű élőlénycsoportokat mutatjuk be (1. sztenoterm hidegkedve­ lő, ill. sztenoterm melegkedvelő fajok), de megjegyezzük, hogy közéjük rendszerint számos, az adott tényezővel szemben „közbenső igényű” élőlénycsoport is ékelődik.

374. ábra: Különböző állatok élettevékenységeinek függése a hőmérséklettől. Természettudo­ mányi Kisenciklopédia (1987). - min = a legkisebb, max = a legnagyobb, még károsodás nélkül elviselt hőmérséklet; opt = optimális hőmérséklet. Példák: 1= sebes pisztráng, királypingvin; 2 = bogáncslepke, puma; 3 = szirtképző korall

Életfeltételek (élettelen és élő környezeti tényezők) Az élővilágra ható környezeti tényezőknek alapvetően két csoportját különböztet­ jük meg. Az élettelen tényezők közé a hőmérséklet, a víz, a fény, a szubsztrátum (talaj) és a mechanikai hatások tartoznak, míg az élő környezeti tényezők azt a sokrétű kölcsönhatást foglalják magukba, amely az azonos, ill. különböző fajok egyedei között áll fenn. A hőmérséklet az élővilág, ezen belül az egyes fajok elterjedésének térbeli különbsé­ geit - a vízzel együtt - alapvetően meghatározó környezeti tényező. A hőenergia 727

közvetlen forrása a Napból érkező sugárzás, amelynek hője előbb a talajt melegíti fel, s innen kisugárzás, konvekció és hővezetés útján jut a felszínközeli légrétegekbe. A hősugárzás érvényesülését számos egyéb tényező befolyásolja, ezért tér- és időbeli megoszlása a Föld felszínén rendkívül egyenetlen. Elméletileg a hőklímazónáknak a szélességi körökkel párhuzamosan kellene futniuk, miként a tengerszint feletti magas­ sághoz igazodóan is szabályos függőleges elrendeződést mutatniuk, ám - mint látni fogjuk - a valóságban nem ez a helyzet. A hőövek torzulásaiért, ezeken belül a területfoltonként eltérő hőmérsékletviszonyok kialakulásáért a szárazföldek és a tengerek területi aránya, eloszlása, a tengeráramlások, a szélrendszerek, a domborzati és talajviszonyok stb. egyaránt felelősek. A mindezek együtthatásának eredménye­ ként elkülönülő, rendkívül változatos méretű és hőháztartású területmozaikokat pedig értelemszerűen az ezekhez igazodó hőigényű (tűrőképességű) növény- és állatfa­ jok népesítik be. A növények hőigénye erősen változó. A vízi vegetáció hőmérsékleti optimuma alacsony, a szárazföldié általában 25-30 °C körül van (1. trópusi erdők); a minimumés maximumpont 0 és kb. 45 °C-nál jelölhető meg. Ha e szélső értékeket a hőmérséklet tartósan túllépi, a legtöbb növény elpusztul: a szubtrópusi-trópusi növények esetében már 0°C közelében beáll az ún. fagyhalál; 0 °C alatt a sejtnedv víztartalmának megfagyása nyomán keletkező jégkristályok a sejtfalat súlyosan károsítják, ami ún. jéghalált okoz; 45 °C-nál magasabb hőmérsékleten pedig a sejtplazma denaturálódik, és a növény ún. hőhalált szenved. Vannak azonban fajok, amelyek jól tűrik a szélsősé­ ges hőmérsékletet is, ha az csak rövidebb ideig tart és/vagy a kedvezőtlen hatás kivédésére alkalmas mechanizmussal rendelkeznek. Ezek között - a 82,5 °C vízhőmér­ sékletű hévforrásokban élő kékmoszat- vagy a 90 °C-os hőmérsékletet is elviselő egyes baktériumfajokon kívül - sok magasabb rendű növényfaj található. Számos növény aktívan is képes meggátolni testének túlságos felmelegedését (pl. a párologtatás fokozásával, levéllemezei irányának átállításával stb.), és se szeri, se száma a túl magas, ill. a túl alacsony hőmérséklet elleni egyéb védekezési módoknak. Mindezekre a Föld élővilágának tanulmányozása során bőségesen találunk példákat. A hőmérsékletnek az állatok által még hosszabb időn keresztül is elviselhető felső határa általában alacsonyabb, mint a növények esetében. A hévforrásokban élő egyes protozoákat mint „hőtűrő rekordereket” nem számítva általánosságban elmondható, hogy a változó testhőmérsékletű (poikiloterm) állatoknak magasabb külső hőmérsék­ letre van szükségük, mint a nagyon precízen működő belső hőszabályozó mechaniz­ mussal bíró állandó testhőmérsékletű (homoioterm), azaz melegvérű állatoknak. Az utóbbiak között a széles hőmérséklet-tartományban életképes (euriterm) fajokon kívül számos meleg-, ill. hidegkedvelő (sztenoterm) faj akad (pl. emberszabású maj­ mok, ill. királypingvin). Már a múlt század kutatói megfigyelték és törvényszerűségként rögzítették, hogy az állatok testnagysága, ill. testarányai és a hőklíma között szoros összefüggés van, azaz a hideg, ill. meleg éghajlatú területek állatai e két szempontból jelentősen különböznek egymástól. A Bergmann-féle testnagyságszabály (1847) azt - a rendszer­ 728

tan felől általánosan megerősített - megfigyelést fogalmazza meg, hogy egyazon faj alfajainak (ill. egyazon nemzetség vagy család fajainak) egyedei a meleg éghajlatból a hideg felé (a hegységekben felfelé) haladva fokozatosan nagyobb termetűekké válnak. A változás fizikai alapja közismert: a növekvő térfogattal a köbtartalom egységére jutó felület csökken. A szabályban ennek élettani, alkalmazkodásbeli vetületét ismerhetjük fel: érthető, hogy meleg éghajlaton a kisebb termet-viszonylag nagyobb hőleadó felület, hideg klímában pedig ennek fordítottja előnyösebb az állat számára. Az ezt kiegészítő Allen-féle testarányszabály (1877) azt mondja ki, hogy egy rokonsági körön belül a fajok kiálló, és ezért nagyobb hőleadásra képes testrészei (fülek, farok, lábak stb.), valamint a vékony bőrű, gyengén szőrözött felületek az említett irányba haladva fokozatosan kisebbednek. Mindkét szabály a melegvérű gerincesekre (madarak, emlősök) vonatkozik; a változó hőmérsékletű gerincesekre és a gerinctelenekre (pl. rovarok) a Bergmannszabály ellenkezője érvényes (vő. 743. old.). A víz valamennyi életműködés nélkülözhetetlen előfeltétele. A test vízegyensúlyá­ nak fenntartása különösen a szigorúan helyhez kötött életet élő s az adott termőhely mindenkori vízellátottságának „kiszolgáltatott” növények alapproblémája, ezért szá­ mukra a víz esetenként még a hőmérsékletnél is nagyobb jelentőségű környezeti tényező. A Föld térben és időben rendkívül egyenlőtlen csapadék- és talajvízviszonyaihoz a növények változatos szervezeti (alak- és élettani) módosulásokkal alkalmazkodtak, ami egyedeik és társulásaik külső képében is egyértelműen megmutatkozik. A kedvezőtlen vízháztartású területek szárazságtűrő növényzetének (xerofitonok) testfelépítését olyan morfológiai berendezések (xeromorf vonások) jellemzik, amelyek egyrészt a rendelkezésre álló kevés víz maradéktalan felvételét (a felszín alatt közvetle­ nül szétágazó vagy igen mélyre hatoló gyökérzet), másrészt a megszerzett nedvesség­ gel való szigorú takarékoskodást (pl. vízleadást csökkentő képletek, ill. víztároló szövetek kifejlődése stb.) szolgálják. A kedvező vízellátású, ún. nedvességkedvelő növények (higrofitonok) jellemző tulajdonsága ezzel szemben a nagy vízfelvétel és az erős párologtatás. E funkcióikról ún. higromorf felépítésük is árulkodik (élénkzöld szín, fejletlenebb gyökérrendszer, nagy kiterjedésű asszimiláló és párologtató felület, szórtabb eloszlású gázcserenyílások, ritkább erezet stb.). A közepes vízigényű és vízellátású növények (mezofitonok) alakilag és ökológiailag a xerofitonok és a higrofi­ tonok között foglalnak helyet. Száraz és nedves termőhelyen egyaránt megélnek, és többnyire minden nehézség nélkül fenn tudják tartani vízháztartásuk egyensúlyát. E csoportba tartozik réti és erdei növényeink java része. A vízinövényeket (hidrofiton vagy hidatofiton) sajátságos testfelépítésük teszi alkalmassá a vízi életmódra. A rész­ ben lebegő, részben rögzített, alámerült vagy a víz színén elterülő növények az ún. hínárvegetáció tagjai. A víz az állatok életéhez nem kevésbé szükséges környezeti tényező. Szervezetükbe többnyire ivás vagy nedvdús táplálék révén, esetleg közvetlenül a bőrükön át jut, sőt egyes állatfajok - a speciális „tárolóikban” (pl. púp, farok) felhalmozott zsír oxidáció­ 729

jával termelt - „pótlólagos” vizet is felhasználnak (teve, zebu, zsíros farkú juh). A vízleadás ugyanakkor párologtatás, kilégzés, ill. az anyagcsere-végtermékek (vize­ let, ürülék) révén történik. A Föld változatos vízellátottságú élettereit az ezekhez sokoldalúan alkalmazkodott állatközösségek lakják. A víziállatok egész életük folyamán - vagy legalábbis egyedfejlődésük bizonyos szakaszában - vízben élnek. Sokuk képes arra, hogy élőhelyének átmeneti kiszáradá­ sát valamilyen módon (mélyebb iszaprétegekbe rejtőzve vagy betokozódva, a tokon belül beszáradt állapotban stb.) átvészelje, mások, mint egyes trópusi halfajok (pl. mászkáló hal: Anabas scandens) nagy légnedvesség idején a szárazföldre is kimerész­ kednek. Erre egyrészt igen szorosan záródó kopoltyúfedőik, másrészt járulékos légző­ szerveik teszik képessé őket. A párás környezethez kötődő állatok aktív élettevékenységeikhez meghatározott légnedvességet igényelnek (sztenohigr fajok). Különösen magas (75-100%) páratar­ talmat kívánnak meg az ún. fülledtségkedvelő (atmofil) fajok, amelyeknek kültakarója önmagában nem véd a kiszáradástól; ezt a hiányosságot erős nyálkaelválasztás vagy a légzőszervüket védő-záró berendezés egyenlíti ki (giliszták, szárazföldi örvényférgek és piócák, csupaszcsigák stb.). A nedvességkedvelő (higrofil) állatfajok már 65-75%-os relatív légnedvességgel is beérik, mivel kitin anyagú kültakarójuk, légcsöves lélegző­ készülékük (rovarok, százlábúak, pókszabásúak stb.), ill. vastag héjú, zárható nyílású házuk (szárazföldi csigák) hatásosabb védelmet nyújt a kiszáradás ellen. A szárazabb időszakokban mindkét párakedvelő csoport tagjai nedves búvóhelyre vonulnak vissza. A magasabb rendű állatok közül a kétéltűek többsége atmofil vagy legalábbis higrofil. Bőrük csak egy sejtrétegben szarusodott el, viszont sok nyálkamirigyet tartalmaz. Mindig víz közelében élnek, s ha ettől el is távoznak, kizárólag erősen páratelt, árnyékos élőhelyeket keresnek fel (bokros helyek, erdők, lombkorona, avar stb.). Rendszerint éjjel tevékenykednek; a nappali alacsonyabb légnedvesség idején föld alatti üregekben, lyukakban tartózkodnak. A száraz levegőt kedvelő (xerofil) állatcsoportok közül a hüllők és a madarak szervezete általában jobban alkalmazkodott a víztakarékosságra kényszerítő feltéte­ lekhez, mint az emlősöké. Kültakarójuk több rétege elszarusodott (pikkelyek, szaru­ pajzsok, -lemezek, a madarak tollruhája) - ami már önmagában is kiváló védelmet jelent a test párolgása ellen -, nincsenek verejtékmirigyeik, anyagcsere-végtermékeik gyakorlatilag szilárd halmazállapotban távoznak szervezetükből. Az emlősök hátrá­ nya az említettekkel szemben az, hogy - noha hámszövetük ugyancsak több rétegben elszarusodott, és szőrzetük is kiváló védőruha - bőrük verejtékmirigyeket tartalmaz (igaz, rendenként változó mennyiségben), vizeletük folyadék, ami állandó vízvesztesé­ get jelent a szervezet számára. Ennek ellenére a száraz területek állatvilágából nem hiányoznak a sajátos viszonyokhoz nagyszerűen alkalmazkodott emlősök sem (1. ott). (Megjegyezzük, hogy a száraz térségek állatvilága csak részben a vízhiány megszabta különleges alkalmazkodási követelmények miatt szegényes; részben a gyér vegetáció­ nak, tehát a kedvezőtlen táplálkozásbiológiai körülményeknek tulajdonítható.) 730

A Nap az élet fenntartója a Földön. A földfelszínre jutó napfény mindenekelőtt a zöld növények számára létfontosságú tényező, mert ez szolgáltatja a fotoszintézishez szükséges energiát. Részben közvetlen (direkt), részben visszavert, szórt (diffúz) suga­ rakból áll, amelyek aránya változó. A növény életfunkciói szempontjából a szórt fény kedvezőbb, mivel a direkt sugárzás erősebben növeli a párologtatást, a test felmelege­ dését, sőt közvetlen károkat is okozhat. A növényi szervezet különböző fénymennyiséghez alkalmazkodott, fényigénye eltérő. Eszerint alapvetően három csoportjukat különböztetjük meg. A napfénynövé­ nyek (heliofitonok) teljes napfényt igényelnek (félsivatagi-sivatagi, pusztai, havasi és tundranövények). Az árnyéktűrők (szkiofitonok) maximális fényigénye kisebb a teljes napfénynél (a minimális ennek 1/4-1/100 része; erdei növények). Az árnyéktűrő napfénynövények (helio-szkiofitonok) az előbbi két csoport között helyezkednek el: a teljes napfényt kedvelik ugyan, de a részleges beárnyékolást (minimálisan a teljes fény 1/2-1/50 részét) is elviselik, a virágzáshoz azonban nagyobb fényerősségre van szükségük. A földfelszínre jutó fény mennyisége és erőssége rendkívül változatos tér- és időbeli megoszlást mutat. A sugárzás összege, ill. intenzitása a térítők táján a legnagyobb, innen az Egyenlítő felé kevéssé, a sarkok felé haladva nagyobb mértékben csökken. Értékeik a tengerszint feletti magasságtól, a kitettségtől, a növénytakaró beárnyékoló hatásától, a felhőzettől, valamint az évszakok és a napszakok hosszától függően helyről helyre tovább módosulnak, ez pedig - egyéb környezeti tényezők hatásával párosulva - a növénytakaró összetételét és szerkezetét nagymértékben befolyásolja. A növényeknek a fényért folytatott küzdelme legszembetűnőbben a különböző éghajlati övék erdőtársulásainak szintezettségében nyilvánul meg. Az adott övre jel­ lemző legtöbb napfényt természetesen mindenütt az erdő lombkoronaszintje kapja, bár az ezt alkotó fafajok fényigénye korántsem azonos (kifejezetten fénykedvelő a kőris, a nyír, a nyár, valamint az erdei- és a vörösfenyő; árnyékkedvelő a bükk, a gyertyán, a luc- és a jegenyefenyő stb.). Az alsóbb növényszinteknek viszont már csak azzal a szórt fénnyel kell beérniük, amely a lombok között beszűrődik. E szkiofitonok számára az erdő belsejében uralkodó gyenge fény önmagában kevés; asszimilációju­ kat a tavaszi és az őszi fénytöbblet, a napközben rájuk hulló, váltakozó fényfoltok, valamint az erdőtalaj levegőjének nagy CO2-tartalma teszi lehetővé (Soó R. 1965b). A tűlevelű erdők (tajga) és a több lombkoronaszinttel rendelkező trópusi esőerdők megvilágítása még kedvezőtlenebb, ezért aljnövényzetük szegényes vagy hiányzik. Bizonyos növénycsoportok a fényhez jutás érdekében különleges életformát fejlesz­ tettek ki: pl. a liánok a fákon felkúszva törnek elő a trópusi erdő félhomályából, az epifitonok pedig eleve a lombkoronaszint fényben gazdagabb helyein telepszenek meg; mások (szellőrózsa, keltike stb.) virágzásukat az erdő kilombosodása előtti periódusra időzítik, helyüket nyáron árnyéktűrő fajok foglalják el {aszpektusok: egy vagy több faj számbeli sokasodása, ill. egyes fajok kb. azonos időben történő virág­ zása). A túl erős fényben élő növények ellenben erősen redukált levélfelülettel (ernyőakáciák, mimózák stb.), levéllemezeik elfordításával (eukaliptuszok) vagy sűrű, boly­ 731

hős szőrzet fejlesztésével (pl. havasi gyopár) védekeznek az intenzív fényhatás egyszersmind természetesen a fagy károsító hatásai és a túlzott párologtatás - ellen. Sok növény virágzása a napi megvilágítás időtartamától függ (fotoperiodizmus). A hosszúnappalos növények csak akkor hoznak virágot, ha növekedési szakaszukban a nappalok hosszabbak, mint az éjszakák; a rövidnappalosak viszont e szakaszban hosszabb sötétséget kívánnak meg. Az előbbiekhez elsősorban mérsékelt övi (gabona­ félék, burgonya, len stb.), az utóbbiakhoz trópusi eredetű (szója, rizs, köles stb.) kultúrnövényeink tartoznak. Más vadon termő és kultúrnövények virágzása függet­ len a nappalok hosszától. Az állatvilág számára a fény fontos, de nem nélkülözhetetlen környezeti tényező, hiszen szép számmal akadnak olyan állatfajok, amelyek egész életüket teljes sötétség­ ben élik le (belső élősködők, barlangi és mélytengeri állatok). Az állandó sötétség vagy legalábbis a szélsőséges fényhiány körülményei között élő állatokon számos jellegzetes szervezeti változás figyelhető meg: pl. csökevényes vagy éppen megnagyobbodott, kidülledő vagy teleszkópszerű szemek, fejlett tapogatószer­ vek, fénytermelő testek, pigmenthiány stb. A megvilágítás erőssége és időtartama, azaz a fényintenzitás napszakos és évszakos változásai ugyan nem követelnek meg ily látványos morfológiai bélyegekben megnyil­ vánuló alkalmazkodást, viszont döntően befolyásolják az állatok napi (nappal, alko­ nyaikor, ill. éjszaka aktív állatok) és évszakos (párosodás, fészekrakás, vándorlás stb.) életritmusát. Mindez bizonyos testi-szervezeti változásokkal is együtt jár: pl. a napszakok különböző fény-, hő- és légnedvesség-viszonyaihoz való alkalmazkodás morfológiai és funkcionális bélyegei a nappali és az éjszakai állatok szervezetében egyértelműen megmutatkoznak (a kültakaró színének és szerkezetének, a szem szer­ kezetének, a hő és a kipárolgás szabályozásának stb. eltérései). A talajjal mint környezeti tényezővel itt nem szükséges külön foglalkoznunk; sokrétű ökológiai szerepéről e könyv 5. fejezete nyújt bőséges tájékoztatást. A mechanikai tényezők címszó alatt a levegő, a hó és a vízáramlás ökológiai hatásait szokás összefoglalni. Ezek közül az elsőt tárgyaljuk kissé részletesebben. A levegő kémiai összetétele és áramlásai révén gyakorol hatást az élő szervezetekre. Alkotórészeinek (ún. alapgázainak) mennyisége, aránya a földfelszín közelében állan­ dó ; összetételét természetes hatások csak kivételesen és átmenetileg változtatják meg (pl. villámcsapás, vulkánkitörés). Alapgázai közül a nitrogén a bioszféra élő anyagá­ nak igen lényeges alkotóeleme - annak ellenére, hogy viszonylag kevés autotróf szervezet képes közvetlenül a levegőből felvenni. A gáz állapotú, ill. a vízben oldott oxigén az élőlények túlnyomó többsége számára még átmenetileg sem nélkülözhető létfeltétel; hiányában csak bizonyos egyszerű, ún. anaerob szervezetek (elsősorban baktériumok) életképesek. Mennyisége a talaj levegőjében és a vízben széles határok között ingadozhat. A levegő változó mennyiségű vendéggázai közül a szén-dioxidnak van kiemelkedő ökológiai jelentősége. Elenyésző részesedése (0,035 tf%) ellenére az oxigénnel egyenrangú szerepet tölt be a földi élővilág létalapjának megteremtésében. Az állatok és a növények légzési, valamint az elhalt szerves anyagok bomlásterméke­ 732

ként, ill. egyéb égési folyamatok vagy vulkáni működés során keletkezett gáz ugyanis az autotróf növények nélkülözhetetlen szénforrása; az asszimiláció során „cserébe” termelt oxigén pedig maguk a zöld növények, ill. a heterotróf szervezetek többsége számára a légzés alapfeltétele. Természetes körülmények között az oxigén/szén­ dioxid-forgalom egyensúlyban van, ez azonban - mindenekelőtt az utóbbi kb. másfél évszázad gyorsuló ütemű ipari fejlődése, az óriási mértékben megnövekedett szén­ dioxid-kibocsátás miatt - felborulni látszik. Az ún. üvegházhatás erősödése a légkör globális felmelegedésének veszélyét hordozza, ennek összes - ma még be nem látható - következményével együtt (az éghajlati övék eltolódása, a nagy földi légkörzés megváltozása, a jégtakarók esetleges elolvadása stb.). Nem kisebb veszéllyel fenyeget­ nek a légkörbe kerülő légszennyező anyagok (por, korom, pernye stb.), valamint füstgázok (kén-dioxid, nitrogén-oxidok stb.), amelyek közvetlen vagy közvetett (sa­ vas esők) egészségkárosító, ill. az élővilágot pusztító hatása már napjainkban is riasztó méreteket öltött. A légáramlásoknak, szeleknek az élővilág elterjedésére és életműködéseire gyako­ rolt sokrétű hatása példák tömegével szemléltethető. Számos növényfaj szélmegporzású, mások terméseiket a szél segítségével terjesztik el; szél szállítja - gyakran hatalmas távolságra - az ún. aeroplanktont, amely jórészt a kiszáradt tócsák porával együtt kifújt növényi és állati szervezetekből (száraz moha- és zuzmómaradványok, betokozódott egysejtűek, spórák, peték, beszáradt kerekes- és fonálférgek, medveál­ latkák stb.) tevődik össze, és leülepedésének helyén vízhez jutva új életre kel; a különböző irányú légáramlásokat, szeleket nagyszerűen használják ki a vándor- és viharmadarak; a mozgó levegő által szállított szagok és illatok - különösen az emlősök körében - a zsákmány felderítését, ill. a veszély megszimatolását segítik stb. A szél párolgást és párologtatást növelő hatása a termőhely légnedvességének csökke­ nését, talajának kiszáradását eredményezi, emellett mechanikai sérüléseket, morfoló­ giai elváltozásokat is okozhat. Az erős és állandó szelek járta térségek (magashegysé­ gek, tengerpartok, az erdős tundra területei) fái pl. jellegzetesen elcsökevényesednek, eltorzulnak: szél felőli rügyeik lefagynak, koronájuk féloldalassá válik, törzsük a szélnyomás következtében erősen meghajlik (Darwin: „eleven szélzászlók”). A károsító-pusztító hatást fokozzák a szél által szállított homokszemcsék, hó- és jégkristá­ lyok is. Az élő (biotikus) tényezők közé az élőlények egymásra, valamint az embernek a növény- és állatvilágra gyakorolt sokféle hatása sorolható. Az általánosan elterjedt versengésen (kompetíció) az élőlényeknek azt az egymással szemben álló magatartását értjük, amit az a törekvés határoz meg, hogy az életük fenntartásához szükséges mennyiségben jussanak hozzá azokhoz a környezeti ténye­ zőkhöz, amelyek nem állnak korlátlan mennyiségben az életközösség rendelkezésére. Az állatok között mindenekelőtt az élettérért és a táplálékért, a növények között pedig a fényért és a vízért folyik ádáz vetélkedés. Az ökológia a verseny „résztvevői” szerint fajon belüli (intraspecifikus) és fajok közötti (interspecifikus) versenyt különböztet meg. Mindkét versengési forma rendkívül elterjedt; példaként itt csak a legjobb költő733

és táplálékszerző helyért (revír) vetekedő, azonos fajhoz tartozó madarakat (feketeri­ gó, széncinege stb.), ill. a hasonló ökológiai igényű, de eltérő versenyképességű növényfajok „kiszorítósdi”-ját (vő. 777. old.) említjük. A növényfajok közötti versengés különleges formája az ún. allelopathia, azaz bizonyos anyagcseretermékek „bevetése” a konkurens fajok növekedésének korlátozása, esetleg nem konkuráló fajok fejlődésé­ nek elősegítése érdekében, ami jellegzetes életközösségek létrejöttét eredményezi. (Ilyen hatású pl. a dióavarnak az almafa növekedését gátló, más fajokét serkentő egyik bomlásterméke is.) Az állatok és a növények kapcsolatai rendkívül sokfélék. A növényzet az állatok számára kimeríthetetlen változatosságú élőhelyet (biotópot: odvak, fészkelőhelyek, gubacsok, növényi „vízmedencék” stb.), ill. táplálékot nyújt, az állatok viszont a növények megporzásában, terméseik, magvaik elterjesztésében stb. játszanak nélkü­ lözhetetlen szerepet, de károsítják is őket (rágás, legelés, tiprás, növénybetegségek előidézése, ill. terjesztése stb.). A táplálkozási (trofikus) tényezők sajátos helyet foglalnak el az élő környezeti tényezők sorában. Míg a növények döntő többsége fotoszintézis útján maga állítja elő táplálékát, s csak kisebb részük folyamodik más táplálékforráshoz (korhadéklakók, élősködők, rovaremésztők, szimbionták), az állatok e tekintetben - közvetlenül vagy közvetve - mindenképpen a növényekre szorulnak. A táplálkozás módja szerint több állatcsoportot különböztetünk meg: a táplálék eredetét és minőségét tekintve nem válogatós mindenevőkön (medve, patkány, sertés) kívül egész sor táplálkozási specialistát ismerünk, amelyek kizárólag növényi (növényevők, nektárfogyasztó rova­ rok stb.) vagy állati eredetű táplálékot (ragadozók, dög- és ürülékevők, vérszívók stb.) fogyasztanak. Egyes élősködők, növényi kártevők egészen szélsőségesen specializá­ lódtak: előfordulási és táplálkozási helyük rendszerint egyetlen gazdaszervezet, sőt nemegyszer annak meghatározott szerve. Az emberi tevékenység a legmélyrehatóbb változásokat előidéző biológiai tényezők egyike. A növényzet felégetése, az erdőirtások, a rendszeres kaszálás, maga a szántó­ földi művelés, ill. az ezzel kapcsolatos tevékenységek (trágyázás, öntözés, gyomirtás stb.) kisebb-nagyobb mértékben befolyásolták, nemegyszer gyökeresen és visszafor­ díthatatlanul megváltoztatták adott terület növény- és állatvilágát. Mindezekre a megfelelő helyeken példákkal is szolgálunk.

Ökoszisztémák Az élettelen és az élő környezeti tényezők egyenkénti tárgyalása során mindvégig a „bonyolult kölcsönhatás”, az „együttesen ható tényezők” írásbeli kifejezésének, szemléltetésének reménytelensége kísértette a fejezet íróját, tudván, hogy a környezeti tényezők és az élőlények között valóban olyan sokoldalú és egyidejű kölcsönhatások működnek, amelyek didaktikai okokból való szétszálazása, felbontása a lényegnek csak szegényes interpretációját teszi lehetővé. A megoldást a rendszerszemléletű 734

megközelítés, az ökológiai rendszerek (ökoszisztémák) bonyolult kapcsolatokban megnyilvánuló működésének elemzése jelenti. „Az ökoszisztéma a földi bioszférára jellemző energiaátalakítást, ill. -áramoltatást, valamint anyagforgalmat megvalósító, élő és élettelen komponensekből álló, viszony­ lag állandó tér-idő rendszer...” (Hortobágyi T.-Simon T. [szerk.] 1981; 439. oldal). Élőlényei életközösségeket (biocönózisokat) alkotnak, amelyek mind egymással, mind élettelen környezetükkel (élettér [biotóp]) szoros kölcsönhatásban vannak. A kölcsönhatások anyag- és energiaáramlás formájában valósulnak meg az ökoszisz­ témákon - mint nyílt, önszabályozó rendszereken - belül és az egyes ökoszisztémák között. (Az utóbbi kapcsolatrendszer az oka annak, hogy az egyik ökoszisztéma megváltozása más, vele érintkező ökoszisztémákban is változásokat eredményez.) Az ökológiai rendszerek élőlényei mindenekelőtt táplálkozási kapcsolatban vannak egymással, s a táplálkozási rendszerben elfoglalt helyük szerint alapvetően három csoportba tartozhatnak. A termelők (producensek) autotróf szervezetek, azaz fotoszintetizáló zöld növé­ nyek, valamint ún. foto- és kemoautotróf baktériumok. Legfontosabb közös tulaj­ donságuk, hogy a fény-, ill. kémiai energia felhasználásával szervetlen anyagokból szerves anyagokat képesek előállítani, ily módon a Föld egész biotömegének létreho­ zói. Közvetve vagy közvetlenül velük, ill. belőlük táplálkoznak a heterotróf növények és valamennyi állati szervezet, amelyeket összefoglalóan fogyasztóknak (konzumenseknek) nevezünk. Attól függően, hogy a tápláléklánc melyik szintjén helyezkednek el, első-, másod-, harmad-,... n-ed rendű fogyasztókat különböztetünk meg. A terme­ lők és a fogyasztók elhalt anyagával a lebontok (dekomponáló, reducens szervezetek), mindenekelőtt heterotróf baktériumok és gombák táplálkoznak, ennek során azt szén-dioxidra, vízre és ásványi sókra bontják le (ásványosítás-mineralizáció). Az így keletkezett egyszerű vegyületek viszont a termelők életfunkcióihoz nélkülözhetetle­ nek, ekképp az anyagkörforgalom teljessé válik. A rendkívül sokféle, de alapvetően három típusba (ragadozók, paraziták, szaprofiták) sorolható táplálkozási láncok jellemző példája lehet a moszat→vízibolha→kárász→csuka→halászsas sorozat, amelyben a moszat termelőként, a további három faj 1-3. rendű fogyasztóként, a halászsas pedig ún. csúcsfogyasztóként (csúcsragadozóként) szerepel. A körforgalomban részt vevő tápanyagok útja, sorsa ökoszisztéma-típusonként eltérő. Tökéletes körforgalomról beszélünk, ha benne az átalakított tápanyagok összes mennyisége állandó marad; tökéletlen a körforgalom akkor, ha pl. valamely ökoszisz­ témában az elhalt növényi és állati szervezetek egy része - lebomlás hiányában kiiktatódik a táplálékláncból; s végül más ökoszisztémáktól függő az anyagkörforga­ lom, amikor valamely ökoszisztéma élőlényei más ökológiai rendszerben termelődött táplálékra vannak utalva. Példaként az első esetre az érintetlen erdők, füves puszták, tápanyagokban szegény tavak stb. ún. autark vagy autonóm ökoszisztémái; a máso­ dikra a földtörténeti múlt szén-, kőolaj-, lignit- stb. vagy napjaink tőzegképződése; a harmadikra pedig a mélytengeri állatvilágnak az epipelágikus, nyílt vízi élettértől függő táplálékellátása (vö. 802. old.) említhető (375. ábra). 735

375. ábra: Anyagkörforgalom a különböző ökoszisztéma-típusokban. Természettudományi Kisenciklopédia (1987). - a = tökéletes, b = tökéletlen, c = más ökoszisztémáktól függő anyag­ körforgalom

A vázolt táplálkozási kapcsolatok természetesen sajátos energiaáramlással járnak együtt, azaz az ökoszisztéma élőlényei között egyszersmind energetikai kapcsolat is van. Az energiaáramlás az anyagkörforgalommal ellentétben mindig egyirányú folya­ mat (átáramlás), ami azt is jelenti, hogy állandó utánpótlást igényel. Adott ökosziszté­ ma élőlényei közül egyedül a termelők képesek külső energiaforrás felhasználásával kis energiatartalmú, szervetlen vegyületekből nagy energiatartalmú szerves anyagot felépíteni. A zöld növények és az e tekintetben alárendeltebb szerepet játszó autotróf baktériumok által „bevételezett” energia mennyisége az igen hatékonyan asszimiláló növények esetében is csekély: az őket ért összes fényenergiának mindössze 2%-a; ennek is mintegy fele saját életfolyamataik fenntartására szolgál. Az energia a táplál­ kozási láncon végighaladva egyre csökken, végül elfogy; pontosabban, az átáramló kémiai energia munkává és hővé alakul, tehát az energiafajták összege a kiindulási mennyiséggel egyenlő marad. A lánc tagjai ugyanis a mozgáshoz, anyagcsere-folya­ mataik működtetéséhez a táplálékkal közvetített energia meghatározott hányadát felhasználják, más része a környezetbe kerül, veszendőbe megy (légzés, nem hasznosí­ tott energia). Ebből törvényszerűen következik, hogy a táplálkozási láncoknak min­ dig végesnek kell lenniük; csak viszonylag kevés tagból állhatnak; a termelőkből és fogyasztókból álló táplálkozási rendszerekben az élőlények egyedszáma a lánc vége (a „piramis” csúcsa) felé csökken, ugyanakkor az egyedek testtömege növekszik, összességében azonban a biomassza csökken. (A paraziták táplálékláncában fordított a helyzet: az egymásra épülő szintek állatainak testmérete csökken, egyedszámuk nő; pl. házijuh→-juhbagócs-»élősködő egysejtű-^baktériumok.) Az ökoszisztémák működésének azonos szinten tartását, az ökológiai egyensúly megőrzését a rendszer - visszacsatolások révén érvényre jutó - önszabályozó képessége szavatolja. Minél több fajból áll egy életközösség, annál bonyolultabb táplálkozási 736

kapcsolatok jellemzik, ez pedig az ökoszisztéma nagyfokú stabilitását eredményezi. Pl. a trópusi esőerdők rendkívül sokirányú táplálkozási függőségben élő fajai közül egyik sem szaporodhat el veszélyes mértékben, ezzel szemben az egyszerűbb szerkeze­ tű ökoszisztémákban (füves puszták, tundra stb.), ill. monokultúra jellegű mezőgaz­ dasági területeken ilyen szabályozó mechanizmus nem működik; ezekben egyes kárte­ vők (vándorsáska, rágcsálók stb.) mértéktelen elszaporodása (gradáció) hatalmas károkat okozhat. Az ökoszisztémák megjelenési formája a legfontosabb környezeti tényezők időbeli változékonyságától függően lehet messzemenően állandó (pl. korall tenger), vagy egy éven belül akár többször is megváltozhat (évszakos aszpektusok). E periodikus változásokon kívül az ökoszisztémákban lassú, folyamatos, ún. szukcessziós átalaku­ lások is végbemennek, amelyek éveken, nemritkán földtörténeti időszakokon át tartanak. A növényszövetkezetek egymásra következésében megnyilvánuló folyamat végső fázisa az ún. klimaxvegetáció, amely környezetével - mindenekelőtt az adott terület éghajlatával - dinamikus egyensúlyban van. Minden klímának tehát meghatá­ rozott - a legmagasabb szervesanyag-termelést felmutató és a legtöbb szintből álló - klimax-növénytársulás felel meg: pl. humidus éghajlaton erdő-, aridus klímában xerofil növénytársulások képviselik a klimaxstádiumot; átmeneti éghajlatú területe­ ken a talajból felvehető víz mennyiségének van döntő szerepe az egyensúlyi társulás kialakításában.

Életközösségek Az élőlények egyed feletti szerveződési szintjei Az ökoszisztémák élőlényei (egyedei) - mint láttuk - nem magányosan vagy elszige­ telten fordulnak elő, hanem sokoldalú anyagáramlási és energetikai kapcsolataik révén meghatározható felépítésű és működésű egységeket alkotnak. Az összefoglaló­ an egyed feletti szerveződési szinteknek nevezett egységek legegyszerűbbike a populá­ ció. Ez az egy fajhoz tartozó egyedek olyan csoportja, amelynek tagjai adott helyen és időben együtt élnek, és egymás között termékeny utódokat képesek létrehozni. A társulás (biocönózis) már bonyolultabb egyed feletti szerveződési szint, amelyben egyidejűleg több és többféle növény- és állatpopuláció van jelen (fito- és zoocönózis). Ezek együttélése nem véletlen csoportosulás; összetételük meghatározott környezeti igényt tükröz, és mindig versengés eredménye. A biocönózis külső képét a növénypo­ pulációk nagy egyedszáma és tömege miatt szinte kivétel nélkül a növénytársulások határozzák meg. A biomok a bioszférának - mint az egyed feletti szerveződés legma­ gasabb szintjének - fiziognómiailag jól elkülönülő, zonálisan, ill. a zónákon belül szektorálisan elhelyezkedő, egész kontinensrészekre kiterjedő nagy egységei. Bár elnevezésüket a zónák (tartományok) képét alapvetően meghatározó növényzeti 737

összetevőjükről, a formációcsoportokról* kapták (hilea biom: trópusi esőerdők, szklerea biom: szubtrópusi keménylombú erdők, szilvea biom: mérsékelt övi lombhullató erdők stb.), természetesen az „alacsonyabb hierarchia-szintű” életközösségeket, a növény- és állatpopulációkat, -társulásokat egyaránt magukba foglalják. Ám ezeknek nem egyszerű összegezett halmazai, hanem - az életközösségek közötti kölcsönhatá­ sok sokrétűsége miatt - minőségileg is magasabb szintű egységei. A továbbiakban a biomok legfontosabb típusait ismertetjük és jellemezzük a nagy földrajzi övezetek, ill. övék szerint.

Az élővilág zonális elrendeződése A biomok kialakulása és elhelyezkedése a Föld felszínén mindenekelőtt az éghajlati (döntően a hőmérsékleti és csapadék-) viszonyok függvénye. Ezért az egyes fejezeteket mindig az adott terület éghajlati jellemzése vezeti be, aminek szükségszerű tömörítését a klímajelleget összefoglalóan és rendkívül szemléletesen ábrázoló Walter-féle klíma­ diagramok felhasználása tette lehetővé. Ezek segítségével ugyanis jól kimutatható, hogy a kérdéses területen, adott hőmérsékleti viszonyok között elegendő-e a csapadék mennyisége, azaz az életközösségeknek milyen időtartamú nedves és/vagy száraz időszakhoz kell alkalmazkodniuk. A diagramok vízszintes tengelyén a hónapok beosztását találjuk januártól decemberig; a bal oldali függőleges tengelyen a hónapok középhőmérsékletét (°C-ban), a jobb oldalin pedig a havi csapadékösszege­ ket (mm-ben), mégpedig úgy, hogy 10 °C hőmérsékletnek 20 mm csapadék feleljen meg. Az egyes hónapok középhőmérséklet-, ill. csapadékösszeg-értékeit összekötő görbék lefutása és egymás­ hoz való viszonya klímatípusonként eltérő, és azokra igen jellemző. Az egész évben a hőmérsékleti görbe fölött elhelyezkedő csapadékgörbe nedves (függőlegesen vonalkázott terület), a hőmérsékleti görbe alá süllyedő pedig száraz (pontozott terület) éghajlatot jelez. A havi 100 mm-t meghaladó csapadékösszegeket a diagram tízszeres kicsinyítésben ábrázolja (fekete terület). Az átmeneti klíma kimutatására szaggatott segédvonal (1:3 arányú csapadékgörbe) szolgál: ez esetben 10 °C hőmérsékletnek 30 mm csapadék felei meg (pl. ahol e segédvonal a hőmérsékleti görbe alá kerül, szemihumidus-szemiaridus, aszályveszélyes klíma jellemző; pl. erdőssztyepp). A diagram vízszintes tengelye alatt húzódó sávok fekete szakasza a hideg évszak (a havi közepes minimumok 0 °C alatt vannak) hosszát, a vonalkázott szakasz pedig azokat a hónapokat jelzi, amelyekben fagyos napok még előfordulnak. A klímadiagramokon a fentieken kívül számos további, az adott mérőállomás környékére vonatkozó adatot is feltüntetnek (hőmérsékleti és csapadék-átlagértékek, szélső értékek stb.).

* Hasonló környezetben élő, lényegileg hasonló megjelenésű nagy növényzeti típusok, amelyeket a bennük élő állatokkal együtt illetnek a biom kifejezéssel.

A forró (trópusi) övezet növény- és állatvilága A Föld felszínének mintegy kétötöd részét elfoglaló forró (trópusi) övezet az Egyenlítő két oldalán, kb. az északi és a déli szélesség 30. foka között helyezkedik el. Éghajlatát - a Nap merőleges delelésmagasságának a térítők közötti vándorlása, valamint a passzát szélrendszer ehhez igazodó mozgása következtében - állandóan magas hőmérséklet, ill. sajátos tér- és időbeli eloszlású, szélsőséges csapadékértékek jellemzik. A hőmérséklet évi középértéke mindenütt meghaladja a 20 °C-ot, s ami minden más övezettől elsősorban megkülönbözteti, járása rendkívül egyenletes: az évi átlagos hőingadozás sehol sem éri el a napi ingadozás értékét (izotermia - megközelítőleg azonos hőmérsékletű évszakok). Annál változatosabbak a csapadékviszonyok. Az Egyenlítőtől az övezet poláris peremei felé haladva fokozatosan csökken az évi csapadékmennyiség; ennek is legna­ gyobb része a Nap zenitben delelését követő egyre rövidebb esős „nyári” évszakban hull le, következésképp a száraz időszakok („tél”) tartama mindinkább hosszabbodik. A fentiekből kitűnik, hogy e két fő éghajlati tényező közül az élővilág fejlődése (és természetesen a talajképződés) szempontjából a nedvességviszonyoknak (csapadék­ összeg, ill. -eloszlás) van fontosabb, ún. korlátozó szerepük. Mert míg a növényzetés talajfejlődés esetleges túl alacsony hőmérséklet miatti megakadása - eltekintve a magashegységektől, felföldektől - kizárt, a periodikusan fellépő száraz időszakok az élővilág növekvő és szembetűnő tájképi különbségekben (növénytakaró) is megnyil­ vánuló alkalmazkodását követelik meg. Megváltozik a fajösszetétel, a növénytakaró fokozatosan ritkul, alacsonyodik, mindebben pedig határozott zonalitás ismerhető fel, ami a trópusi övezet finomabb tagolására nyújt lehetőséget. Nem véletlen, hogy egyes éghajlat-osztályozások is pl. trópusi esőerdőklímát, szavannaklímát, különböz­ tetnek meg, jelezvén, hogy ezek hatásterülete nagyjából egybeesik a nevüket adó természetes növénytakaró elterjedési területével. Az éghajlat és a növénytakaró szoros kapcsolatának felismerését az is bizonyítja, hogy a klasszikus éghajlati osztályozások tisztán klimatikus tértagolását újabban az éghajlatot és a növényzetet - eltérő súllyal - együtt figyelembe vevő (pl. Troli, C.-Paffen, K. 1964; Manshard, W. 1968), sőt egyértelműen növényföldrajzi alapokon nyugvó (pl. Schmithüsen, J. 1976; Walter, H. 1970) rendszerek váltották fel. A kérdést egészen sajátos módon közelíti meg Lauer, W. (1975), aki szerint a trópusi övezet ökológiai sokfélesége alapvetően négy éghajlati kategória kombináció­ ira vezethető vissza. Bizonyos küszöbértékek alapján meleg, hideg, ill. nedves és száraz trópust különít el, amelyek páronként társítva jellegzetes trópusi övék elhatá­ rolására alkalmasak. Ezek szerint a meleg-nedves trópus az esőerdőknek és a nedves szavannáknak felel meg, amelyekhez északon és délen a száraz szavannákat és a sivatagokat felölelő meleg-száraz trópus csatlakozik. A hideg-nedves és a hideg-száraz kombináció csak bizonyos tszf-i magasság fölött fordul elő: az előbbi főként az Andokban, az utóbbi pedig Mexikó és Etiópia magasföldjein. 739

Összefoglalólag megjegyezzük, hogy a szakirodalomból ismert nagyvonalúbb, ill. aprólékosabb trópustagolások eltérései tehát alapvetően a nedvességviszonyok foly­ tonos és szabályszerű változásából adódnak. „Objektív határ” hiányában pedig éppúgy létjogosultsága van a trópusi övezet hagyományos hármas felosztásának (egyenlítői, átmeneti, térítői öv), mint a mérőállomások éghajlati adatain és/vagy növényföldrajzi törvényszerűségeken nyugvó, részletesebb és nevezéktanilag is megle­ hetősen változatos tagolásoknak. Magunk a trópusi övezet éghajlati és életföldrajzi viszonyait öt (trópusi esőerdő; nedves, száraz és tüskés szavanna; félsivatagok, sivatagok) övre bontva jellemezzük.

A trópusi esőerdő élővilága A trópusi esőerdők öve az Egyenlítő mentén, átlagosan az É. sz. és a D. sz. 10. foka között húzódik. Övszerű megjelenésében azonban - orográfiai okokból - több-keve­ sebb szabálytalanság figyelhető meg: folytonossága egyes helyeken megszűnik (pl. Kelet-Afrika magasföldjein), másutt - az óceáni szigetvilágban, ill. a kontinensek olyan partszakaszain, ahol a trópusi nyugatias szelek (monszun) vagy a keleties passzátok útját magasabb hegyvonulat állja el (pl. Hátsó-India, Kelet-Madagaszkár, Brazília atlanti partvidéke) - nagymértékben kiszélesedik, s az északi, ill. déli szélesség 15-20°-áig is felhatol (377. ábra). Forró, nedves, ún. egyenlítői éghajlat jellemzi, amelynek legfontosabb adatai a mellékelt klímadiagramokról olvashatók le (376. ábra). Figyelmet érdemel az egész évben egyenletesen magas hőmérséklet és a mindenkor bőséges, de sokkal változato­ sabb havi eloszlású csapadék. A jellegzetesen kettős csúcsú csapadékgörbék a Nap kétszeri zenitben delelését követő maximumokat szemléletesen jelenítik meg; a közbe­ iktatódó szárazabb (pontosabban: kevésbé nedves) időszakokkal való váltakozásuk azonban nem tekinthető valódi évszakos ritmusnak, mivel ezeken a területeken

376. ábra: Trópusi esőerdők jellemző klímadiagramjai (Afrika, Dél-Amerika, Ceylon) [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán, Kádár L. (1965) könyvéből] 740

egyetlen száraz hónapot sem jegyeztek fel. Az öv északi és déli szegélyén egy-két hónapos száraz évszak viszont már előfordul, ami a szavannák felé jelent átmenetet. A hőmérséklet és a csapadék napi járása rendkívül szabályos periodikusságot mutat. A napi hőmérséklet-ingadozás - bár mindenütt meghaladja az évi 2-3 °C-os ingadozás értékét - nem nagy (10-12 °C), de bőven elegendő az erős túlzással „mindennapos”-ként emlegetett csapadékhullás megindításához. Az éjszaka csupán 20-25 °C-ra lehűlt levegő hőmérséklete napkelte után gyorsan emelkedik, a konvekciós feláramlások következtében az égbolt mind jobban beborul, s kora délután a zivatarfelhővé összezáródó gomolyfelhőkből heves záporok, zivatarok formájában, dörgés, villámlás kíséretében hull alá a csapadék, amelynek napi mennyiségi rekordja egyes helyeken az 1000 mm-t is elérheti. A magas páratartalom és a légmozgások hiánya (egyenlítői szélcsendes öv) miatt nyomasztó a fülledtség, és ennek következményei az éjszakai lehűlés nyomán kialaku­ ló talajködök és kiadós harmatok is. A fentebb vázolt klimatikus és az ezzel szorosan összefüggő talajviszonyokhoz a növény- és állatvilág - mind egyedeit, mind társulásait tekintve - nagymértékben és különleges módon alkalmazkodott. Az öv legszembetűnőbb tájképi eleme, egyszersmind névadója az állandóan nedves, örökzöld trópusi esőerdő, amely rendkívül változatos fajösszetételével (hektáronként kb. száz fafaj!) és vertikális tagoltságával (legalább három koronaszint) minden más égöv növényformációjától különbözik. A fajgazdagság (diverzitás) egyrészt nagyfokú ökológiai stabilitást eredményez, másrészt jelentősen megnehezíti az esőerdők gazda­ sági hasznosítását. Az esőerdő szintekre tagolódása a fényért való küzdelem eredménye. A különböző koronaszintekhez tartozó, eltérő fényigényű fák (a legmagasabbak az 50-60 m-t is elérhetik) lombozata viszonylag kis terjedelmű, az első elágazások rendszerint maga­ san kezdődnek. A többszörös koronazáródás miatt a talajra már csak kevés fény jut le, ezért az állandó nappali félhomályban összefüggő cserje- és lágyszárú szint nem tud kialakulni. Az esőerdőt alkotó fajok a különleges klímaökológiai viszonyokhoz való alkalmaz­ kodás szép példáit mutatják. Igen elterjedt jelenség pl. a heterofília, azaz ugyanazon növényegyed leveleinek a fényellátottság változásaihoz igazodó különneműsége. Az alsóbb, árnyékos terekben elhelyezkedő levelek nagyok, ép szélűek, és - a páratelt környezetben nagy nyomással kipréselt ún. könnyezési nedv (guttáció) elvezetésére - rendszerint csepegtető csúcs­ ban végződnek. A közvetlen napsugárzásnak és naponta néhány órai viszonylag nagy szárazságnak kitett felső levelek viszont lényegesen kisebbek, és bizonyos xeromorf tulajdonságokkal bírnak: durvább, bőrnemű felületűek, és gázcserenyílásaik zárásá­ val a párologtatást képesek csökkenteni. E kétfajta levél nagyságkülönbsége 1:28 arányú is lehet (Müller-Hohenstein, K. 1979). A lombfakadás, akárcsak a virág- és termésképzés szabálytalanul vagy bizonyos belső ritmus által meghatározott periódusokban (6, 9, 12 stb. havonta) megy végbe. 741

A tartósan kedvező ökológiai viszonyok között tehát nincs kimondott lombhullásilombfakadási időszak; az esőerdő lombozata folyamatosan cserélődik, ezért örök­ zöld. Ugyancsak elterjedt az ún. kaulifloria jelensége, amikor is a fák, cserjék virágai és termései nem a hajtáscsúcsokon, hanem a törzs, ill. az ágak fás felületén fejlődnek ki. (A kultúrnövények közül a kakaó ilyen.) A jelenség egyes szerzők szerint a fatörzsszintben élő denevérfajok megporzó tevékenységével függ össze; rövid ideig csírázó­ képes magvaikat is ezek az állatok terjesztik el. (A trópusi fák, cserjék rendszerint nagyméretű és színpompás virágait egyébként főleg rovarok, továbbá egyes madárfa­ jok - kolibri, mézmadár - porozzák be.) A fatörzsek is az adott ökológiai viszonyokhoz való magas fokú alkalmazkodás bélyegeit viselik magukon. Vékony kérgűek, anyaguk tömött, nagy fajsúlyú, évgyűrű­ ik - évszakok hiányában - nincsenek. A mélyen elmállott szubsztrátumban való szilárd megtámaszkodás és a tápanyagfelvétel érdekében a fák differenciált gyökérrendszert fejlesztettek. Gyakori látvány, hogy tövük a talaj felé fokozatosan megvastagszik, minden irányban éles, kiugró bordákra tagolódik, amelyek mintegy támpillérként szolgálnak (palánkgyökerek). Más fákat vastag pányvagyökerek védik a kidőléstől. A tápanyagok felvételére szolgáló gyökerek elrendeződése és működése a trópusi esőerdő különleges tápanyagforgalmához igazodik. Első pillantásra ellentmondásos­ nak tűnik, hogy az erősen kilúgzott, tápanyagokban szegény, összességében igen kedvezőtlen tulajdonságokkal bíró szubsztrátumon a földkerekség legnagyobb töme­ gű és termelékenységű (primer produkciójú) növénytakarója alakulhatott ki. Ennek Müller-Hohenstein, K. (1979) szerint az a magyarázata, hogy a trópusi esőerdő csaknem egész tápanyagkészlete magában a növénytömegben, az élő és elhalt szerves anyagban van. A tápanyagfelvétel ezért közvetlenül a holt szerves anyagból - még annak ásványosodása, humuszosodása előtt -, a gyökereken élő gombafonal-szövedék (mikorrhiza) közvetítésével történik. Az anyagforgalom tehát közvetlen és rend­ kívül gyors, ami azt is jelenti, hogy az ebben beállt bármilyen zavar katasztrofális következményekkel jár az élő növény számára. Ez a sajátos anyagkörforgalom ma­ gyarázza, hogy az esőerdőfajok jó részének sekélyen, laposan szétterülő gyökérzete van, s kevésbé gyakori a mélyre hatoló, a mállott réteg alsó szintjeiben felhalmozódott tápanyagokat elérni képes gyökér. Noha az esőerdő növényfajainak túlnyomó többsége fa, rendkívül elterjedtek az olyan növénycsoportok, amelyek számára a fényért folytatott küzdelemben a fák jelenléte elengedhetetlen létfeltétel. A liánok a talajban gyökerező, hosszú szárú, fénykedvelő kúszónövények, amelyek önmaguktól nem képesek lombozatukat a magasba emelni, ezért a fákra csavarodva vagy változatos kapaszkodószerveik (módosult hajtások, kacsok, tapadógyökerek stb.) segítségével a törzseken-ágakon megtapadva jutnak el a lombkorona fényben gazdag felsőbb szintjeibe. Bár a legkülönbözőbb növénycsaládokhoz tartoznak (bors­ félék, az orchideákhoz tartozó vanília, a szobanövényként ismert Philodendron- és 742

Monstera-nemzetség egyes fajai stb.), felépítésük és kapaszkodószerveik hasonló funkciója (konvergencia) alapján némi túlzással „rokonoknak” tekinthetők. A fánlakó növények (epifitonok) a liánokkal ellentétben nincsenek kapcsolatban a talajjal. A törzs és a korona felsőbb régióiban, kedvező fényellátottságú helyeken, ágak között, ágvillákban élnek, a légköri csapadékra vannak utalva, s érthető, hogy ennek is inkább gyakorisága fontosabb számukra, mint mennyisége. A vízszerzés és -tárolás feladataihoz sokféleképpen és ötletesen alkalmazkodtak. Az orchideákhoz tartozó egyes epifitonok pl. levél-, ill. hajtásgumóikban tárolják a léggyökereken át felvett vizet. Más fajok (pl. a broméliák) levéltölcsérei-pikkelyei egyszersmind vízgyűjtő funkciót is betöltenek. Sok fánlakó páfrányfaj különböző szerves törmelékekből saját talajt (humuszréteget) hoz létre magasban levő termőhe­ lyén (fészekepifitonok). Epifitonok a más égövben sem ismeretlen mohák és zuzmók is. A fánlakó életmódot folytató növények gyakran teljesen elborítják a gazdanövényt és olykor szakállszerüen csüngő, változatos lombozatukkal, nagy felületű vízgyűjtő képződményeikkel valóságos madárijesztővé „öltöztetik”. A liánok és a fánlakók között különleges helyet foglalnak el az ún. hemiepifitonok. Egy részük liánként kúszik fel a fákra, majd epifiton életmódra tér át (Araceae-k), mások eleve fánlakóként telepszenek meg. Egyes fajok (pl. Ficusok) léggyökereiket a talajra bocsátják, amelyek meggyökeresedve és megvastagodva hálószerűén körül­ fonják, végül szabályszerűen megfojtják a támasztékul szolgáló gazdanövényt (pl. Ficus bengalensis). A trópusi esőerdők bonyolult szerkezete, páratlanul változatos növényvilága az állati életterek sokaságának és ezekhez nagymértékben idomult, fajokban gazdag ám viszonylag egyedszegény - állatvilág kialakulását tette lehetővé. Fajösszetételét tekintve feltűnő a törzsfejlődés-történetileg idős fajok viszonylag nagy száma (féreglábúak, skorpiók, pókok, gilisztagőték; az emlősök közül a tapír, az okapi és a mókuscickány), ami arra utal, hogy az életfeltételek ebben az övben nyilvánvalóan hosszabb ideje változatlanok, területén jelentősebb klímaingadozások nem voltak. Magától értetődik, hogy a trópusi esőerdőben élő állatok élettereinek elrendeződé­ se bizonyos mértékig a növényzet „emeletekre” tagolódását követi; ezeket főleg az adott környezeti feltételekhez nagyszerűen alkalmazkodott állatközösségek népesítik be. A legtöbb állatfaj a fényben gazdag koronatérben él. Nemcsak madarak és rovarok, hanem más állatcsoportok tagjai, pl. emlősök (majmok, félmajmok, lajhárok stb.) is előszeretettel tartózkodnak itt, hiszen a levelek, virágok, gyümölcsök tömege egész évben bőséges táplálékforrást jelent számukra. Müller-Hohenstein, K. (1979) szerint a trópusi esőerdő - a már ismert okokból több mint kiegyensúlyozott táplálékszerzési lehetőséget nyújt minden benne élő állat­ fajnak. Inkább táplálékfeleslegre utal, hogy bár - a mozgáslehetőségek korlátozottsá­ ga miatt - a nagy testű állatok hiányoznak, itt fordul elő leggyakrabban az egy családon vagy nemzetségen belüli, ún. óriásnövés (az esőerdőben élnek a legnagyobb 743

377.

ábra: A Föld természetes növénytakarója. WiBmann, H. v. (1964) éghajlati és Müller-Hohenstein, K. (1979 növényzeti térképe alapján, részben átdolgozva és egyszerűsítve. - 1 = trópusi esőerdők; 2 = trópusi hegységi esőerdők: 3 = részben örökzöld trópusi esőerdők, az esős évszakban kizöldülő nedves szavannaerdők, monszunerdők; 4 = trópus; szárazerdők, erdős, ill. fás-ligetes száraz szavannák; 5 = tüskés szavannák, tüskebozótos-szukkulens formációk; 6 = félsi­ vatagok; 7 = száraz sivatagok; 8 = klímagenetikai okokból eltérő nedvességeloszlású mérsékelt övi átmeneti területek száraz sztyeppjei, párnás-keményfüvű, ill. xeromorf fás-cserjés formációi; 9 = mediterrán keménylombú erdők és a belőlük keletkezett cserjések; 10 = szubtrópusi esőerdők és babérlombú erdők; 11 = mérsékelt övi lombhullató erdők (széles

fenyőelegyes átmeneti sávval a tajgaöv felé); 12 = erdőssztyeppek; 13 = feketeföld-sztyeppek (csernozjom és préritalajokon); 14 = örökzöld tűlevelű erdők (széles átmeneti erdőstundra-sávval a tundraöv felé); 15 = lombhullató tűlevelű erdők; 16 = hegységi tűlevelű erdők; 17 = tundrák; 18 = erdőhatáron túli hegységi vegetáció; 19 = belföldi jégtakaró; 20 = tenger­ parti mocsárerdők (mangrove). Melléktérkép: Az élővilág övezetes elrendeződését meghatározó klímatípusok elhelyezke­ dése az „ideális” kontinensen [WiBmann, H. v. (1964) nyomán], - A = forró övezet; B = mérsékelt övezet; C = hideg övezet. 1 = a szubtrópusi öv határa; 2=a hűvös-mérsékelt öv határa

testű kígyók, gyíkok, békák, lepkék, pókok, bogarak), továbbá itt figyelhető meg a legtöbb „luxusképződmény” (szükségtelennek tűnő testfüggelékek, bizarr formájú csőrképződmények stb.)· (Közbevetőleg jegyezzük meg: aligha képzelhető el, hogy az utóbbiaknak ne lenne valamilyen határozott funkciójuk.) Annak veszélye, hogy a kedvező táplálékellátottság valamely faj mértéktelen elsza­ porodásához vezetne, nem áll fenn, minthogy a tápláléklánc tagjai „sakkban tartják egymást”. Talán csak a falánk növényevő rovarok túlszaporodása boríthatná fel az esőerdő ökológiai egyensúlyát, ezt azonban a nagyszámú rovarevő madár, hüllő, kétéltű stb. megakadályozza. A növényzet kopaszra rágása ezért az esőerdőben elképzelhetetlen; nem úgy a trópusi ültetvényeken, ahol - ezek monokultúra jellege miatt - ilyen szabályozó mechanizmus nem működik. Az alsó koronaszint és a talajfelszín közötti, ún. törzsteret ismét más állatcsoportok lakják. Az egyenletesen meleg, rendkívül páradús környezetet természetesen elsősor­ ban a csigák és a kétéltűek kedvelik, de az is előfordul - különösen az éjszakai legnagyobb légnedvesség idején -, hogy egyes tüdőshal-fajok is a partra merészkednek. Az állatok alkalmazkodóképességét itt mindenekelőtt a fényhiány és az állandó szélcsend teszi próbára. A kedvezőtlen fényviszonyok sok faj látószervének visszafej­ lődéséhez, csökevényesedéséhez vezettek - helyettük tapogatók, csápok képződtek másoké éppen ellenkezőleg, óriásira növekedett (gekkók, koboldmakik, félmajmok stb.). A légmozgások hiánya pedig a szaglószervek jelentőségét csökkentette. A látás és a szaglás fogyatékosságait ellensúlyozandó, a legfontosabb érzékszerv szerepét a fül vette át. A trópusi esőerdő különböző élettereihez a testfelépítésnek és a mozgásszerveknek (végtagok) is alkalmazkodniuk kellett. Ennek alapján Tischler, W. (1955) az itt élő állatokat több csoportba sorolta: az ék alakú és/vagy lapított testű, ún. bujkálok (pekari, tapír, leguán, egyes kígyók stb.); a hát-hasi irányban lapított, ún. kéregfutók (fatörzslakó kétéltűek, hüllők stb.); a speciális végtagokkal, rögzítőkészülékekkel (tapadókorong, kapaszkodókarom, fogóláb, kapaszkodásra alkalmas farok stb.) rendelkező kapaszkodók (pl. békák, gekkók, egyes madarak, sok majomfaj; az előző csoport tagjaival sok rokon vonásuk van); s végül a különféle repülőkészülékekkel bíró repülők-siklók (a madarakon kívül a denevérek, repülőmókus, repülőbéka stb.). A tömeges testű, ún. törők csoportjába tartozó állatok (pl. elefánt, orrszarvú) inkább a kevésbé zárt növénytakarójú térségekben elterjedtek. *

E fejezetben végül egy rendkívül jellegzetes, a trópusi - sőt részben a szubtrópusi - övékben óriási területen szétszórt, ám együttesen mégis viszonylag kis kiterjedésű vegetációtípusról, a tengerparti mocsárerdőkről (mangrove) kell szólnunk. A klímazonális növényformációk, -társulások sohasem húzódnak közvetlenül a tengerig, hanem rendszerint teljesen eltérő, az adott parttípus termőhelyi viszonyai­ 746

hoz igazodó összetételű és szerkezetű növényegyüttesekbe mennek át. Pl. a többeme­ letes, buja trópusi esőerdőt sziklás partokon gyakran xeroül bozótos-cserjés, a dűnehomokon ugyancsak szárazság-, esetleg sótűrő, túlnyomórészt szukkulensekből álló társulások váltják fel. A mangrove a lapos trópusi (szubtrópusi) partok és folyótorkolatok tipikus nö­ vényformációja; olyan helyeken alakul ki, ahol a hullámverést partközeli szigetek vagy korallszirtek csillapítják, ezért az árapály-tevékenység szabályosan, zavartalanul érvényesül. Mivel az árapályzóna termőhelyi viszonyait - az éghajlati hatásokon kívül - mindenekelőtt a sós tengervíz, ill. a sóoldattal átitatott talaj befolyásolja, a mangro­ vét intrazonális növényformációnak kell tekintenünk. Az esőerdőkhöz viszonyítva fajokban kifejezetten szegény (még a mangrovefejlődés központjának számító Délkelet-Ázsiában is mindössze 21 fafaj alkotja; Hortobágyi T.-Simon T. [szerk.] 1981) növényegyüttesen belül határozott - és az adott éghajlati öv sajátosságaitól is függő - zonalitás figyelhető meg. A partvonallal párhuzamos sávos-pásztás elrendeződést alapvetően három fontos ökológiai tényező (a tengervíz­ zel való elöntés gyakorisága és tartama; a talajminőség; a sós és az édesvíz keveredési aránya a folyótorkolat területén) és a különböző növénynemzetségeknek ezekhez igazodó tűrőképessége határozza meg. Minden mangrove-faj többé-kevésbé, de leg­ alább a tengervíz sókoncentrációjának mértékéig sótűrő. A ritkábban és sekélyebben elöntött belső sávokban élőknek azonban ennél nagyobb sótöménységet is el kell viselniük, mivel itt a felfelé irányuló talajoldatmozgás a talaj felső szintjeiben szélsősé­ gesen nagy sókoncentrációkat eredményez. Fokozottan érvényes ez a váltakozóan nedves trópusi klímájú területekre, ahol a száraz évszakban a sóoldatok felemelkedése sokkal intenzívebb. Ilyen típusú mangroveformáció szelvényét mutatja be a 378. ábra. A vázolt szélsőséges ökológiai viszonyok éghajlati övenként, ezen belül partsávonként különböző, de mindenképpen rendkívüli alkalmazkodási kényszert jelentenek a mangrovenövényzet számára, ami egyúttal a fajszegénységet, az aljnövényzet teljes hiányát, továbbá a lián- és epifitonfajok gyér számát is magyarázza. Már maga a vízfelvétel is különleges teljesítményt igényel: a levelek sejtnedvkoncentrációjának (ozmózisos nyomás) mindenkor magasabbnak kell lennie a ten­ gervíz vagy a talajoldat töménységénél. Az elképesztően magas ozmózisosnyomásértékek (a legbelső parti sávot elfoglaló Avicennia-nemzetségben pl. a 65 atmoszférát [65 ezer hPa] is eléri!) szintén a 378. ábrán tanulmányozhatók. Ugyancsak az extrém sóforgalomhoz való alkalmazkodást példázzák egyes fajok leveleinek mirigyszerű képződményei, amelyek a felesleges sómennyiséget távolítják el a növény szervezeté­ ből. Különleges és változatos a mangrove gyökérzete is. Apály idején az állványszerűen szétágazó gyökerek szilárd támaszt nyújtanak a lágy iszapban, számos gyökérképződ­ mény pedig az oxigénellátást segíti (pl. a Bruguiera- és Ceriops-fajok gyökérdudorai vagy az Avicennia- és a Sonneratia-nemzetséghez tartozók iszapból kimeredő légző­ gyökerei, ún. pneumatoforái).

747

378. ábra: Tengerparti mocsárerdő (mangrove) szelvénye a pásztákat alkotó nemzetségek és a talajoldat különböző mélységben jellemző ozmózisosnyomás-értékeinek feltüntetésével. [Walter, H. (1962) nyomán], (Az atmoszféraértékek megfelelő Sl-mértékegysége a kPa [1 atm. % 1000 hPa; ennek megfelelően 36 400, 65 000 hPa stb. olvasandó]) A mangrovefajok többsége elevenszülő, ami a szaporodás különleges alkalmazko­ dási formája. Az utódnövény már az anyanövényen kicsírázik, majd leválása után azonnal lehorgonyoz az iszapban, hogy az árapály hullámai el ne sodorhassák. A tengerparti mocsárerdő állatvilága a számára életteret nyújtó növényzet és az árapályterület sajátosságaihoz igazodóan fajokban szegény és erősen specializált: a fajok többsége erős sótartalom-ingadozást is elvisel, tápanyagforgalmukban a magas szervesanyag-tartalmú iszap fontos szerepet játszik, s a kétéltű életmód sem ritka. Érdekes jelenség a dagálykor, ill. apálykor tömeges állatcsoportok szabályos „kicseré­ lődése” ; egyes fajok pedig a vízállás magasságához igazodva, függőlegesen cserélnek életteret. A tengeri, kevert vízi és szárazföldi állatok sajátos együtteséből kiemelésre érdemes a mangrove váltakozó életkörülményeihez legmesszemenőbben alkalmazkodott kú­ szó géb (Periophtalmus koelreuteri), amely apály idején a bőrén át lélegzik, s átalakult uszonyaival mászni, sőt szökdécselni is képes.

A szavannák élővilága A trópusi esőerdőkhöz mindkét féltekén, kb. az É. sz., ill. a D. sz. 10 és 20° között széles, több szempontból meglehetősen heterogén arculatú sáv csatlakozik, amelyet összefoglalóan váltakozóan nedves trópusi, röviden szavannaövnek nevezhetünk. Más munkákban a nem kevésbé helytálló „Egyenlítő környéki (szubekvatoriális) öv”, 748

„átmeneti öv”, „egyperiódusú nyári esők öve” stb. elnevezésekkel illetik; mindezek végső soron a szóban forgó öv leglényegesebb vonását, éghajlati és életföldrajzi heterogenitását domborítják ki. Éghajlatát a térítők között szabályos „ingajáratot” folytató passzát szélrendszer irányítja: a hőmérsékleti egyenlítő vándorlását követő felszálló ága - az éppen érintett félteke nyarán - bőséges csapadékot hoz, ugyanakkor az ellentétes féltekén a leszálló légáramlatok uralma derült, száraz időjárást okoz (tél). E mechanizmus következté­ ben az öv területén két hasonlóan meleg (trópusi izotermia!), de a csapadék mennyisé­ gét és eloszlását tekintve határozottan elkülönülő évszak (csapadékos nyár, száraz tél) alakul ki. Ezek időtartamának egy éven belüli aránya helyről helyre különböző, s az Egyenlítőtől a sivatagperemekig gyakorlatilag megfordul: az esőerdőöv szegélyén jellemző 1-2 hónapos száraz periódus hossza - az esős évszak rovására - fokozatosan 9-10 hónapra nő, miközben az évi csapadékmennyiség 1500-2000 mm-ről 300 mm alá csökken. Az említett változások folytonosak, ezért a szavannaöv belső tagolására tett bármi­ féle kísérlet szükségképpen szubjektív elemekkel terhelt. Ezt igazolják a különböző szerzők éghajlati és/vagy növényföldrajzi indíttatású felosztásai, amelyek között mind az alzónák-övek számát, mind határvonalaik futását tekintve kisebb-nagyobb eltéré­ sek - és persze egyezések is - vannak. Mégis vitathatatlan, hogy bizonyos belső tagolásra szükség van, hiszen az említett heterogenitás a természetföldrajzi tényezők öves-sávos elrendeződésében, markáns tájképi különbségekben egyértelműen meg­ mutatkozik. E fejezetben Troll, C. és Paffen, K. (1964) trópustagolását követve, a szavannák éghajlati és biogeográfiai viszonyait három önálló - tehát a velük szomszédos trópusi esőerdőkkel, ill. zonális sivatagokkal egyenrangú - öv (nedves szavanna, száraz szavanna, tüskés szavanna) összehasonlító jellemzése keretében tárgyaljuk. A nedves szavannák éghajlati viszonyairól a 379. ábra tájékoztat. A feltüntetett számok tanúsága szerint az évi középhőmérséklet- és csapadékértékek egyaránt ma­ gasak, a diagramok görbéinek futása pedig kitünően illusztrálja a csapadékeloszlás sajátságairól fentebb mondottakat. Jól látható a csapadékszegény-csapadékmentes hűvösebb, ill. a bő nedvességellátottságú melegebb évszakok éles ellentéte. A hőmér­ sékletjárás elemzése érdekes megfigyelésekre ad lehetőséget. Figyelemre méltó, hogy a csapadékos évszak havi középhőmérséklet-értékei az esős időszak kezdetén jellemző maximumhoz képest - a zárt felhőtakaró be- és kisugárzást mérsékelő hatásának köszönhetően - némileg csökkennek (1. a görbe enyhe „behorpadását” a függőleges vonalkázás alatt), ami természetesen kisebb napi ingadozással jár együtt. Ennek ellenére szembetűnő, hogy a bő csapadékú időszak egyszersmind a legmelegebb is; az ugyancsak váltakozóan nedves szubtrópusi (mediterrán) területeken fordított a helyzet: a nedves évszak a hűvösebb. E különbség növényföldrajzi következményei nem elhanyagolhatók (1. később). Mielőtt a nedves szavannák élővilágának tárgyalására rátérnénk, a szavannákat alkotó növénytársulások együttélésének az időszakosan nedves trópusi térségek egé749

379. ábra: Nedves szavannák klímadiagramjai [India (trópusi monszun), Dél-Amerika, Auszt­ rália], [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán, Müller-Hohenstein, K. (1979) könyvéből]

szét érintő, s egyes részleteiben mindmáig vitatott kérdésével kell röviden foglalkoz­ nunk. A spanyol eredetű, „füves síkság” jelentésű szavanna fogalomnak a valóságban sokkal differenciáltabb növénytakaró felel meg. Két különböző életforma (fűnemű és fás növények) olyan sajátos társulása, amelynek tagjai - eltérően a más éghajlati övékben köztük dúló vetélkedéstől - az időszakosan nedves trópusokon ökológiai egyensúlyban vannak egymással. A konkurencia hiányát a kérdés egyik legjobb szakértője, Walter, H. (1939, 1962) a fűnemű és a fás növények gyökérrendszerének és vízháztartásának alapvető különb­ ségével magyarázza. A főleg pázsitfűfélékből álló gyepek viszonylag sekély termőréteget behálózó, sűrűn elágazó gyökérrendszert fejlesztenek, amely a nyári csapadékhullással egybeeső vege­ tációs periódusban megfelelő vízellátást biztosít az intenzív fotoszintézis és az erős párologtatás során elhasznált vízmennyiség pótlására. A száraz időszakban a zöld részek - az elszáradt levélhüvely által védett csíra kivételével - hamar elhalnak, s a következő esős periódus kezdetéig a növény gyakorlatilag alig igényel vizet, de nem is párologtat. A cserjék, fák gyökérzete ezzel szemben kiterjedtebb, mélyebbre hatol, mint a gyepeké, ezért a száraz időszakban esetleg nagyobb mélységben tárolt nedvességet is fel tudja venni. A száraz évszakot tehát - az alkalmazkodás bizonyos további morfo­ lógiai és fiziológiai „eszközeinek” igénybevételével (lombhullatás, párologtatást csök­ kentő képletek, a gázcserenyílások bezárása stb.) - könnyebben vészelik át. E modell szerint a szavannavegetációnak mindenütt kizárólag éghajlati hatás, azaz a csapadékmennyiség változása által irányított, szabályos, övezetes kifejlődésére lehetne számítani, az alábbi meggondolás alapján: a száraz peremterületek tisztán füves mezőségeitől az Egyenlítő felé haladva a növekvő csapadékmennyiségek egyre 750

nagyobb hányada mind hosszabb ideig tárolódik a talajban, ennek megfelelően fokozatosan megteremtődnek a fatenyészet lehetőségei (füves-fás szavannák), ame­ lyek végül a nedves szavanna zárt erdeiben teljesednek ki. (A szórványos fatenyészet­ hez szükséges csapadékmennyiség határértékét általában 300-400 mm között adják meg.) Hogy a növényzet képe mégsem mindenütt felel meg a fentebb vázolt törvényszerű­ ségeknek, abban egy sor egyéb tényező is szerepet játszik. Pl. a domborzat tagoltsága, a talajok fizikai és vízgazdálkodási tulajdonságai (különösen egyes szintjeik, rétegeik vízáteresztő képessége, gyökerekkel való átjárhatósága), a természetes vagy ember okozta tüzek hatása, a nagyvadak növényzetpusztító tevékenysége (táplálkozás, tip­ rás), a legeltetés stb. külön-külön és együttesen az adott övben várhatótól eltérő szerkezetű és összetételű szavannatípusok kialakulásához vezetnek, ami az e témával foglalkozó munkákban számos nevezéktani, tipizálási, elhatárolási stb. problémát vet fel. Ezekre terjedelmi okokból nem térhetünk ki. A nedves szavannák természetes növénytakarója a térítők irányában csökkenő csapadékmennyiség és a száraz hónapok növekvő száma miatt nem egységes. Az esőerdőkkel szomszédos, az év legnagyobb részében bőséges csapadékú (9-10 hónap alatt több mint 1500 mm) sávokban az esőerdőknél alacsonyabb átlagmagasságú, egységesebb lombozatú, részben még örökzöld trópusi erdők uralkodnak, amelyeket az Egyenlítőtől távolodva fokozatosan lombhullató erdők váltanak fel. (Egyes szerzők - pl. Schmithüsen, J. [1976], Manshard, W. [1968] - a monszunerdőket is az utóbbiak közé sorolják, mondván, hogy a szintén periodikus, de klímagenetikailag különböző csapadék [zenitális nyári eső, ill. monszuneső] a növényzetre végső soron azonosan hat.) Az egyre rövidebb ideig zöld, azaz mind hosszabb száraz időszakokhoz alkal­ mazkodott lombhullató erdőtársulások végül a következő öv (száraz szavanna) leala­ csonyodó és ritkábbá váló („kivilágosodó”) ún. szárazerdeibe mennek át. A csapadékviszonyok ebben az övben tehát egyértelműen a zárt erdőtakaró kiala­ kulásának kedveznek (az öv térítők felőli határánál is átlagosan 1000 mm körüli értékek, kb. 7-9 hónap alatt). Ez azonban természetes körülmények között a gyepek erős visszaszorulásával jár, ugyanis - fénykedvelők lévén - a fák árnyékoló hatását nem viselik el. Walter, H. szerint természetes füves mezőségek itt nem is létezhetnek; viszonylag mégis sűrűn előforduló kisebb-nagyobb foltjaikat, amelyek a tájnak „való­ di szavannaszerű” képet kölcsönöznek, antropogén eredetűeknek tekinti. A száraz szavannaöv éghajlati sajátságait a 380. ábra klímadiagramjai már önma­ gukban is jól illusztrálják, de ha a klíma sokat emlegetett folytonos átmenetének az időszakosan nedves trópuson belüli legszemléletesebb kifejeződését érzékelni kíván­ juk, hasonlítsuk össze ezeket a szomszédos nedves és tüskés szavanna éghajlati viszonyait bemutató diagramokkal (379., ill. 381. ábra). E zónában az évi középhőmérséklet természetesen magas (> 20 °C), az évi hőmér­ séklet-ingadozás (kb. 13 °C) pedig a napi közepes ingadozásnak - a hosszabb száraz periódus miatt érthetően szintén magasabb (min. 14, max. 18 °C) - értékeihez közelít. A száraz, ill. a csapadékos évszak ebben az övben kerül egyensúlyba: ±1-1,5 751

381. ábra: Tüskés szavannák klímadiagramjai (Afrika, Ausztrália, India) [Walter, H.-Lieth H. (1960-1967) nyomán]

hónap eltéréssel egyforma hosszú; a 650-1000 mm eső rendszerint teljes egészében a nyári félévben hull le. Az esetleg fellépő másodmaximumok vagy a nem „főidényben” hulló csapadékok ciklonális eredetűek (Mexikó, Észak-Ausztrália) (Müller-Hohenstein, K. 1979). Figyelemre méltó, hogy a csapadékos évszak lehűlése (a csapadékos hónapok átlaghőmérsékletének a felhőzet miatti csökkenése) a nedves szavannákéhoz képest sokkal kifejezettebb. A „szavanna” szó említésekor az ember képzeletében filmek, fényképek, útleírások hatására megjelenő tájképnek a száraz szavannák magányos fákkal, ligetes facsopor­ tokkal telehintett, végeláthatatlan füves térsége felel meg leginkább, pedig ez valójá­ ban maga is átmeneti terület: az öv nedvesebb - a nedves szavannákkal határos sávjában még a fa- és cserjevegetáció uralkodik (trópusi szárazerdők), ezt a szóban forgó nyílt, magas füvű, fás-ligetes „egyensúlyi szavanna” váltja fel, amely fokozato­ san az egyre kedvezőtlenebbé váló csapadékviszonyokat, ill. a talajban tárolt víz hiányát jelző bozótos, rövid füvű, ún. tüskés szavannába megy át. A trópusi szárazerdők (erdős szavannák, szavannaerdők) némileg a mi száraz tölgyeseinkre emlékeztetnek. Állományalkotó fafajaik morfológiai jegyei (középma752

gas termet, tüskés-tövises, ernyő formájú korona, a száraz évszakban lehulló, tollaspihés-molyhos levelek stb.) a párologtatás csökkentését, a legkisebb vízveszteséget szavatolják. Földrészenként eltérő összetételűek: tipikus képviselőjét, az afrikai „miombo”-t főleg pillangós fák (Brachystegia-, Isoberlinia-fajok), a dél-amerikai szavan­ naerdőket fenyőfélék (Pinus, Araucaria) alkotják; Elő-Indiában a monszunerdők száraz változatai tartoznak ide. A szavannaerdők és a típusos fás-ligetes „egyensúlyi szavanna” között nem húzha­ tó éles határ. Az előbbiek ugyanis - általában klimatikus hatásra, a növekvő száraz­ sághoz alkalmazkodva - csak fokozatosan „nyílnak ki”, de az is gyakran előfordul, hogy a potenciális szavannaerdőkbe - sőt mint láttuk, a nedves szavanna egyébként zárt erdeibe is - tágas, nyílt füves térségek ékelődnek, így azok képét a valódi, klimatikus szavannákéhoz teszik hasonlóvá. Az ilyen másodlagos, lényegében intra­ zonális szavannák kialakulásának - mint említettük - többféle oka lehet: az ember, ill. a nagyvadak okozta erdőpusztuláson kívül leggyakrabban az, hogy a mély fekvésű lapályok, mélyedések erősen vízhatás alatt álló, tömődött, agyagos talajai a fatenyé­ szetet eleve nem teszik lehetővé (edafikus eredetű füves mezőségek). A valódi, elsődleges, „egyensúlyi” szavannák legszebb típusai Kelet-Afrikában alakultak ki. A kiterjedt füves mezőségek gyepszintjét nagy termetű pázsitfűfélék (elefántfű/Pennisetum purpureum; Andropogon-, Panicum- stb. fajok) alkotják, ezek tengeréből elszórtan, rendszertelenül emelkednek ki a jellegzetes ernyős lombozatú fák, facsoportok. A gyakoribb és közönségesebb Acacia- és Albizzia-fajok közül kirí a mindig magányosan álló, vastag törzsű, 4-5000 évet is megélő baobab vagy majomkenyérfa (Adansonia digitaia), a jellegzetes terméséről elnevezett szalámifa (Kigelia aethiopica) és néhány pálmaféle (dum-pálma, rafiapálma). Más földrészek szavannái tájképileg - főleg az akáciák általános elterjedtsége révén - többé-kevésbé hasonlíta­ nak az afrikaiakhoz, emellett bennük természetesen egyéni vonások is fellelhetők. Ilyenek pl. Ausztrália eukaliptuszokkal, Dél-Amerika legyezőpálmákkal, palacktör­ zsű viaszpálmákkal, gyapot- és retekfákkal jellemzett szavannái. A tüskés szavannaöv éghajlati viszonyairól a 381. ábra ad tájékoztatást. A száraz évszak egyes helyeken tíz hónapig is eltarthat; az évi 200-650 mm csapadék a térben szabályosan változó időtartamú (2-4 hónap) esős évszakban hullik le (az alsó határér­ tékek már a félsivatagok szomszédságában levő területekre érvényesek). A mind mostohábbá váló életfeltételek (hosszú száraz évszak, a talajban tárolt víz hiánya, a forróság párologtatást fokozó hatásának időbeli meghosszabbodása) a növényvilágot új alkalmazkodási formák-módok kifejlesztésére kényszerítették. Mivel az életben maradáshoz egyre kevésbé elegendő a vízzel való takarékosság (amit pl. a fokozatosan sűrű, alacsony növésű tüskebozóttá csökevényesedő Acacia-félék tö­ kélyre fejlesztettek), mindinkább uralomra jutnak az ugyancsak alig párologtató, de egyszersmind a vizet raktározni is képes, ún. pozsgás (szukkulens) növények. Ezek közé tartoznak pl. az Óvilág Euphorbia- és Sansevieria-fajai és különféle növénycsalá­ dok fatermetű, törzsszukkulens képviselői (pl. a már ismert baobab vagy a jellegzetes

753

alakú palackfa), az Újvilág tüskés szavannáit pedig főleg az igen változatos kaktuszés mimózafélék uralják. A gyepszintet itt is az élettevékenységeiket a rövid nedves periódusra korlátozó, xerofil pázsitfűfélék alkotják (AndropogonPanicum-, Chlorastb. fajok). * Az időszakosan nedves trópusi területek zonális elrendeződésű növénytakarójában előforduló anomáliákról a szavannák tárgyalásakor részben már szóltunk. Hasonló „szabálytalanság” okozói az ún. edafikus vegetációtípusok, amelyek létüket elsősor­ ban nem éghajlati, hanem talajtani-hidrogeográfiai tényezők hatásának köszönhetik. A minden szavannaövben megtalálható galériaerdők a folyók árterének és alacsony teraszszintjeinek jellegzetes növénytársulásai, amelyek - a folyó futásirányától, hoszszától függően - elvileg akár több szavannazónát is átszelhetnek. A florisztikai összetételükben meglevő minden különbség ellenére sok közös vonásuk van. A fák gyökerei egész évben elérik a folyó táplálta talajvizet, s minthogy így függetlenednek az adott öv esetleg mostohább csapadékviszonyaitól, viszont élvezik az állandóan magas hőmérséklet előnyeit, többségükben örökzöldek, és a trópusi esőerdőkkel mutatnak rokonságot. Öntéseikben, tavaikban tündérrózsák (Dél-Amerika) és ló­ tuszvirágok (Ázsia) alkotnak mocsári vegetációt. Hasonlóképp edafikus vegetációtípusnak tekinthetők az afrikai állóvizek (Csád, a kelet-afrikai nagy tavak) és folyók (pl. Nílus) lapos partjai mentén kialakult hatalmas papiruszmocsarak és a szavannaöv tengerpartjait is hosszan szegélyező mangroveerdők. Magától értetődik, hogy az időszakosan nedves területek (szavannák) lazán záródó erdeinek, ill. facsoportokkal, magányos fákkal tarkított, nyílt füves térségeinek állat­ világa minden szempontból különbözik a sűrű, nehezen áthatolható, fényszegény trópusi erdőkétől. Jellemző csoportjainak elterjedése - mindenekelőtt a helyváltozta­ tás képessége (vándorlás) miatt - nem követi szigorúan a növényzet övezetes elrende­ ződését, de kétségtelen, hogy a szegélyterületek felé haladva, a hosszabbodó száraz évszak és a táplálékszerzési lehetőségek romlása fokozatosan a fajösszetétel megválto­ zásához, az egyedszám csökkenéséhez, egyszersmind más, különleges alkalmazkodási formák kialakulásához vezet. Az uralkodóan nyílt, park jellegű táj nyújtotta életfeltételekhez az állatfajok sajáto­ san és sokoldalúan alkalmazkodtak, mindazonáltal bizonyos - egymástól rendszertanilag mégoly távol álló - csoportok morfológiai, fiziológiai vonásaiban (testalkat, a mozgás jellege, életmód stb.) sok hasonlóság fedezhető fel. A tágas mozgástér és a csaknem mindenütt megfelelő táplálékellátottság ismeretében például nem meglepő, hogy a szavannákon élnek a Föld legnagyobb testű szárazföldi állatai (elefánt, orrszar­ vú, kafferbivaly, zsiráf, víziló), a legkiválóbb futók (zebrák, antilopok, gazellák: futómadarak: pl. a strucc és rokonai, ill. az ezeket „utolérni” képes, ún. hosszú lábú ragadozók: gepárd, hiéna) és ugróbajnokok (kenguruk, ugróegerek, nyulak stb.)

754

A fentieken kívül a lesből támadó ragadozók, az ún. nagymacskák (oroszlán, leopárd, puma, jaguár), ill. a zsákmánymaradványokat eltakarító keselyűk, sakálok stb. emel­ hetők ki a szavannák sokszínű állatvilágából. Az állatfajok többségében feltűnően erős társulási ösztön fejlődött ki. Elsősorban a patások (zebra, gnu, antilopfélék stb.) tömörülnek hatalmas - olykor valósággal önálló tájképformáló tényezőként ható - nyájakba, csordákba, de falkákba, rajokba verődve vadászik a ragadozók többsége is (oroszlán, hiéna, vadkutya stb.). A növény­ evők csoportosulása kétségtelenül a ragadozók elleni hatásosabb védelmet, a ragado­ zóké pedig az eredményesebb zsákmányszerzést szolgálja. A szavannák szárazabb térségeit a növekvő vízhiányhoz alkalmazkodott, víztaka­ rékos életmódot folytató állatfajok népesítik be. A hosszan tartó szárazságot főképp a rovarok és a hüllők tűrik kiválóan, de egyes emlősök (pl. bizonyos gazellafajok) is képesek akár hónapokon keresztül vízfelvétel nélkül megélni. Rendkívül elterjedtek az ún. államalkotó rovarfajok (hangyák, termeszek), amelyek kiterjedt, labirintusszerű föld alatti járataikban és gyakran a felszín fölé emelkedő látványos építményeikben (termeszvárak) nemcsak ellenségeik (pl. a hangyászok), hanem a talaj felszínközeli rétegeiben nappal igen magasra szökő hőmérséklet elől is védelmet találnak. A száraz és a tüskés szavanna több vándorsáskafaj óriási csapatainak gyülekezőhe­ lye. Innen indulnak mérhetetlen növénypusztítást és nyomában gyakran éhínséget okozó vándorútjukra. Az útra kelés ideje a megfigyelések szerint éghajlati paraméte­ rekkel, a hőmérséklet, a páratartalom, a légnyomás stb. bizonyos határértékeivel függ össze.

A trópusi (zonális) sivatagok élővilága A szavannaöv poláris szegélyéhez (tüskés szavanna) mindkét féltekén - széles félsivatagi átmenettel - forró és száraz sivatagi területek csatlakoznak, csaknem megszakítatlan, cirkumpoláris-övezetes elrendeződésben (377. ábra). Itt azonban rögtön meg kell jegyeznünk, hogy e ténynek a fenti fejezetcímben olvasható, tömör megfogalmazása némiképp félrevezető lehet, ugyanis a sivatagok nagyobb részét számos kutató már a mérsékelt övezet szubtrópusi övébe tartozónak tekinti (e felfogás szerint a két övezet közötti határvonal pl. a Szaharát a Ráktérítővel párhuzamosan szabályszerűen kettémetszi). Felvetődhet a kérdés, mi indokolja a zonális sivatagok első pillantásra öncélúnak látszó kettéosztását, hiszen az élővilág számára úgymond mindegy, hogy a sajátos hőmérséklet- és csapadékviszonyok „trópusi vagy szubtrópu­ si okokból” kedvezőtlenek-e. A száraz területek növénytársulásainak összetétele szempontjából egyáltalán nem lényegtelen különbségeket Müller-Hohenstein, K. (1979) logikus okfejtése alapján foglaljuk össze. Elsőként a két övezet hőmérsékleti viszonyaiban megfigyelhető eltéréseket kell szemügyre vennünk. A trópusok elkülönítésének hőmérsékleti alapkritériumáról, az 755

izotermiáról már szóltunk. Ez azt jelenti, hogy az évi hőmérséklet-ingadozás (az esőerdőövben 1-5, a szegélyeken is csak 10-12 °C) sehol sem éri el a napi ingadozás értékeit. Ugyanez kiterjedt szubtrópusi térségekre is érvényes, de lényeges különbség, hogy az évi amplitúdók mindenütt magasabbak, mint a trópusok peremein mérhető maximum 12 °C. Többen éppen ezért az évi hőmérséklet-ingadozás 12 °C-os izovonalát tekintik a két övezet közötti - és a száraz területeket történetesen kettészelő - határnak. Ha figyelembe vesszük, hogy ez a küszöbérték további fontos termikus határértékekkel (hőösszeghatár, a fagyok fellépésének lehetősége) esik nagyjából egybe, a száraz területek hőmérsékleti kritériumok szerinti szétválasztását megalapo­ zottnak tarthatjuk. Hasonlóképpen közös és eltérő vonások jellemzik a két övezet csapadékviszonyait is. A trópusok belső tagolódása - mint láttuk - a csapadékmennyiség szabályos csökkenésén és a száraz évszakok hosszának fokozatos növekedésén alapul. Ugyan­ ilyen átmenet figyelhető meg a szubtrópusok erősen nedves térségeitől a sivatagokig, azonban a csapadék megoszlása a száraz területeket átszelő, megosztó határ két oldalán homlokegyenest ellentétes az Egyenlítő felőli oldalt trópusi jellegű, zenitális nyári, a poláris (szubtrópusi) „térfelet” cikloneredetű téli esők öntözik. A kétféle csapadékjárás keveredése, átmenete a sivatagok belsejében sajátos helyzetet teremt: az évnek nincs olyan időszaka, amikor csapadékhullás várható lenne, de bármikor bekövetkezhet. Ennek az élővilág szempontjából természetesen nem elsősorban itt, hanem a sivatagok szegélyterületein van jelentősége. Nem mindegy ugyanis, hogy a kis valószínűséggel várható csapadék a tenyészidőszakban (trópusi szegélyek) vagy az alacsonyabb hőmérséklet meghatározta téli nyugalmi periódusban (szubtrópusi perem területek) hullik-e. A fentebb vázolt éghajlati aszimmetria a növénytakaró képében is megmutatkozik: az Egyenlítő felőli oldalon a tüskés szavannák fás növényei, tüskebozótjai közvetlenül a növényzettelen sivatagi térségig terjednek, a poláris oldalon ezzel szemben a fatenyé­ szet sokkal hamarabb véget ér; az ennek határától a sivatagig terjedő átmeneti sávot száraz sztyepptársulások borítják (1. később). A fentebb mondottak is bizonyítják, hogy a félsivatagok és sivatagok korántsem egyszerűen „száraz éghajlatú területek”, amelyek „határát nem a hőmérséklet, hanem az elegendő csapadék hiánya adja meg” (Koppén, W. 1931; B-klíma), sokkal inkább a csapadék mennyisége, tér- és időbeli eloszlása, a hőviszonyok és a kontinenseken elfoglalt helyzetük által meghatározott, egyéni arculatú, de közös vonásaik alapján típusokba sorolható száraz térségek. Egyéni jellegzetességek ráadásul nemcsak az egymástól távol fekvő kontinensek sivatagjai, hanem - emlékeztetünk a trópusi, ill. szubtrópusi jellegű csapadékok tér- és időbeli elkülönülésére, a fagyok fellépésének lehetőségére - egyazon sivatag különböző részei között is kimutathatók. Jól illusztrál­ ják ezt a 382. és a 383. ábra klímadiagramjai. A különböző szempontok (az ariditás mértéke, hőviszonyok, földrajzi helyzet) alapján elkülöníthető sivatagtípusok ismertetésére e helyen nincs mód; az alábbiak­ ban a hagyományos értelemben vett forró sivatagok két altípusa, a kontinensek 756

hatalmas térségeire kiterjedő belső, ill. a parti sivatagok életföldrajzi viszonyait jelle­ mezzük, elsősorban a Szahara, ill. a Namib- és az Atacama-sivatag példáján. A Szahara az Arab-sivataggal együtt a Föld legnagyobb száraz területe. Jellegzetes sivatagi éghajlatának kialakulásáért a száraz, keleties (trópusi) passzátok és a szub­ trópusi anticiklonok egyaránt felelősek (1. a 383. ábra klímadiagramjaival jellemzett különböző sivatagtípusokat). E légtömegek közös sajátsága, hogy leszálló légmozgá­ saik felhőoszlató hatásúak; az ennek következtében megnövekedett besugárzás nap­ pal igen erős felmelegedést okoz (el-Azízia: 57,8 °C: világrekord!), éjszaka viszont az akadálytalan kisugárzás jelentős lehűléssel (gyakran fagyokkal) jár. A száraz területek (sivatagok, félsivatagok) szélsőséges éghajlati viszonyai a nö­ vényvilág alkalmazkodóképességét két szempontból is próbára teszik: a növényzetnek nemcsak vízellátási nehézségekkel kell megküzdenie, hanem a már felvett víz megőr­ zéséről is gondoskodnia kell az erős nappali felmelegedés és a gyakori forró szelek párologtatásra kényszerítő hatása ellenében. A sivatagi, félsivatagi növényfajok mindkét feladatnak kiválóan megfelelnek; ennek egész sor morfológiai és fiziológiai bizonyítékát adják.

382. ábra: Különböző kontinensek (Elő-Ázsia, Ausztrália, Afrika) eltérő nedvességeloszlású sivatagtípusai (télen csapadékos, egész évben csapadékos, gyakorlatilag csapadékmentes) [Wal­ ter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán, Müller-Hohenstein, K. (1979) könyvéből]

383. ábra: Egyazon sivatag (Szahara) eltérő nedvességeloszlású (minden évszakban csapadé­ kos, gyakorlatilag csapadékmentes, zenitális nyári esővel jellemzett) területtípusai [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán, Müller-Hohenstein, K. (1979) könyvéből] 757

A vízhiányhoz való alkalmazkodás tájképileg is szembetűnő jele a növénytakaró ritkulása, ami - a szárazság mértékétől függően - sajátos mintázatban jut kifejezésre (Walter, H. 1962). A folyamat lényege: minél szárazabb a termőhely, annál kevesebb növényegyedet képes „eltartani”, ezért ezek egyre nagyobb távolságra „hátrálnak” egymástól. Köztük megnövekedett térfogatú talajtér marad szabadon, amely egy bizonyos határig elegendő nedvességet szolgáltat számukra. Pl. a viszonylag még kedvező vízellátottságú (félsivatagi) területek növényegyedei sürűbben-ritkábban, de meglehetősen egyenletes eloszlásban borítják a felszínt (diffúz mintázat), a szárazabb területek felé haladva azonban mégoly terjedelmes gyökérzetükkel sem képesek meg­ felelő mennyiségű vizet felvenni, ezért rendszerint mélyebb fekvésű lapályokba, sekély völgyelésekbe húzódnak vissza, ahol az oldalirányú hozzáfolyással megnövelt nedves­ ségtartalom kedvező életlehetőségeket kínál (összehúzódó, tömörülő mintázat). A mondottakból következik, hogy e két szélső mintázattípus között számos átmenet van. A szélsőséges viszonyokhoz való alkalmazkodás módja szerint a száraz térségek növényei több életformatípusba tartoznak. A szárazságtűrő növények (xerofitonok) a csapadékhiányos időszakot kiszáradás nélkül, többé-kevésbé aktív állapotban vészelik át. Általában terjedelmes, a felszín feletti részek tömegét felülmúló gyökérrendszert fejlesztenek, sejtjeik ozmotikus nyo­ mása magas, ezért még az aszályos időszakban is képesek kis mennyiségű nedvességet felvenni. Változatos felépítésű, gyakran csökevényes, ill. módosult asszimilálószerveik kivétel nélkül a hatékony víztakarékosságot szolgálják: egyes xerofitonok levelei elhervadnak, mások kemény, bőrszerű, gyakran viaszborítású, alig párologtató leve­ lekkel rendelkeznek; jellemzőek a párologtatást csökkentő képletek (tövisek, szőrök), a besüllyedt gázcserenyílások stb. Különleges életformatípust alkotnak a pozsgás vagy szukkulens növények, amelyek a hosszú száraz időszak egész tartamára elegendő vizet tárolnak vastag, húsos levelük, száruk, esetleg gyökérzetük szöveteiben, ezért pótlólagos vízfelvételre nem is kénysze­ rülnek. A raktározott vízzel azonban nagyon takarékosan bánnak: párologtató felületük minimális, és rendszerint azt is vastag, bőrnemű kutikula és/vagy tövisek, ill. szőrök védik az erős felmelegedéstől. Jellegzetes képviselőik egészen eltérő növény­ családokba tartozhatnak: pl. pozsgás megjelenésű kutyatejfélék (Euphorbiaceae), kaktuszfélék (Cactaceae), Senecio-, Adenium-, Stapelia-, H/oé'-fajok stb. A rövid életciklusú, ún. efemer növények ismét más módon alkalmazkodtak a száraz körülményekhez. Magvaik hosszú ideig, esetleg éveken át nyugalmi állapotban van­ nak, s csak a csapadékos periódus beköszöntével kelnek életre. Hihetetlenül rövid idő (olykor 2-3 hét) alatt kicsíráznak, virágzanak, termést hoznak („virágzó sivatag” acheb), s utódaikat a következő hosszú száraz évszak már ismét latens mag-állapot­ ban találja (Datura-, Amaranthus-, Artemisia-, Salsola- stb. fajok). Némiképp hasonlóan viselkedik számos hagyma-, gumó-, ill. rhizomaképző nö­ vényfaj (geofiton), amely a kedvezőtlen időszakot az említett víz- és tápanyagraktáro­ zó szervek révén, a talajban vészeli át. 758

Az ún. poikilohidratúrás növények a csaknem teljes kiszáradást is könnyedén elviselik, és latens állapotban várják a nedves időszak beköszöntét. Vízhez jutva mohón teleszívják magukat, s rövid idő múlva teljesen életképesek. Mindenekelőtt mohák és zuzmók tartoznak e különleges életformatípusba. Legismertebb képviselő­ jük a sivatagi mannazuzmó (Gyrophora esculenta), a magasabb rendű növények közül pedig a jerikói rózsa (Anastatica hierochuntica) említhető példaként. A félsivatagok és sivatagok klimatikus okokból amúgy sem optimális termőhelyi adottságait sok helyütt a talajok sótartalma teszi még kedvezőtlenebbé. Ennek ellené­ re ezek a termőhelyek sem feltétlenül növényzet nélküliek; az adott viszonyokhoz (sóösszetétel, töménység stb.) messzemenően alkalmazkodott specialistákat, az ún. halofitonokat a sók nemcsak hogy nem károsítják, hanem jelenlétük a növény szerve­ zetében egyenesen kívánatos. A sók felhalmozódása ugyanis jelentősen növeli a sejtnedv-koncentrációt (ozmotikus nyomás), ennek révén pedig a növény még a tömény, ill. erősebben kötött talajoldatot is képes felvenni. A sófeleslegtől egyes növények sómirigyeik révén szabadulnak meg (tamariska- /Tamarix-fajok). A növényeknek a sós termőhellyel szemben támasztott igényei nem egyformák. Némely faj (pl. a datolyapálma: Phoenix dactylifera) csak bizonyos koncentrációha­ tárig sótűrő, mások a sók K- és Na-kationjai iránt eltérő érzékenységűek (pl. a sóballa/ Suaeda erecta a kálium-, a ballagófű / Salsola kali a nátriumsókra érzékenyebb és a másik kation többszörös mennyiségét is elviseli), ismét mások a nedvesebb (pl. sziksófű-/ Salicornia-, libatop-/Chenopodium-fajok), ill. a szárazabb (pl. laboda-/ A triplex-, szakszaul-/Haloxylon-fajok) sós termőhelyet részesítik előnyben. Az ismertetett életformák kombinálódhatnak is egymással, sok halofiton egyszers­ mind a szukkulensekhez is sorolható (pl. Salsola soda). Annak ellenére, hogy a kedvezőtlen adottságú sivatagi, félsivatagi életterek faj- és egyedszegény állatvilága - mozgékonysága révén - a növényzethez képest eleve elő­ nyösebb helyzetben van (pl. a forróság elől el tud rejtőzködni), a különleges éghajlati viszonyokhoz és magához a növényzethez (nagy területen annak hiányához) sokolda­ lúan alkalmazkodnia kellett. A gyakran szélsőségesen mostoha életfeltételek közötti helytállás - a törzsfejlődési különbségek ellenére - számos konvergens életformatípus kialakulását eredményezte. A csapadékhiány az állatfajok többségében rendkívüli szomjúságtűrő képességet fejlesztett ki: hosszú hónapokig - egyes hüllők, sőt emlősök egész életük során - nem vesznek magukhoz vizet; mindennapi folyadékforrásul csupán táplálékuk nedvességtartalma, ill. a hűvös éjszakákon lecsapódó harmat szolgál. A vízhiányt rosszul tűrő állatok pedig egyfajta „tetszhalott” állapotban vészelik át a száraz időszakot. Termé­ szetes hát, hogy olyan alkalmazkodási módok egész sorával találkozunk, amelyek a vízveszteség minimumra csökkentését célozzák. Az állatok jó részének pl. nincsenek verejtékmirigyei, és igen jellemző, hogy anyagcseréjük végtermékei szilárd, vízszegény ürülék, ill. kis mennyiségű, rendkívül tömény vizelet formájában távoznak el a szerve­

759

zetükből. Végső soron a vízvisszatartást szolgálják sok röpképtelen bogárfaj össze­ nőtt szárnyfedői is. A szélsőséges hőmérsékleti viszonyokhoz, de különösen a nappali forrósághoz a sivatagi állatvilág különböző csoportjai ugyancsak sok tekintetben hasonló módon alkalmazkodtak. Többségük egyszerűen elrejtőzik a forróság elől - s föld alatti üregeiből rendszerint csak az esti-éjszakai órákban merészkedik elő ennek ellenére a magas hőmérséklet elviselésére, károsító hatásainak kivédésére alkalmas eszközök­ kel is rendelkezik. Rendkívül elterjedtek pl. a fürge, gyors mozgású, ill. a nagy távolságokat ugrásokkal áthidaló állatfajok. E jellemző mozgástípus kialakulása nemcsak a szűkös táplálékviszonyokkal függ össze (táplálékkeresés közben nagy területeket kell bejárniuk), hanem a felforrósodott felszínen való helyváltoztatás ama elengedhetetlen követelményével is, hogy a test minél kisebb felületen és a lehető legrövidebb ideig érintkezzék a talajfelszínnel. Jellemző példaként a sivatagi ugróege­ rek, a sajátos oldalazó mozgással tovahaladó kígyók vagy egyéb villámgyors mozgású hüllők említhetők. A szervezet túlhevülése elsősorban az állandó testhőmérsékletű emlősöket veszé­ lyezteti, ami ellen az érintett állatok ötletesen védekeznek: a többlethőt nagyméretű, erekkel gazdagon behálózott füleik felületén át adják le, így anélkül hűtik magukat, hogy folyadékot veszítenének (pl. sivatagi nyúl, sivatagi róka). A száraz területek állatvilága érthetően az állandó (évelő) növényzettel fedett élette­ rekben összpontosul. Ezeket a környezeti adottságoktól (az életfeltételek minőségé­ től) függően eltérő, jellegzetes fajösszetételű és egyedszámú állatcsoportok népesítik be: pl. a szélsőséges mikroklímájú homokvidékek szegényes, erősen specializált állat­ közösségei nagymértékben különböznek a sajátos életfeltételeket nyújtó kaktuszlige­ tek vagy a vízben gazdag, dús növényzetű oázisok, vádik állatcsoportjaitól. Ennek ellenére meglepően sok állatfaj él az oázisokon kívül, azoktól távol is. Ennek az a magyarázata, hogy többségük mindenevő, tehát nincs meghatározott zsákmány­ állatokra vagy növényi eledelre utalva. Pl. a kígyók éppoly kevéssé utasítják el a rovarokat, mint akár rokonaik kicsinyeit; a leggyakoribb bogárcsalád (Tenebrioidae) képviselői pedig gyakorlatilag mindenfajta holt szerves anyagot elfogyasztanak. A száraz területek éghajlati és ökológiai szempontból is különleges típusai a hűvös, parti sivatagok, amelyek a déli félgömbön, Afrika és Dél-Amerika keskeny nyugati partszegélyén, hideg tengeráramlások hatására alakultak ki: a Benguela-áramlás szomszédságában a Namib-, a Humboldt- (Perui-) áramlással érintett chilei-perui partvidék közelében az Atacama-sivatag. Észak-déli irányban hosszan elnyúló sávjaik kizárólag a rendkívüli szárazság miatt nevezhetők sivatagnak, hiszen hőmérsékleti viszonyaik (mindössze 14-22 °C-os évi középhőmérséklet, s csupán 5 °C körüli évi hőmérséklet-ingadozás) inkább a mérsékelt övi óceáni, mintsem a forró sivatagi területekére emlékeztetnek. A szélsőségesen nagy szárazságra jellemző, hogy pl. a Namib-sivatagban az évek felében kevesebb mint 10 mm csapadékot mértek, az Atacama-ban évtizedekkel ezelőtt telepített meteorológiai állomások pedig még soha nem rögzítettek csapadékhullást (!) (Müller-Hohenstein, K. 1979). 760

A csapadékhiány a hideg tengeráramlások sajátos éghajlatalakító szerepével függ össze. A magasabb földrajzi szélességekről érkező, ill. a mélyből feláramló hideg víz a partszegély levegőjét alulról folyamatosan hűti, s az emiatt kialakult stabilis hőmér­ sékleti rétegződést akár éveken át is állandósítja. Hogy e sivatagok mégsem teljesen növényzet nélküliek, annak az az oka, hogy a levegő páratartalma szinte állandóan magas, és rendkívül jellemző a ködképződés. Az óceán felől ugyanis meleg levegő áramlik a partközeiben mozgó hideg víz fölé, lehűl, és köd keletkezik. A hűvös, ködös légtömegek nem hatolnak be mélyen a szárazföld belsejébe, mert hamarosan felmelegszenek és „kiszáradnak”, de a keskeny partszegélyi sávban ritka, csenevész növényzet tengődését mindenesetre lehetővé teszik. Bár viszonylag kevés növényfaj képes föld feletti szerveivel közvetlenül a páratelt levegő­ ből vizet felvenni (ún. ködnövények), bizonyos, hogy a köd a párologtatás csökkenté­ se révén a növényi sejtek vízállapotát javítja, s ezzel a nem évelő növényfajok élettar­ tamát meghosszabbítja. Fontosabb szerepe van a köd harmatként való lecsapódásá­ nak, amely a sziklarepedésekbe szivárogva a növények gyökerekkel felvehető vízfor­ rásául szolgál. A téli hónapokban a parti sivatagok levegőjének páratartalma (ködsűrűsége) sajá­ tos rétegződést mutat. A parti hegylánc által felemelkedésre kényszerített légtömegek nedvességtartalma a tszf.-i magassággal párhuzamosan növekszik, és kb. 600-700 in­ én éri el maximumát, amelyben már folyamatos kondenzálódás (csapadékképződésködszitálás) megy végbe. Az egyre kedvezőbb nedvességviszonyok az óceánra néző lejtők növényzetének gazdagodásában is tükröződnek: a csak ritka éjszakai ködökkel jellemezhető alacsony parti sáv csaknem növényzettelen; felfelé haladva előbb ritka, majd fokozatosan záródó növénytakaró jelenik meg, végül az említett kondenzációs szintben a gyakran délutánig sem felszáradó ködök csapadéka (Dél-Amerikában garua a neve) a fatermetű növények tenyészetét is lehetővé teszi. A hideg tengeráramlások vizében a lebegő tengeri élőlények óriási tömege él (fitoés zooplankton), amely hatalmas halrajoknak nyújt bőséges táplálékot, ezek viszont nagyszámú halászmadarat (főleg kormoránt, pelikánt, szulafajokat stb.) vonzanak a partvidékre és a szigetekre. Évszázadok alatt vastag rétegekben felhalmozódott ürülé­ küket, a guanót a múlt században millió tonna számra bányászták, s magas foszfát­ tartalma miatt trágyaként hasznosították.

A mérsékelt övezet növény- és állatvilága A Föld három nagy, egymástól éghajlatilag, növény- és talajföldrajzilag elkülönülő övezete közül a mérsékelt övezet a legszélesebb, a legnagyobb szárazföldi területekre terjed ki, és természetföldrajzi viszonyait tekintve a legösszetettebb is. A szomszédos övezetektől való egyértelmű elhatárolására mindenekelőtt éghajlati szempontok kí­ nálkoznak. Éghajlatának közös vonásaiként a nyugati szelek uralmát, négy - ám földrajzi szélességenként eltérő hosszúságú - évszak szabályos váltakozását és a 761

mindenhol 20 és 0 °C közé eső évi középhőmérsékleteket jelölhetjük meg. További éghajlati határértékek, növény- és talajföldrajzi stb. ismertetőjegyek alapján övekre, ezeken belül - elsősorban az adott terület tengertől való távolsága függvényében tartományokra tagolható. Az övék, tartományok (szektorok) között - hacsak nem éles gerincű, magas hegységvonulat a választóvonal - sehol sincs éles határ, két eltérő arculatú terület között az átmenet mindig folytonos.

A meleg-mérsékelt (szubtrópusi) öv élővilága A forró (trópusi) övezet északi és déli szomszédságában húzódó, heterogén arculatú meleg-mérsékelt (szubtrópusi) öv területén trópusi és mérsékelt övi éghajlati hatások egyaránt érvényesülnek. Hőmérsékleti viszonyait nagyobb szélsőségek jellemzik, mint a trópusokét: az évi hőmérséklet-ingadozás meghaladja a napi értékeket; jól elkülönülő - általában rövid őszi, ill. tavaszi évszakkal összekapcsolt - tele és nyara között lényegesen nagyobb hőmérsékleti különbségek vannak, és fagyok is előfordulnak. Nagyfokú heterogenitását mindenekelőtt a csapadékviszonyok feltűnő eltéréseinek köszönheti. A csapadékmennyiség területi különbségei rendkívül nagyok, a csaknem teljesen száraz sivatagoktól az állandóan nedves éghajlatú területekig mindenféle klímatípus előfordul. Ennyiben hasonlít a trópusokhoz, de fontos különbség, hogy ezek nem elsősorban a térítőkkel párhuzamosan, hanem inkább foltszerűen, szektorálisan rendeződnek el az övön belül. A szubtrópusi öv területének legnagyobb hányadát kitevő száraz sivatagok éghajla­ ti és életföldrajzi viszonyairól már szóltunk az előző fejezetben. Az öv két további jellegzetes éghajlati típusa a kontinensek ellentétes oldalain fejlődött ki; mindkettő nedves, de csapadékjárásuk klímagenetikai okokból homlokegyenest eltérő: a nyugati oldalakon a (kevesebb) csapadék télen hullik (mediterrán tartományok), a keleti „végeken” nyáron, ill. ahol az egész év csapadékos, a csapadékmaximum nyárra esik (monszun tartományok). A mondottakat a 384. ábra klímadiagramjai szemléltetik. E három, egymástól élesen megkülönböztethető klímatípus azonban korántsem „fedi le” a szubtrópusi öv egész területét, közöttük szélesebb-keskenyebb, helyenként - főleg orografikus okokból - megszakított, ill. foszlányos átmeneti területek teremte­ nek kapcsolatot: a mediterrán tartományokat télen nedves, nyáron aszályos, a másik oldal monszun tartományait pedig nyáron esős, télen száraz éghajlatú erdőssztyeppek és sztyeppek átmeneti sávjai kapcsolják a szubtrópusi sivatagokhoz. E szektorális tagolódás elsősorban a déli félteke kontinenseinek nem túl nagy nyugat-keleti kiterje­ désű és orográfiailag kevéssé zavart szubtrópusi térségeiben fejlődött ki szabályosab­ ban (Dél-Afrika és Délkelet-Ausztrália - ahol a két szélső tartomány közvetlenül is érintkezik -, kevésbé Dél-Amerika), de a „szektorok” csaknem folytonos sorozatát figyelhetjük meg Észak-Amerikában is, Kalifornia mediterrán partvidékétől a déli államok száraz területein át a kontinens állandóan nedves délkeleti sarkáig. 762

384. ábra: A meleg-mérsékelt (szubtrópusi) öv alapvető éghajlati típusainak klímadiagramjai (esős telű, mediterrán), száraz, ill. esős nyarú (monszun) tartomány [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán, Müller-Hohenstein, K. (1979) könyvéből]

A terjedelmes eurázsiai kontinensen más a helyzet: a nyugat felől mélyen benyomu­ ló szubtrópusi száraz sztyeppeket és sivatagokat (Irántól az indiai Thar-sivatagig), ill. a keleti oldal monszun tartományát csupán a Himalája déli lejtőinek hosszú, keskeny, állandóan nedves szubtrópusi sávja kapcsolja össze; az öv tehát ezen a szakaszon rendkívüli mértékben elkeskenyedik. Az említett, ellentétes csapadékjárású szubtrópusi sztyeppek közül e helyen csak a télen nedves, nyáron aszályos, ún. szubtrópusi száraz sztyeppek éghajlati és életföld­ rajzi viszonyait ismertetjük kissé részletesebben; a nyáron nedves, télen száraz szub­ trópusok jellemzésére - klímájának és növényzetének nagyobb hasonlósága miatt a hűvös-mérsékelt öv sztyeppterületeinek részletes tárgyalása keretében térünk ki. A szubtrópusi szárazsztyepp-vegetációval jellemezhető, többnyire keskeny, átme­ neti területek a már tárgyalt szubtrópusi sivatagok-félsivatagok és a mediterrán tartományok (szubtrópusi keménylombú erdők) között helyezkednek el (377. ábra). Éghajlatuk a szomszédos sivatagokénál kedvezőbb, ami mindenekelőtt a javuló nedvességellátottságban mutatkozik meg: az évi átlagos csapadékmennyiség 200-400 mm, s kevésbé rendszertelen időbeli eloszlású. Ellentétben a sivatagok trópu­ si szegélyterületeivel (és a kontinensek keleti oldalának nyáron nedves, télen száraz szubtrópusi sztyeppjeivel!), a csapadék a téli félévben, tehát a hűvösebb évszakban hull, ami a vegetáció életfeltételei szempontjából döntő jelentőségű, hiszen a csapadé­ kos évszak a növényzet nyugalmi periódusával esik egybe. A nyarak viszont szélsősé­ gesen szárazak, így a növényzet évelő fajai adott esetben egy évben kétszer is tenyésze­ ti nyugalomra, életműködéseik hosszabb-rövidebb ideig tartó korlátozására kénysze­ rülnek. Több kutató szerint végső soron a nyári szárazság felelős azért, hogy pl. a Szahara északi szegélyén a fás (fatermetű) növények hiányoznak, és csak a tulajdon­ képpeni földközi-tengeri (mediterrán) klímatartományban jelennek meg. A száraz szubtrópusi sztyeppek növénytakarója tömöttebb, sűrűbb, mint a sivatagoké-félsivatagoké, és kifejezetten diffúz mintázatú (vö. 758. oldal). A döntően száraz­ ságtűrő növényzet faj összetétele - a térség éghajlati szempontból is átmeneti jellegé­ nek megfelelően - a növekvő szélességekkel párhuzamosan változik: a növényzet fő 763

tömegét alkotó, azonos klímaigényű, de különböző fizikai tulajdonságú talajokat kedvelő halfafű (Stipa tenacissima), ill. a fehér üröm (Artemisia herba-alba) törpe­ cserjéi között egyre több mediterrán faj jelenik meg, miközben a sivatagi fajok száma fokozatosan fogyatkozik. Az állatvilág életlehetőségeit a még itt is szélsőségesen száraz klímaviszonyok határozzák meg, ezért fajaik és életközösségeik nagy vonalakban a sivatagi-félsivatagi területekével azonosak.

Esős telű szubtrópusi (mediterrán) tartományok A szubtrópusi öv mediterrán tartományai a kontinensek nyugati oldalára, partvi­ dékeire korlátozódnak. Elhelyezkedésük a két féltekén nem szimmetrikus: az északi félgömbön magasabb (É. sz. 30-45°), a délin - a szárazföldek csekélyebb kiterjedése miatt - alacsonyabb (D. sz. 30-38°) szélességek között húzódnak (385. ábra). Legter­ jedelmesebb, egyszersmind névadó képviselőjük a Földközi-tenger európai, afrikai és részben kis-ázsiai partvidékét, félszigeteit, szigeteit felölelő terület, amelyre megállapí­ tásaink, példáink többsége vonatkozik. Jellegzetesen váltakozó éghajlatának kialakításában trópusi és szubtrópusi hatások­ nak egyaránt szerepe van. A nyári hónapokban a trópusi alacsony nyomású terület­ nek a hőmérsékleti egyenlítőt követő északra tolódása a passzát szélrendszer leszálló ágának egyidejű északabbra helyeződését eredményezi, ami a szubtrópusi magas nyomású központ (itt: azori maximum) hatásával kiegészülve magas hőmérsékletet (a legmelegebb hónap középhőmérséklete > 22 °C) és szélsőséges csapadékhiányt okoz. (Ebben a perzsa-öböli minimumhoz kapcsolódó domináns száraz ÉK-i lég­ áramlatoknak ugyancsak szerepük van.) Télen a rendszer dél felé mozdul el, ezzel utat nyit a nyugati szelek által hajtott, az óceán felől átvonuló, bő csapadékot hozó ciklonoknak. A nedves-kontinentális éghajlatnak megfelelő évi csapadékmennyiség (500-1000 mm) legnagyobb része - a mindenütt közeli tenger hatására jellemzően enyhe - télen hullik le (386. ábra). Ez a mechanizmus alakítja a déli félteke mediterrán térségeinek éghajlatát is, azzal a különbséggel, hogy az évszakok pontosan ellentétesek és természetesen a hőmérsék­ leti és csapadékértékek is többé-kevésbé eltérők. A mediterrán tartományok egyes partközeli területeinek (Közép-Kalifornia, Ma­ rokkó atlanti partvidéke, Chile partvidékének középső szakasza, Fokföld) éghajlatát a szomszédos hideg tengeráramlások nagymértékben befolyásolják: a nyár itt hűvö­ sebb, sőt ködök is előfordulnak; emiatt egyes éghajlati rendszerekben önálló altípus­ ként szerepelnek (Péczely Gy. 1984).

764

Észak-Amerika

Eurázsia

385. ábra: A mediterrán tartományok és a szubtrópusi száraz sztyeppek elhelyezkedése a szárazföldeken [Troll,C.-Paffen, K. (1964) nyomán, Müller-Hohenstein, K. (1979) könyvéből]

386. ábra: Mediterrán területek klímadiagramjai (Szicília, Észak-Amerika, Ausztrália) [Wal­ ter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán]

765

A mediterrán tartományok zonális növénytakaróját döntő többségben az ún. keménylombú növényfajok társulásai alkotják. Az elnevezés az egykor szélesen elterjedt, mára erősen visszaszorult természetes erdők legfontosabb állományalkotó fafajainak, ill. további fa- és cserjetermetű növényeknek a szárazsághoz alkalmazkodott levélzetére utal (szklerofillia). A forró, csapadékszegény, de a fotoszintézis szempontjából kedvező hőmérsékletű mediterrán nyárban a növények nem lombhullatással, hanem örökzöld, párologtatást csökkentő lombozat kifejlesztésével védekeznek az erős su­ gárzás és a kiszáradás ellen. A levelek kemények, fényesek, ill. szőrözöttek vagy viaszréteggel borítottak, sejtnedv-koncentrációjuk - ennek következtében szívóerejük - nagy, besüllyedt gázcserenyílásaik zárásával a vízveszteséget a minimumra csökken­ tik. Gyakori a levelek erős redukciója; a növények csupán levéltelen, zöld szárukkal asszimilálnak. A mediterrán területek növénytakarója - a keménylombú társulások dominanciája ellenére - nem egységes; különösen nem a legnagyobb kiterjedésű, legheterogénebb földközi-tengeri térségben. Ennek éghajlati, domborzati, kőzetminőségi, ill. talajtani okai vannak, s nem utolsósorban az ókortól napjainkig tartó emberi tevékenység következménye. A földközi-tengeri tartomány zonális keménylombú erdeinek két legfontosabb állományalkotó fafaja a magyal- (Quercus ilex) és a paratölgy (Quercus suber).Ter­ mőhelyük határozottan kőzetminőségi alapon különül el egymástól: az előbbi a karbonátos (mészkő), az utóbbi a szilikátos kőzeteket kedveli. Aljnövényzetükben számos örökzöld, illatos levelű, gyakran tövises cserje fordul elő (Myrtus communis, Erica-, Lavandula-, Jasminum- stb. fajok). A tartomány peremterületein - a szomszé­ dos öv felé mutató átmeneti éghajlatnak megfelelően - a keménylombú erdőket fokozatosan más fajösszetételű társulások váltják fel. Pl. a csaknem állandóan nedves szegélyterületeken (nedves szubmediterrán) a keleti monszuntartományokban is elter­ jedt, nagyobb nedvességigényü babérfajok (Lauraceae) alkotnak erdőket, a szára­ zabb szubmediterrán területekkel határos szegélyeken pedig a lombhullató molyhostölgy (Quercus pubescens) erdei jelennek meg. Utóbbiak itt a zonális keménylombú társulásokkal sajátos kitettség meghatározta erdőmozaikot alkotnak: a szárazabb déli lejtőkön magyaltölgy-, a nedvesebb északiakon molyhostölgy-erdők díszlenek. A térség növényzetének meghatározó elemei még a tűlevelű erdők, amelyek elsősor­ ban a hegységek (Atlasz, Libanon stb.) felsőbb régióiban, önálló magassági övként jelennek meg (Cedrus atlantica, C. libani), de igen elterjedtek a tengerpartokon is: pl. aleppói fenyő (Pinus halepensis), mandulafenyő (P. pinea) stb. Más földrészek mediterrán növényzetében az említett típusokhoz képest kisebbnagyobb eltérések figyelhetők meg. Pl. Észak-Amerikában (Oregon, Kalifornia) a zonális keménylombú erdőket ugyancsak tölgyek, de más tölgyfajok (Quercus densiflora, Qu. agrifola stb.) alkotják, míg Ausztráliában különböző eukaliptuszokból (Eucalyptus marginatus, E. diversicolor) állnak. A tűlevelű erdők magassági öve a többi mediterrán tartományból sem hiányzik. A kontinensenként eltérő, egyedi fajösszetételű fenyőtársulások tömegéből - érdekes­ 766

ségként - csak a kaliforniai mamutfenyő (Sequoia gigantea) 3-4000 éves, 100 m magasságot is megközelítő állományait említjük. A mediterrán területek zonális keménylombú erdőtakarója mind kiterjedését, mind összetételét tekintve napjainkra igen lényeges változáson ment át. A benépesülés óta eltelt évszázadokban a térség lakossága kezdetben csak legeltetéssel károsította, később - a mezőgazdasági tevékenységhez szükséges területnyerés, hajóépítés stb. céljából - nagy területeken folyamatosan irtotta is az erdőket, így azok részben degradálódtak, részben megsemmisültek. Az antropogén tevékenység következtében az erdők összterülete mintegy harmadára zsugorodott; kisebb-nagyobb foltjaik főleg a nehezen megközelíthető, ill. hozzáférhetetlen, meredek lejtőkön maradtak fenn. A legeltetés, égetés, irtás, sőt utóbb az erdőgazdasági tevékenység a maradék erdők fajösszetételében is jelentős változást okozott. Az egyes fafajok e beavatkozásokkal szembeni ellenálló képességétől függően az erdők faj spektruma fokozatosan eltoló­ dott, bennük egyre több, a szomszédos területekről, sőt a tengerentúlról származó, idegen elem jelent meg, amelyek a bennszülött fajokat visszaszorították. A sok évszázados antropogén tevékenység a mediterrán területek növényzetének oly mérvű degradációját és pusztulását okozta, hogy nem véletlenül tartják a regioná­ lis méretű környezeti katasztrófák egyikének. A kiirtott erdők talajtakarója óriási területeken gyakorlatilag megsemmisült, s csak kopár, csupasz felszín maradt vissza, másutt az egykori aljnövényzet másodlagosan szárazságtűrő tüskebozóttá, cserjéssé alakult, amely ma legfeljebb kecske- és birkalegelőként hasznosítható. S hogy ez a folyamat a mediterrán tartományokban általánosan végbement, azt az mutatja, hogy az örökzöld másodlagos cserjések megnevezésére a legkülönbözőbb nyelveknek meg­ van a saját kifejezésük, egy tartományon belül akár több is (pl. Dél-Franciaországban és Korzikán maquis, Spanyolországban tomillares, az Atlasz vidékén garigue, Olasz­ országban macchia, Kaliforniában és Mexikóban chaparral stb.). Ezek egyszersmind többé-kevésbé eltérő fajösszetételűek is. A nedves, ill. száraz évszakok váltakozása és a növénytakaró jellegében megfigyel­ hető ellentét (keménylombú erdők, ill. kopár foltokkal tarkított másodlagos cserjetár­ sulások) miatt a mediterrán tartományok az állatvilág életfeltételei szempontjából jellegzetesen átmeneti területek. Bennük olyan állatcsoportok is megfelelő életteret találnak, amelyek elterjedésének súlypontja a szomszédos száraz sztyeppeken, ill. a hűvös-mérsékelt öv erdeiben van. Ezek az átmeneti ökológiai viszonyokhoz alkalmaz­ kodott, „bennszülött” állatcsoportokkal (rovarok, pókok, teknősök, gyíkok, kígyók, csak itt fészkelő madarak: kékszarka, egyszínű seregély, kormos hantmadár stb.) együtt a mediterrán térség állatvilágának nagyfokú változatosságához, fajgazdagsá­ gához járulnak hozzá. A képet - legalábbis ideiglenesen - tovább színesítik azok a hatalmas madárcsapatok, amelyeknek a trópusok felé való vándorlás közben a mediterrán térség a legfontosabb pihenőhelyük.

767

Állandóan nedves, illetve esős nyarú szubtrópusi területek (monszun tartományok) A kontinensek keleti, délkeleti oldalain elhelyezkedő szubtrópusi monszun tarto­ mányok klímadiagramjainak némelyike első pillantásra a trópusi esőerdőkére emlé­ keztet. Tüzetesebb megfigyelés után kitűnik, hogy jóllehet a csapadék viszonylagos bőségét (1000 mm-t csaknem mindenütt meghaladó, sok helyütt 1500 mm-t is elérő értékek) és évi eloszlását (minden hónap csapadékos) illetően bizonyos hasonlóság kétségtelenül van, a hőmérsékleti viszonyok teljesen eltérőek. Mert míg az esőerdő öv - sőt lényegében az egész trópusi övezet - területén nemhogy fagyokkal, de a hőmér­ séklet számottevő ingadozásával sem kell számolni, a szóban forgó szubtrópusi térségekben az évi hőmérséklet-ingadozás nagy, és az év akár 5-7 hónapjában is várható fagypont alatti hőmérséklet. A fagyok itt még nem olyan gyakoriak és erősek, hogy a leghidegebb hónap átlagos hőmérsékleti minimuma 0 °C alá süllyedne (1. ferde vonalkázású sáv a diagramok vízszintes tengelye alatt), de a hűvös-mérsékelt övvel határos területeken már ez sem ritka (387. ábra). A mediterrán területekénél nagyobb évi csapadékmennyiség, ill. az azzal ellentétes csapadékjárás - mint e tartományok elnevezése mutatja - a monszuntevékenységgel függ össze, de fontos csapadékgyarapító szerepük van a partok előtt elhaladó meleg tengeráramlásoknak is. A monszunhatás érvényesülését a domborzat nagymértékben befolyásolja: a csapadékot szállító monszunszelek az óceánok felé nyitott térségekben mélyen a kontinens belsejébe hatolnak és hatalmas területen fejtik ki hatásukat (az USA délkeleti államai, Brazília déli része, ill. a La Plata-öböl környéke, Közép-Kína), míg a mögöttes hegyláncokkal jellemzett (konkordáns) partszakaszokon csak vi­ szonylag keskeny sávot öntöznek (Afrika és Ausztrália délkeleti partvidéke). E terüle­ tek nagy része egész évben csapadékos; a csapadék eloszlásában többé-kevésbé kifejezett nyári maximum mutatkozik (állandóan nedves szubtrópusok). Nyugati, kontinensbelseji szegélyterületeikre ellenben már az esős nyár és a száraz tél határo­ zott elkülönülése jellemző (nyáron nedves szubtrópusi sztyeppklíma). Ezek mint

387. ábra: Szubtrópusi monszun területek klímadiagramjai (Délkelet-Ázsia, Észak-Amerika. Ausztrália) [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán] 768

átmeneti területek az állandóan nedves monszun tartományokat a száraz szubtrópusi sivatagokhoz (Eurázsia kivételével minden kontinensen), ill. más éghajlati övbe tarto­ zó területekhez (Délkelet-Ázsiában) kapcsolják (377. ábra). A növénytakaró képe hűen tükrözi a fentebb vázolt éghajlati viszonyokat. A leg­ csapadékosabb területeken a trópusi esőerdőkre emlékeztető, de azoknál - elsősorban a hőmérséklet nagyobb napi, de még inkább évi ingadozása miatt - egyszerűbb szerkezetű és alacsonyabb szubtrópusi nedves erdők (esőerdők) alakultak ki. A kevésbé nedves termőhelyek jellegzetes erdőtípusa az ún. babérlombú erdő, amely a nevét onnan kapta, hogy állományalkotó fafajainak többsége a babéréhoz (Laurus nobilis) hasonló, viszonylag kicsi, ovális, pergamenszerü, fényes, sima felületű levelekből álló lombot visel. (A fenyőfélék levelei is gyakran inkább pikkely- vagy lemez-, mint tűszerűek). A monszun tartományok erdeinek fajösszetétele az életfeltételek hasonlósága elle­ nére kontinensenként különböző, s figyelemre méltó, hogy bennük gyakran kevered­ nek trópusi elemek mérsékelt öviekkel, ami a szubtrópusi övnek a szomszédos övéktől növényföldrajzi alapon való elhatárolását nagymértékben megnehezíti. Közép-Kína buja szubtrópusi esőerdeit babérfélék (Lauraceae), örökzöld tölgyek (Quercus), liliomfák (Magnolia) és hangarózsafajok (Rhododendron) jellemzik, amelyek közé - a hűvösebb tél miatt - lombhullató nemzetségek (gesztenye / Castanea, dió/ Juglans, ostorfa/ Celtis stb.) fajai elegyednek. Az északi félteke másik nagy monszun tartományában, az USA DK-i államaiban (Florida, Louisiana stb.) a szubtrópusi erdőket részben ugyancsak Magnóliák és örökzöld tölgyek alkotják; gyakori a fekete (Juglans nigra) és a hickory-dió (Carya alba), a cukorjuhar (Acer saccharum, A. saccharinum/dasycarpum), a bükk és számos nyitvatermő: életfa (Thuja), douglas-fenyő (Pseudotsuga taxifolia) stb. A nedves, mocsaras termőhelyek jellegzetes fafaja a mocsári ciprus (Taxodium distichum). A déli félteke nedves monszun tartományai az eltérő flórafej­ lődés eredményeként szintén különböznek egymástól: Dél-Amerikában fenyőfélék (Podocarpus, Araucaria) uralkodnak, amelyekhez fapáfrányok és pálmák társulnak; Ausztráliában az elmaradhatatlan eukaliptuszok a hűvösebb dél felé egyre inkább az ún. déli bükkel (Nothofagus) keverednek. Különleges, vitatott eredetű növényformáció a csak Dél-Amerikában előforduló, lágyszárúakban gazdag, elsősorban sok árvalányhaj- (Stipa-) fajt tartalmazó magas füvü mezőség, az argentin pampa, amelyet a növényföldrajzi munkák némelyike nem is vél a szubtrópusi övbe tartozónak. A csernozjomokhoz hasonló, tápanyagokban bővelkedő talajú térség természetes növénytakarójának kialakulását illetően a szak­ emberek véleménye erősen megoszlik. Egyesek szerint a jelenlegi növénytakaró a természetes állapotot tükrözi, mások amellett kardoskodnak, hogy a füves növényzet az egykori nedves erdő helyén, antropogén hatásra, másodlagosan alakult ki. Mind­ két vélemény mellett - itt nem részletezhető - nyomós érvek szólnak; a természetes növénytakaró rekonstrukcióját, s ezzel a kérdés eldöntését viszont jelentősen megne­ hezíti, hogy a pampák évszázadok óta mezőgazdasági hasznosítás alatt állnak (lege­ lők, szántók). 769

A szubtrópusi monszun tartományok állatvilága a mediterrán területekéhez hason­ lóan átmeneti jellegű. A sajátos éghajlati viszonyok között, a trópusi és hűvös-mérsé­ kelt övi elemeket is tartalmazó növényzet nyújtotta változatos életterekben a félmaj­ mok (pl. makakó) vagy a leopárd éppúgy kitűnő életfeltételeket találnak, mint pl. a medve vagy az őz. Különleges, bennszülött állatfajnak számít Dél-Amerika legismer­ tebb erszényese, a patkányszerű oposszum (Didelphys), a tojásrakó dél-ausztráliai kacsacsőrű emlős (Ornithorhynchus) és a hangyászsün (Tachyglossus), az új-zélandi „élő kövület”, a hidasgyík (Sphenodon). Gazdag madárvilága sem nélkülözi a benn­ szülött (endemikus) fajokat; közülük a már kipusztult struccszerű futómadáron, a moán (Dinornis) kívül a „szárnyatlan” kivit (Apteryx australis) említjük.

A hűvös-mérsékelt öv élővilága A hűvös-mérsékelt öv a szubtrópusok közvetlen szomszédságában helyezkedik el, de csak az északi féltekén jelenik meg valódi, folytonos, minden földrészen áthaladó (cirkumpoláris) övként; a délin - a kontinensek elkeskenyedése, ill. alacsonyabb szélességeken való elvégződése következtében - csupán viszonylag kis területfoltokra, ill. néhány szigetre korlátozódik (Dél-Amerika és Ausztrália legdélebbi része, Tasmánia, Új-Zéland déli szigete) (377. ábra). A szubtrópusi övtől mindenekelőtt az évi középhőmérséklet értékei alapján határol­ ható el: a meleg-mérsékelt öv 15-20 °C közötti értékeivel szemben itt már csak 8-15 °C-kal számolhatunk. Ez önmagában, az egész övre vonatkozóan még nem túl sokat mond, ám ha figyelembe vesszük, hogy az évi középhőmérséklet-értékek vi­ szonylag kicsiny és nagy évi hőmérséklet-ingadozást egyaránt takarnak, közelebb jutunk a szóban forgó öv rendkívüli belső heterogenitásának megértéséhez. Míg ugyanis a legmelegebb hónap középhőmérséklet-értékei az öv csaknem egész területén viszonylag homogénen 15-20 °C között vannak, a leghidegebb hónapéi a kontinensek nyugati végétől a belső részekig 10-ről — 30 °C-ra csökkennek, ami - ugyanilyen irányban - az évi hőmérséklet-ingadozás átlagosan kb. 8 °C-ról több mint 40 °C-ra való fokozatos növekedését jelenti. Tovább kelet felé a hőmérsékleti szélsőségek némiképp szelídülnek, a legmelegebb és a leghidegebb hónap középhőmérséklete (20-26, ill. 2/ — 8 °C) közötti különbség (az évi hőmérséklet-ingadozás) azonban még mindig magas (20-35 °C). A hőmérséklet nyugati-keleti irányú változásához hasonlóan módosulnak a csapa­ dékviszonyok is. A nyugati szelek és a csapadékot szállító ciklonok hatása legerőseb­ ben a földrészek nyugati oldalán érvényesül, a szárazföld belseje felé haladva egyre kevésbé érezhető. A legszárazabb kontinensbelseji térségektől a keleti partokig a csapadékmennyiség ismét fokozatosan növekszik, évi eloszlására markáns nyári ma­ ximum jellemző. Mindez a monszunhatás következménye. A fenti éghajlati áttekintésből világosan kitűnik, hogy a hőmérsékleti és csapadékviszonyoknak az övön belüli szabályos változása az óceánoktól való távolság függvé­ 770

nye (kontinentalitás), amit a csapadékot szállító légtömegek útjában álló hegyláncok erősebben (Észak-Amerika) vagy gyengébben (Eurázsia) befolyásolnak. Ennek meg­ felelően a hűvös-mérsékelt öv is eltérő arculatú tartományokra (szektorokra) tagoló­ dik, azaz az éghajlatnak mindkét oldalról a belső térségek felé növekvő kontinentalitását az életföldrajzi viszonyok változásai hűen követik. (A fokozatosság természete­ sen észak-déli irányban is érvényesül, ami az öv két „szélének” - ha úgy tetszik, a tartományok északi és déli határvidékének - éghajlati és biogeográfiai különbségei­ ben, ill. a szomszédos övekével való hasonlóságában mutatkozik meg.) A hűvös­ mérsékelt öv fontosabb éghajlati típusainak (tartományainak) megnevezését is szokás a rájuk jellemző növényformációk nevével társítani. Az óceáni erdőklíma, kontinen­ tális erdőklíma, a keleti partvidékek meleg nyarú erdőklímája, kontinentális sztyeppklíma stb. elnevezés valamivel pontosabban fejezi ki e tartományok természe­ tét, egyszersmind az öv nagyfokú növényföldrajzi heterogenitását is jól illusztrálja.

Óceáni tartományok Az egész mérsékelt övezet e legkiegyenlítettebb éghajlatú tartományai a szárazföl­ dek nyugati oldalain foglalnak helyet. Észak-amerikai képviselőjük csak viszonylag keskeny, Észak-Kaliforniától a kanadai Brit-Kolumbiáig húzódó parti sávra korláto­ zódik, mivel a csapadékot szállító óceáni légtömegek a parttal párhuzamosan maga­ sodó hegyláncok (Parti-hegység, Cascade) miatt a szárazföld belsejébe nem juthatnak be. (Ezért közvetlenül e láncok mögött már erősen kontinentális, sőt részben sivatagos térségek jelennek meg.) Az európai tartomány sokkal kiterjedtebb: az Ibériai-félsziget északi szegélyétől kiindulva Norvégia déli részéig Nyugat-Európa szélesebb-keskenyebb atlanti partvidékét és a Brit-szigeteket foglalja magában. A déli féltekén Chile déli részén, Tasmániában és Új-Zélandon fordul elő (377. ábra). Az óceáni tartományok éghajlatának legjellemzőbb vonása a kiegyenlített hőmér­ sékletjárás (hűvös nyár, enyhe tél), a nyugati partok előtt elhaladó meleg tengeráram­ lások okozta pozitív hőmérsékleti anomália (emiatt terjednek ki meglepően magas földrajzi szélességekig), valamint a bőséges és viszonylag egyenletes eloszlású csapa­ dék, amelynek túlnyomó része eső formájában hull le. Az éghajlat kontinentalitásának kelet felé való növekedése azonban még e nem túl széles tartományon belül is érzékelhető, amit a 388. ábra klímadiagramjai egyértelműen bizonyítanak. A térség belső szegélyén az évi középhőmérséklet-ingadozás jóval nagyobb (20-25 °C), a tél valóban hideg (a napi hőmérsékleti minimumok átlaga legalább három hónapon keresztül 0 °C alatt marad, de fagyos napok július-augusztus kivételével a többi hónapban is előfordulhatnak), s az évi csapadékösszeg is kevesebb, bár az állandóan nedves éghajlat fenntartásához bőségesen elegendő. E klímaviszonyok már a mérsé­ kelten szárazföldi tartományok (kontinentális erdőklíma) területére vezetnek át. Az óceáni tartományok zonális növénytakarója - kivételes esetektől eltekintve (1. később) - zárt lombhullató erdőtársulásokból áll. A kedvezőtlen időszak átvészelését 771

célzó lombhullatásra már az időszakosan nedves trópusi övben (szavannák) is láthat­ tunk példát. Csak míg ott a növények némelyike a száraz évszakban, a vízveszteség csökkentése érdekében folyamodik ehhez a megoldáshoz, a hűvös-mérsékelt övben a lombhullatás a téli évszak hidegéhez való alkalmazkodás egyik módja, amire még e legkiegyenlítettebb éghajlatú, viszonylag enyhe telű óceáni tartományokban is szükség van. Atlanti-Európa lombhullató erdeit - már ahol nem pusztították ki őket - főleg nyírrel (Betula) kevert kocsányos tölgyesek (Quercus robur), bükkösök (Fagus), bükkelegyes fenyvesek alkotják. A szinte állandóan szélverte parti sávokban elsődle­ ges, a belső területeken, a kiirtott nyíres-tölgyesek aljnövényzetéből pedig másodlagos törpecserjés-bokros társulások, ún. fenyérek (heidék) képződtek. Az erősen kilúgzott, elsavanyodott, gyakran podzolos termőhelyet jelző növényzeti típus jellegzetes fajai örökzöld, pikkely- vagy tűszerű (ún. erikoid) levelekből álló lombot viselnek (hanga­ félék: Erica, Vaccinium, Calluna stb.). Elterjedtek a tőzegmohalápok is, amelyek egy részét antropogén eredetűnek, az erdőirtások következményének tartják. Kialakulá­ sukat a kiirtott erdők helyén visszamaradt fenyérek kisebb párologtatásával magya­ rázzák, ami a talajvízszint lassú emelkedéséhez, végül fokozatos láposodáshoz veze­ tett.

388. ábra: Óceáni éghajlatú területek jellemző klímadiagramjai (Európa) [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán]

Az Európán kívüli óceáni tartományok növényzete több-kevesebb eltérést mutat a fentebb tárgyaltaktól. A keskeny, erősen csapadékos észak-amerikai óceáni partvidé­ ket és hegységlejtőt főleg változatos összetételű fenyveserdők borítják, a déli félteke említett óceáni klímájú térségeiben viszont az európai bükkökkel rokon déli bükk (Nothofagus-) fajok alkotnak erdőket. Ezek egy része lombhullató, nagyobb részük azonban - különösen a partok közelében - örökzöld (pl. Nothofagus fusca), esőerdő jellegű, liánokkal és epifitonpáfrányokkal, -mohákkal, ami a szubtrópusi nedves erdőkkel való florisztikai rokonságukat bizonyítja. 772

Mérsékelten szárazföldi tartományok A

nedves-kontinentális éghajlatúnak (kontinentális erdőklíma) is nevezett térségek az északi félteke óceáni tartományai közvetlen szomszédságában a szárazföldek belsejében, valamint keleti oldalán helyezkednek el. (Dél-Amerika elkeskenyedő vé­ gén, a déli félteke még egyetlen „lehetséges” helyén kontinentális erdőklíma nem alakulhatott ki; az Andok esőárnyékában fekvő keskeny területet egy fokkal szára­ zabb kontinentális sztyeppklíma jellemzi [vő. köv. fejezet].) E tartományok területe az északi kontinensek óriási nyugat-keleti kiterjedése miatt, ill. orográfiai okokból nem érintkezik egymással; közéjük szélsőségesebb éghajlatú tartományok és külön­ böző csapásirányú hegyláncok ékelődnek. A kontinensek nyugati felén elhelyezkedő, az óceáni térségekhez csatlakozó mérsé­ kelten szárazföldi tartományok közül az észak-amerikai sokkal kisebb: a Parti- és a Sziklás-hegység láncai között keskeny sávra korlátozódik, és nálánál szárazabb, kontinentálisabb területeket (száraz sztyeppeket, félsivatagokat) ölel körül. Európá­ ban viszont hosszú - Délnyugat-Franciaországtól Dél-Norvégiáig húzódó - határvo­ nal (sáv) mentén érintkezik a nyugat-európai óceáni tartománnyal, s folytonosan keskenyedő, keleti irányú ékként nyúlik Eurázsia belsejébe. A keleti kontinensoldalak mérsékelten szárazföldi térségei megközelítőleg egyenlő nagyságúak. Az észak-amerikai tartomány - kb. az északi szélesség 35-45° között, a keleti partoktól a Minnesota, Iowa és Missouri államig terjedő négyszögben - az USA keleti államait foglalja magában, az ázsiai pedig Északkelet-Kínára (Mandzsúria), a Kínai-alföld egyes területeire, Korea és Japán északi részére terjed ki. A jelentéktelen kiterjedésű, hegyláncok közé zárt, ezért speciális vonásokat hordo­ zó nyugat-amerikai tartományt most nem említve, az alábbiakban a további három nagy mérsékelten szárazföldi tartomány éghajlati és életföldrajzi viszonyait ismertet­ jük, különös tekintettel közös és eltérő vonásaikra. Az európai-eurázsiai kontinentális erdőklíma hőmérsékleti viszonyaira jellemző, hogy míg területének különböző pontjai között a legmelegebb hónap középhőmérséklet-értékeit tekintve nincs lényeges eltérés (kb. 20 °C), a leghidegebb hónapéi dél-észa­ ki irányban kevésbé, nyugatról keletre számottevően (-3/- 13-ról - 10/-30 °C-ra) csökkennek. Ennek megfelelően az évi hőmérséklet-ingadozás mindenütt meghaladja a 20 °C-ot, de a tartomány legkeletibb végén 40 °C-nál is magasabb lehet. A hőmér­ sékleti szélsőségek növekedését a csapadékmennyiség csökkenése csak kelet felé követi (az öv északi szegélye csapadékosabb a délinél): az európai szubóceáni területektől a kontinens belsejéig 800-ról 500 mm-re fogyatkozik. A tartomány területén minden hónapban lehetséges csapadék, időbeli eloszlása azonban nem egyenletes. A csapa­ dékmaximum általában tavasz végére, nyár elejére esik, aminek oka egyrészt az, hogy a kontinens belsejében ez idő tájt szűnik meg a magas légnyomás, ezért a ciklonok számára szabad út nyílik, másrészt a felszín ekkorra már oly mértékben felmelegszik, hogy bizonyos monszunhatás kialakulását lehetővé teszi. A legkevesebb csapadék télen, s főként hó formájában hullik. A hótakaró tartósságát illetően a tartomány 773

poláris és egyenlítői szegélye között jelentős különbség van: az északi határ mentén több hónapig is megmarad, a déli peremen legfeljebb néhány hétig tart ki. A kontinensek keleti végén elhelyezkedő mérsékelten szárazföldi tartományok hőmérsékleti viszonyaiban az északi és a déli részek között van markánsabb különb­ ség. Az északi oldal (Kanada és az USA határvidéke, a Nagy-tavak környéke és különösen Északkelet-Kína, Mandzsúria) kontinentális erdőklímája szélsőségesebb: rövid, meleg nyár és hosszú, kemény, hideg tél jellemzi. Az évi hőmérséklet-ingadozás mindenütt nagy, s nem ritkák a 40 °C-ot meghaladó értékek sem. A déli területek éghajlata kevésbé szélsőséges: a nyár hosszabb és melegebb (a legmelegebb hónap középhőmérséklete a hűvös-mérsékelt öv erdőklímái közül a legmagasabb: 20-26 °C; meleg nyarú erdőklímának is nevezik), de a tél is enyhébb (a leghidegebb hónap középhőmérséklete a partok közelében +2/-6, a tartomány belső szegélyén is csak + 2/-8°C); a hőmérséklet-ingadozás ennek megfelelően kisebb: 20-30, ritkábban 35 °C. A csapadék sajátos tér- és időbeli megoszlása monszunhatás eredménye, amit a domborzat is befolyásol: a partvidékek egész évben nedvesek, a csapadékmennyiség a kontinens belseje felé fokozatosan csökken, eloszlásában jól kifejezett nyári maxi­ mum mutatkozik (389. ábra).

389. ábra: Mérsékelten szárazföldi éghajlatú (kontinentális erdőklíma-) területek jellemző klímadiagramjai [Európa, Délkelet-Ázsia (meleg nyarú változat)] [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán]

A mérsékelten szárazföldi tartományok természetes növénytakarója a lombhullató erdő, amely azonban fajösszetételét, szerkezetét tekintve egy-egy tartományon belül meglehetősen nagy változatosságot mutat aszerint, hogy annak mely részén, milyen éghajlati-ökológiai feltételek között él. Általánosságban elmondható, hogy bennük a tartományok határterületein olyan fajok válnak tömegessé, amelyek a szomszédos zonális növénytársulások felé jelentenek átmenetet, ill. a klimatikus okokból füves növényzetű térségek (sztyeppek) szomszédságában fokozatosan ritkulva, letörpülve erdő jellegüket végül is elveszítik. Mindkét törvényszerűség bizonyítására számos példa akad. Északon a tartományok mindegyike hosszú szakaszon a hideg-mérsékelt 774

boreális) öv zonális tűlevelű erdeivel (tajga) érintkezik, ahol a vegetációs periódus hossza (a 10 °C-nál magasabb középhőmérsékletű napok száma) a lomberdők szempontjából „veszélyes” határérték (120 nap) körül van. Ez azt jelenti, hogy ebben az átmeneti sávban a lombos fafajok közé már tűlevelű fajok keverednek. Délen földrajzi helyzetüktől függően - általában szubtrópusi (mediterrán, ill. monszun) tartományokkal határosak, ennek megfelelően déli szegélyeik lombhullató erdeinek fajspektrumát kemény-, ill. babérlombú fajok gazdagítják. A kontinensek belseje felé pedig - az éghajlat egyre növekvő kontinentalitását követve - fokozatosan ritkás, ligetes erdőssztyeppek be, majd sztyeppekbe, yégül kontinentális (hideg) sivatagokba mennek át. (E tekintetben némiképp különleges helyzetben van az európai -eurázsiai mérsékelten szárazföldi tartomány: egyedüli kivételként Ny, ÉNy felé nedves, óceáni lombhullató erdőkkel közvetlenül határos; európai részét a mediterrán térségektől hosszú szakaszon magas hegységek [Alpok, Dinaridák] zárják el; az eurázsiai belső kontinentális sztyeppekkel pedig - az amerikai- és a kelet-ázsiai tartományoktól eltérően - nem észak-déli, hanem kifejezetten nyugat-keleti futásirányú határsáv nentén érintkezik, vagyis ezek tőle egyértelműen délre helyezkednek el.) A lombhullató erdők fajösszetételének és szerkezetének a kontinentalitás növekedésével együtt járó változásait a legteljesebb spektrumot mutató európai eurázsiai mérsékelten szárazföldi tartomány példáján, nyugatról keleti irányban haladva célszerű szemléltetni. A hűvös-mérsékelt övi erdők lombozatának levetése - mint arra az előző fejezetben rámutattunk - elsősorban a szabályosan ismétlődő és a kontinens belseje felé egyre hidegebb téli időszakhoz való alkalmazkodás jele. Mert ugyan a lomberdőket alkotó fafajok nyugalmi (lombtalan) állapotban akár - 40 °C körüli fagyokat is elviselnek, vékony, puha, nedvdús leveleik - ellentétben a fenyők kemény, sok gyantát tartalma­ zó tűleveleivel - 0 °C alatti hőmérsékleten feltétlenül lefagynának. A folyamatot valószínűleg a nappalok hosszának csökkenése és a vízfelvétel fokozódó nehézségei együtt váltják ki. A lomberdők fajösszetétele - az éghajlat növekvő kontinentalitásának megfelelően - a kontinens belseje felé fokozatosan megváltozik; az óceáni erdőklíma kiegyenlített hőmérsékleti és csapadékviszonyaihoz alkalmazkodott, viszonylag szűk tűrésű erdőalkotó fafajokat a szélsőségesebb éghajlatot is jól viselő fajok váltják fel. Ezek elterjedési területei természetesen nem egyszerűen egymás után sorakoznak, hanem egymást szélesen és többszörösen átfedő területeket, alkotnak, amelyeken belül lokális (termőhelyi) különbségekhez igazodva - tiszta és kevert állományaik egyaránt előfordulnak (pl. a tengerszint feletti magasságtól függő övezetes elrendeződésben, kitettség meghatározta erdőmozaikok formájában stb.). Mindenesetre tény. hogy elterjedésük keleti határai egyre szélsőségesebb klímájú területekre juthak. Az európai-eurázsiai mérsékelten szárazföldi tartomány legnyugatibb (nyugat- és közép-európai) részén és az alacsonyabb hegyvidékeken a hűvös, nedves, kiegyenlített klímát kedvelő bükk (Fagus silvatica) legfontosabb erdőalkotó fafaj. Néhány, számára kedvezőtlen - tápanyagszegény talajú, magas talajvízállású, száraz medence775

390. ábra: Néhány közép-európai lomberdőfaj elterjedésének keleti, ill. egyes szibériai tűlevelű fajok elterjedésének nyugati határa. [Walter, H.-Aljehin, V. V. (1936) nyomán, Walter, H. (1968) könyvéből] - Fa = Fagus silvatica, Ca = Carpinus betulus, Qu = Quercus robur, Fr = Fraxinus excelsior, Ab = Abies sibirica, La = Larix sibirica, Pi = Pinus sibirica (cembra)

helyzetű - termőhelytől eltekintve egész Európában otthonos; elterjedésének határa kb. az Odessza-Kalinyingrád vonalon húzható meg. A gyertyán (Carpinus betulus) határa a Dnyeperen túlra, a (magas) kőrisé (Fraxinus excelsior) egészen az Urálig domborodik előre, sőt néhány kis levelű, kifejezetten keleti elterjedésű nyír- (Betula-), nyár- (Populus-) és berkenye- (Sorbus-) faj még ezeknél is kontinentálisabb térségek­ be hatol. Érdekesség, hogy a hideg-mérsékelt öv néhány szibériai fenyőfaja elterjedé­ sének nyugati határa éppen e területeken fut; a lomberdőkével több helyütt kereszte­ zik is egymást, így e helyeken törvényszerűen tűlevelű-lombos kevert erdők jelennek meg (390. ábra). 776

A fentebb ismertetett klimatikus határokon belül előforduló fafajok adott helyen való elterjedését, a kevert állományokban elfoglalt szerepét, részesedését további tényezők szabályozzák (pl. a termőhely fény-, nedvesség- és pH- stb. viszonyai), amelyek iránt a növények igényei eltérők, ezért verseny alakul ki köztük. A bonyolult összefüggésrendszert csupán néhány egyszerű példán szemléltetjük. A kimondottan fénykedvelő fajok (nyír, nyár) fejlődésük kezdeti szakaszában az árnyékkedvelő fiatal bükkel, gyertyánnal, ill. a még közéjük sorolható juhar- és tölgyfajokkal szemben előnyben vannak, gyorsabban nőnek. Emiatt azonban hama­ rosan beárnyékolják, ezáltal gyorsabb növekedésre késztetik az árnyékkedvelőket, amelyek így föléjük kerekednek, s végül kiszorítják őket a termőhelyről. Hasonlókép­ pen befolyásolja egyik vagy másik lomberdőfaj uralmát a talaj savanyúsága és ned­ vessége. Pl. a bükk a talaj pH-ja iránt nem túl „válogatós” (csak az erősen savanyú termőhelyeket kerüli), ezzel szemben a talajnedvességre érzékenyebb, ezért a nem nagyon száraz, ill. nem szélsőségesen nedves, ún. üde termőhelyeket részesíti előny­ ben; itt viszont semmilyen más faj nem kelhet vele versenyre. A tölgy és a gyertyán ugyancsak az ilyen termőhelyet kedveli, de mivel mind nedvesebb, mind szárazabb környezetben is életképesek, a bükk termőhelyéről kiszorítva, annak szomszédságá­ ban is igen szépen díszlenek. A nyír tűrőképessége még ezekénél is szélesebb skálán mozog, ezért rendszerint a bükkétől erősen eltérő savanyúságú és nedvességű termő­ helyekre húzódik vissza, ahol konkurens fajok megjelenésétől nem kell tartania. A mérsékelten szárazföldi tartományok lombhullató erdei rendszerint több (koro­ na-, cserje- és lágyszárú) szintből álló növényszövetkezetek. Az egyes szintek fajösszetételele társulásonként különböző, sőt az alsóbbak - pl. a bükkerdő kedvezőtlen fényviszonyai közepette - hiányozhatnak is. A legalsó szintben az ún. évelő lágyszárú növények uralkodnak, amelyek föld feletti hajtásai télen elhalnak, megújítószerveik (rügyek, gyöktörzs, hagyma, gyökérgumó) a talajban vészelik át a hideg évszakot. Rendkívül jellemző, hogy a különböző fényigényű fajok tavaszi megjelenésének sorrendje a lombosodás előrehaladásához (a fény gyengüléséhez) igazodik (aszpektusok). Az észak-amerikai és a távol-keleti lomberdők mind külső megjelenésüket, mind fajösszetételüket tekintve különböznek az európaiaktól. Pl. az észak-amerikai tölgye­ seket sokkal több és más tölgyfaj (Quercus alba, Qu. rubra, Qu. velutina, Qu. montana stb.) alkotja, amelyek közé nyír, juhar, hickory-dió, dél felé egyre gyakrabban geszte­ nye, platán és tulipánfa keveredik; Kelet-Ázsiában a hideg-mérsékelt övvel határos északi térségek luccal, jegenyefenyővel elegyes, rendkívül fajgazdag (ezt a területet nem érte eljegesedés!) lomberdői többségükben csak itt honos fafajokból és cserjékből (tölgy, hárs, kőris stb.) állnak (erre utal a Quercus, Tilia, Fraxinus stb. nemzetségne­ vek után álló gyakori „mongolica”, „mandschurica”, „amurensis”, „japonica” stb. fajnév is), dél felé haladva pedig értelemszerűen a szubtrópusi esőerdőfajok (Magnolia-félék, örökzöld tölgyek stb.) nagyobb arányú részesedése figyelhető meg bennük. A hűvös-mérsékelt öv természetes növénytakarója a történelmi idők folyamán nagy átalakuláson ment át. A Földközi-tenger térségét kivéve egyetlen éghajlati öv vagy 777

tartomány növényzete sem viseli magán oly mértékű emberi beavatkozás nyomait, mint éppen a lombhullató erdők vagy kontinensbelseji szomszédaik, az erdős sztyep­ pek, ill. sztyeppek. Az erdőket hatalmas területen kiirtották, ahol pedig megmarad­ tak, s erdőgazdasági kezelésben vannak, többnyire egynemű, egyidős fákból álló, gyakran eltávolított cserjeszintű kultúrerdőkké váltak, amelyek az eredeti állapotokat csak meglehetősen szegényesen tükrözik. Az egykori természetes sztyeppek (ill. erdős­ sztyeppek) helyén pedig - egyre terjeszkedő - mezőgazdasági tevékenység (főleg szántóföldi művelés) folyik (1. később). A hűvös-mérsékelt öv óceáni és kontinentális jellegű lombhullató erdeinek állatvilá­ ga eredeti faj összetételét és egyedszámát tekintve lényegében nem különbözik egymás­ tól, de pl. a szomszédos szubtrópusi erdőkéhez viszonyítva szegényesebb, ami minde­ nekelőtt a nagyobb hőmérsékleti szélsőségekre vezethető vissza. Az állatok életritmu­ sa az évszakok váltakozásához igazodik: sok faj ősszel és tavasszal vedlik, mások a téli hideg elől elvándorolnak, vagy az övön belül keresnek védettebb, ill. táplálékban gazdagabb helyeket, némelyek pedig téli álmot alszanak. Az emberi tevékenység térhódítását - különösen a sűrűn lakott és legnagyobb mértékben átformált területeken - az állatvilág is megsínylette. Egyes fajok kipusztul­ tak (pl. az európai bölény már csak rezervátumokban él), mások az ember által nem vagy csak kevéssé zavart területek, hegyvidékek erdeibe húzódtak vissza, és - részben vadászatuk miatt - számuk is erősen megfogyatkozott (vadmacska, hiúz, farkas, medve). Számos faj egyedszáma - noha ezek élettere is jelentősen összeszűkült változatlan maradt, sőt nőtt is (őz, gímszarvas, vaddisznó, róka stb.), ami részben a mezőgazdasági kultúrák nyújtotta többlettáplálékkal, részben az adott térségben folyó vadászati-vadgazdálkodási tevékenység sajátosságaival függ össze. Az észak-amerikai és a távol-keleti lombhullató erdők állatvilága többé-kevésbé eltér az európaitól: az előbbiekből pl. hiányzik az őz, a vaddisznó és a sün, viszont elterjedtek a menyétféle bűzborzok (pl. szkunk), az utóbbiakban pedig tigris is él.

Szárazföldi tartományok Az ún. kontinentális sztyeppklímával jellemezhető szárazföldi tartományok Eurá­ zsia és Észak-Amerika belsejében hatalmas kiterjedésű területeket foglalnak el, míg a déli féltekén egyedüli képviselőjük az Argentína középső-déli részén (Patagónia). az Andok esőárnyékában húzódó, keskeny, észak-déli irányú területsáv (377. ábra:. A kontinentális sztyeppéghajlatnak az előzőekben tárgyalt hűvös-mérsékelt övi erdőklímákétól eltérő - egyszersmind a növényvilág uralkodó formációinak jellegét és a talajok tulajdonságait is meghatározó - legfontosabb sajátossága, hogy a szélső­ séges hőmérsékleti viszonyokhoz (meleg nyár, nagyon hideg tél; az évi hőingadozás a 40 °C-ot is eléri) nagyfokú szárazság társul (pl. az eurázsiai tartományban a lehetsé­ ges párolgás értéke az évi csapadékösszegnek csaknem háromszorosa: átlagosan 850. ill. 330 mm, de még a nedvesebb szegélyeken is jóval meghaladja azt), ami összefüggő. 778

391. ábra: A hűvös-mérsékelt öv szomszédos szárazföldi tartományainak jellemző klímadiag­ ramjai (erdőssztyepp, sztyepp, félsivatag; Eurázsia) [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyo­ mán, Müller-Hohenstein, K. (1979) könyvéből]

zárt erdőtakaró kialakulásának lehetőségét egyértelműen kizárja. Ennek megfelelően e területek természetes növénytakarója a nyílt füves mezőség (sztyepp), amely a kontinentális lombhullató erdőkhöz laza, park jellegű erdők-facsoportok, ill. mozai­ kos mintázatú erdő- és sztyeppfoltok széles átmeneti sávjával (erdőssztyepp) kapcso­ lódik. (Ennek legnyugatibb, szigetszerű előfordulása volt egykor a mi Alföldünk is.) A „másik oldalon”, a kontinensek belsejének félsivatagjaival-sivatagjaival határos szegélyeken pedig immár a sztyeppnövényzet szakadozik foltokra-foszlányokra, ill. fajösszetétele alakul át nagymértékben, jelezvén, hogy az éghajlat tovább szárazodik, szélsőségesen kontinentálissá válik. Az eurázsiai szárazföldi (kontinentális sztyeppklíma-) tartomány nedvesebb sztyeppjei az erdőssztyeppek közvetlen szomszédságában, a Fekete-tenger északi partvidékétől a Dnyeszter, Dnyeper, Don alsó folyása területén (Dél-Ukrajna) és Kazahsztánon át kb. Novoszibirszkig terjednek; déli, szárazabb sávja pedig még keletebbre, Dél-Szibérián, Mongólián keresztül Észak-Kínáig nyúlik, s a távol-keleti kontinensbelseji sztyeppekkel összekapcsolódva a közép- és belső-ázsiai félsivatago­ kat, sivatagokat északról „félkörben” szegélyezi. A közép-ázsiai sivatagokat délről, Irán, Afganisztán felől ugyancsak száraz sztyeppek övezik, ezek azonban - a meleg­ mérsékelt (szubtrópusi) övbe tartozók lévén - lényegesen enyhébb telűek, mint a szóban forgó, s Eurázsia belsejében hosszú szakaszokon közvetlenül a hideg-mérsé­ kelt (boreális) öv tűlevelű erdeivel is határos északiak. Az eurázsiai tartomány éghajlatának a növény- és talajföldrajzi különbségekben is kifejeződő belső differenciálódását a 391. ábra klímadiagramjai szemléltetik. A hőmérsékleti és csapadékgörbék, ill. a fagyviszonyokat jelző vízszintes sávok egyértel­ műen bizonyítják, hogy a növénytenyészet éghajlati feltételei az erdőssztyeppel jellemzett határsávtól a sivatagszegélyekig fokozatosan romlanak: a tartomány észa­ ki, nedves peremének csapadékmennyisége (amelynek eloszlása határozott nyári maximumot mutat) a fás növényzet „eltartásához” is elegendő; a belső térségek kevesebb csapadéka szélsőséges hőviszonyokkal társul (extrém januári minimumok; az év nagy részében jellemző fagyok: mindössze két hónap abszolút fagymentes!), ami 779

csak lágyszárú és fűnövényzet létét engedi meg; a félsivatagi (száraz sztyepp) szegély hosszú nyári aszályos periódusa pedig már a versenyképesebb törpecserjék dominan­ ciájának kedvez a lágyszárúakkal és a gyepekkel szemben. A vázolt éghajlati viszonyokhoz alkalmazkodott sztyeppvegetáció uralkodó növé­ nyei a sűrű és ritka bokrú xerofil pázsitfűfélék, ill. a hagymás, rhizómás, szár- és gyökérgumós geofitonok; ezeken kívül sásfélék és pillangós virágúak is gyakoriak. E növényeket az aszályos, ill. hideg időszak átvészelésére mindenekelőtt sajátos morfológiai jegyekben megnyilvánuló alkatuk képesíti: pl. a pázsitfűfélék keskeny, szilárdító szöveteket tartalmazó, ezért nem lankadó jellegzetesen sodrott-csavarodott levelei alig párologtatnak, a kedvezőtlen időszakokban elszáradnak, mélyre hatoló és/vagy erősen elágazó gyökérzetük a legcsekélyebb nedvességet is megtalálja (e tekintetben a sekélyen gyökerező növények sem szenvednek hátrányt, sőt esetenként kifejezett előnyük, hogy a talajnak csupán a legfelső néhány cm-es rétegét benedvesí­ tő, kevés csapadékvizet is fel tudják venni); a geofitonok föld alatti szerveikben vizet és tápanyagot raktároznak, asszimiláló részeik a nyár végi száraz és a téli hideg évszakban ugyancsak elhalnak stb. Jellemző továbbá a különböző életformák megje­ lenésének időbeli váltakozása, egymásutánisága (aszpektusok) és természetesen a fajösszetételnek az északról dél felé növekvő szárazság okozta fokozatos térbeli megváltozása (zonalitás), aminek törvényszerűségei az alábbiakban foglalhatók össze (Kovács A. 1975): az egyre ritkuló növénytakaróban a kétszikűek részaránya csök­ ken; az északi szegélyek uralkodóan évelő növényeit fokozatosan magállapotban áttelelő (egynyári), a széles levelű pázsitfűféléket (rozsnok-/Bromus-, zabfű-/Avenastrum-fajok) a fagyot és a szárazságot jobban tűrő, keskeny levelű (árvalányhaj-/St/Ja-, csenkesz-IFestuca- és perje-/Poa-) fajok váltják fel (árvalányhajas sztyepp); az egység­ nyi területen előforduló fajok száma csökken; a xeromorf jelleg kifejezettebbé válik stb. Az eurázsiai sztyeppterületekhez sok tekintetben hasonló észak-amerikai füves puszták (prérik) ugyancsak a kontinens belsejében, a lomberdők szomszédságában (azoktól nyugatra) helyezkednek el, az általuk elfoglalt területsáv azonban - orográ­ fiai okokból - észak-déli irányban kiterjedtebb; Kanada középső-déli részétől a Mexikói-öbölig nyúlik. Ez azt jelenti, hogy a növényföldrajzi kép formálásában az éghajlat termikus és higrikus tényezőinek elsősorban kelet-nyugati változásai játsza­ nak szerepet. Minthogy azonban - a földrész észak-déli nyitottsága miatt - a meridionális irányú klimatikus gradiensek hatása sem elhanyagolható (a tartomány a tajgaövvel és a nedves szubtrópusi tartománnyal közvetlenül határos), helyesebb „sakk­ táblaszerű” éghajlati befolyásról és a növényzet ennek megfelelő elrendeződéséről be­ szélni. A prérik növényzetének és talajainak a hőmérsékleti, a csapadék- és a párolgásviszonyok változásaitól függő kelet-nyugati differenciálódását a 392. ábrán mutatjuk be. Walter, H. (1968) e rendkívül szemléletes, mintegy 1000 km távolságot átfogó szelvénye a Kelet-Nebraskától (300 m) a Sziklás-hegység lábáig (1500 m) fokozatosan emelkedő térszín (Préri-tábla) növény- és talajtakaróját erős függőleges torzításban 780

392. ábra: Az észak-amerikai Préri-tábla (Great Plains) vázlatos nyugat-keleti irányú szelvénye a Sziklás-hegység lábától (1500 m) kb. Kelet-Nebraskáig (300 m), az éghajlati (fent), a növény­ zeti (középen) és a talajviszonyok (lent) változásainak feltüntetésével [Walter, H. (1968) nyo­ mán]

ábrázolja. Jól látható, hogy a hőmérsékleti és csapadékértékek csökkenésével, ill. a potenciális párolgás (és összességében a kontinentalitás) növekedésével párhuzamo­ san a növénytakaró képe is átalakul: fokozatosan ritkul, letörpül, csökkenő gyökértö­ mege az egymást felváltó talajtípusok egyre sekélyebb, a mind közelibb karbonátfelhalmozódási szintig terjedő rétegét szövi át. E változások eredményeként a tartomá­ nyon belül végül is három növényzeti típus (hosszú füvű, kevert füvű, rövid füvű préri) különül el, amelyek között természetesen nem húzható éles határ. (Itt rögtön meg kell jegyeznünk, hogy a növényzet magasságára utaló „hosszú füvű”, „rövid füvű” stb. jelző megtévesztő lehet; azt sugallják, hogy az azonos fajokhoz tartozó füvek és lágyszárúak az életfeltételek romlása miatt „nem nőnek olyan hosszúra” nyugaton, mint keleten. Erről szó sincs: különböző termetű fajok alkalmazkodtak az adott termőhelyi viszonyokhoz!) A préritartomány legkeletibb sávja nemcsak a nyugatabbra eső füves pusztáknál, hanem a legcsapadékosabb eurázsiai erdőssztyepp-területeknél is lényegesen nedve­ sebb; az évi 700-800 mm csapadékmennyiség akár zárt erdőtakaró kialakulását is lehetővé tenné. Hogy e térségeknek az erdőtalajokhoz hasonló mértékben kilúgzott

préritalaján ma mégis főleg nagy termetű pázsitfüvek (sikárfű-/Andropogontarackbúza-/Agropyrum-, árvalányhaj - jStipa-, fényperj e-/Koeleria- stb. fajok), ill. lágyszárú­ ak (pl. csűdfű-/Astragalus-, aranyvessző-/Solidago-, Psoralea- stb. félék) hullámzanak (már ahol a mezőgazdasági tevékenység érintetlenül hagyta őket), azt Walter, H. (1968) az egykor itt legelő hatalmas bölénycsordák (egyes becslések szerint a bölényegyedek száma összesen 50-60 millió lehetett!) és a villámcsapás okozta vagy az indiánok gyújtotta tüzek erdőpusztító hatásának tulajdonítja. A legelés és a préritüzek megszűntével ma elsősorban a mezőgazdasági tevékenység akadályozza meg az erdők újbóli térhódítását. A kevesebb csapadékkal, kevésbé kilúgzott, típusos feketeföldekkel jellemzett kö­ zépső területeken az ún. kevert (átmeneti) prérivegetáció tenyészik, amely a lágyszárúakban gazdag eurázsiai sztyeppeknek felel meg leginkább, míg a legszárazabb nyugati térségek kevés lágyszárú fajt tartalmazó, ún. rövid füvű prérijének növényzeti képét az alacsony termetű grammafű (Bouteloua gracilis) és a bölényfű (Buchloe dactyloides) abszolút dominanciája határozza meg. Ezek ma hatalmas szarvasmarha- és juhlegelők, de a kedvezőbb éghajlatú területeken itt is szántóföldi művelés (búza, kukorica, ipari növények termesztése) folyik, ami sok helyütt - ide értve a hasonló­ képpen hasznosított eurázsiai sztyeppterületeket is - az effajta beavatkozásra igen érzékeny feketeföldek (csernozjomok, préritalajok) visszafordíthatatlan károsításával jár (szerkezetrombolás, erózió, tömődött szint kialakulása stb.). A dél-amerikai füves mezőségeket (patagóniai sztyeppek) számos kutató egyértel­ műen megkülönbözteti a szubtrópusokhoz sorolt fátlan füves pusztáktól, a pampák­ tól. A két - küllemében mindazonáltal hasonló - növényzeti típus területileg is elkülönül egymástól: az Andok csapadékárnyékában húzódó, hosszú és igen keskeny sávra korlátozódó patagóniai sztyeppek és a La Plata-öböltől nyugatra, ill. délre elterülő (Buenos Aires tartomány) pampák között észak-déli irányban megnyúlt, lényegesen szárazabb (törpecserjés félsivatagi, sivatagi, ill. szavanna növényzetű) területsávok sorakoznak. A hűvös-mérsékelt öv sztyepp- és préritartományainak a nyílt, füves térségekhez és a szélsőséges hőmérsékletű évszakokhoz alkalmazkodott állatvilága a földművelés széles körű térhódítása miatt napjainkra erősen visszaszorult, ill. megfogyatkozott. Az Eurázsiában és Észak-Amerikában egykor milliószámra legelésző bölény (Bison bonasus, B. bison) már csak szigorúan védett területeken, rezervátumokban él. Telje­ sen kihalt viszont a szürke magyar szarvasmarha őse, az őstulok (Bos primigenius) és a Volga vidékén még a múlt században is méneseket alkotó vadló, a tarpán (Equus caballus gmelini). Közeli rokona, a taki vagy Przevalski-ló (E. caballus przevalskii) egyre fogyatkozó létszámú csoportjai Belső-Ázsia pusztáin még vadon legelnek. Az érintetlen füves térségek állatvilágának ma jellemző képviselői közül a nyájakba tömörülő, gyors futású antilopfélék (Eurázsiában a tatár- vagy szajgaantilop, ÉszakAmerikában a villásszarvú antilop); a rájuk - és gyakran a legeltetett háziállatokra - falkákban vadászó farkasok (pl. prérifarkas: coyote); a többségükben földbe vájt üregekben lakó, a kultúrterületek expanzióját legkevésbé megsínylő, sőt a táplálék­ 782

többlet következtében még jobban elszaporodó rágcsálók (pockok, egerek, ürgék, nyulak, prérikutyák); ezek ádáz ellenségei, a kisragadozók (borzok, görények, nyusztok, nyestek stb.); a talajfelszínen költő, többségükben viszonylag gyengén repülő, ám kitünően rejtőzködő, gyors futású madarak (főleg tyúkidomúak: fogoly, fürj, prérifajd; túzok, reznek); a hüllők közül pedig a veszélyes mérgeskígyók (az óvilági viperák és újvilági „megfelelőik”, a csörgőkígyók) említhetők. A dél-amerikai füves pusztaságok különlegessége a tengerimalac, a struccszerű futómadár, a nandu és a kis termetű teveféle növényevő, a láma.

Szélsőségesen szárazföldi (félsivatagi, sivatagi) tartományok A hűvös-mérsékelt öv félsivatagjai és sivatagjai a szárazföldek belsejében (Eurá­ zsia) vagy viszonylag közel az óceánokhoz, de azoktól magas hegyláncok által elzártan (Észak- és Dél-Amerika) alakultak ki (377. ábra). Eurázsiában az esőt hozó szelek a kontinens belsejébe annak óriási nyugat-keleti kiterjedése, azaz a nagy távolság miatt nem jutnak el, Észak- és Dél-Amerikában pedig a Kordillerák több ezer méter magas vonulatai már közvetlenül a partszegélyen felemelkedésre kényszerí­ tik és megcsapolják-kiszárítják a nyugatról érkező, páradús légtömegeket. E szélsőségesen kontinentális száraz térségek csapadékviszonyai az alacsonyabb szélességek szomszédos (szubtrópusi) félsivatagjaiéra-sivatagjaiéra emlékeztetnek (a rendszerint kevesebb, mint 250 mm csapadék változatos tér- és időbeli megoszlású), telük azonban lényegesen keményebb, hidegebb. (Ez az oka annak, hogy hiányoznak a forró, száraz területekre oly jellemző oázisok.) A leghidegebb hónap középhőmér­ séklete a -10/—12, szélsőséges esetben a -25/ —30, a legmelegebbé a 30 °C-ot is eléri, ennek következtében az évi hőmérséklet-ingadozás mindenütt nagy, bár földraj­ zi szélességenként eltérő értékű (393. ábra). A napi hőingadozás - mindenekelőtt az átlagosan 7-8 hónapig tartó száraz időszakban - ugyancsak nagy. A növényi élet szempontjából kedvező körülmény, hogy a tavaszi felmelegedés a kevés csapadék

393. ábra: Szélsőségesen szárazföldi éghajlatú területek jellemző klímadiagramjai (Közép-, ill. Belső-Ázsia, Észak-Amerika) [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán]

miatt gyorsabb, mint a szomszédos nedvesebb területsávokon (sztyeppeken), mivel a besugárzott hő itt nem elsősorban a hó felolvasztására és a víz elpárologtatására, hanem mielőbb a talaj - és általa a levegő - felmelegítésére fordítódik. Az eurázsiai félsivatagi-sivatagi tartomány a Kaszpi-tengertől a Turáni-alföldön és Dzsungárián át a Nagy-Hszingán-hegységig Közép- és Belső-Ázsia hatalmas kiterje­ désű, zömmel hegyláncok övezte száraz területeit foglalja magában, és ide számítható Tibetnek az utóbbiaktól (Takla-Makán, Gobi-sivatag) délre, átlagosan 4200-4800 m tszf.-i magasságban fekvő, kimondottan hideg sivatagi jellegű fennsíkja is. E domborzatilag, éghajlatilag és a szubsztrátum tulajdonságait (köves, sziklás, homokos, agyagos, helyenként sós, gipszes talajok) illetően is igen változatos tarto­ mányban az egymást gyakran mozaikszerűen váltogató félsivatagok és sivatagok elkülönítése nem mindig könnyű, bár törvényszerűnek mondható, hogy a gyér, lazán záródó vagy a felszínt foltokban-foszlányokban borító növényzettel jellemzett félsiva­ tagok elsősorban a sztyeppekkel szomszédos, nedvesebb szegélyeken dominálnak, s általában a legbelső részek a legszárazabbak, sivatagosak. A tartomány nyugati, közép-ázsiai felének növényzete fajokban lényegesen gazda­ gabb, mint a zártabb belső-ázsiai száraz területeké. A még viszonylag kedvező félsiva­ tagi életfeltételekhez elsősorban cserjetermetü növények alkalmazkodtak, ezek közül is az üröm- és libatopfélék (Artemisia- és a Chenopodiaceae családhoz tartozó fajok), tamariszkuszok (Tamarix) és szakszaulcserjék (Haloxylon) a legelterjedtebbek. A szomszédos száraz sztyeppek jellegzetes fűféléje, a tengerként hullámzó árvalányhaj (Stipa) itt is gyakori, ám a nagyobb szárazság miatt inkább foltokban jelenik meg. A sivatagokban igazi szukkulens (pozsgás) növények alig fordulnak elő; a rövid március elejétől május közepéig tartó - tenyészidőszak mindenekelőtt az efemerek és a geofitonok számára nyújt kedvező életfeltételeket, ezért a növénytakaróban ezek dominálnak. Március elején a hőmérséklet gyors emelkedését és a csapadékhullást kihasználva elsőként a Poa bulbosa és a Carex hostii nevű perje-, ill. sásfaj bújik elő tömegesen, majd őket a föld alatti gumókban, hagymákban, rhizomákban áttelelt, velük jellegzetes társulást alkotó fajok (boglárka-/Ranunculus-, tulipán-/Tulipa-, gólyaorr-/Geranium- stb. félék) követik. Sok helyütt - főleg a nagy folyók (Szir-Darja, Amu-Darja) mentén - a talajok felszínközeli rétegeiben sók halmozódtak fel, ezeket a termőhelyeket sótűrő növényfajok (Salicornia, Halocnemum, Tamarix stb.) népesí­ tik be. Másutt a hamadaszerű, köves, törmelékes talajok kevés vízben oldódó sót, annál több gipszet tartalmaznak, amely felveszi és tárolja a csekély nedvességet, ezt felhasználva pedig egyes növényfajok (az ún. gipsznövények) különlegesen száraz években, mindössze 40-60 mm-nyi csapadékösszeg esetén is életképesek maradnak, s az aszályos időszakot aktív állapotban vészelik át (Walter, H. 1968). A legkevésbé „sivatagszerű” benyomást a Közép-Ázsiában nagy területeket elfoglaló homoksivata­ gok (Kara-Kum, Kizil-Kum, Balhas melléki homoksivatag) növényzete kelti. A ho­ mokfelület nagy részét egész évben növények borítják: kora tavasszal efemerek jelennek meg (sok egyéves gyepfaj; keresztesvirágúak, hüvelyesek, libatopfélék stb.), amelyek között a homoki sás (Carex physodes) uralkodik; ezek hamarosan eltűnnek, 784

s helyüket a nyári aszpektust képviselő lágyszárúak foglalják el; ekkor kezdődik a sokféle, többségében nagy termetű, a mélyben raktározott vizet terjedelmes gyökérze­ tével elérni képes, ezért egészen őszig zöldellő cserje (sárga akác/Caragana-, szakszaul/Haloxylon-, Calligonum-fajok) virágzása is. A magas hegyláncokkal körülzárt, átlagosan 1000-1500 m „medencefenék-magas­ ságban” elhelyezkedő belső-ázsiai félsivatagok-sivatagok klímagenetikailag különböz­ nek az imént tárgyalt közép-ázsiaiaktól: csapadékuk a kínai monszunterületek felől érkezik, ennek megfelelően a csapadékmennyiség keletről (250 mm) nyugat felé csökken (a Gobi-sivatag nyugati részén már csak 65 mm), ill. eloszlása is monszunha­ tást tükröz, azaz a csapadékhullás fő időszaka a nyár (augusztus). A tél és a tavasz száraz, ami növényzetileg mindenekelőtt a Közép-Ázsiában igen jellegzetes kora tavaszi efemerek hiányában mutatkozik meg. Itt is elterjedt viszont az üröm (Artemi­ sia) - amely a legszegényebb növényzetű Gobi-sivatag uralkodó nemzetsége gyako­ riak a libatopfélék, a keresztesvirágúak és a fészkesek (Chenopodiaceae, Cruciferae, Compositae) családjához tartozó fajok, ill. a tágas homokvidékek cserjetermetü, ún. homoknövényei {Caragana-fajok, a bennszülött Tetraena mongolica stb.). A közép­ ázsiai félsivatagokkal-sivatagokkal szomszédos területeken - amelyek már nemcsak a keleti monszunszelek nyári, hanem a nyugati szelek tavaszi és kora nyári csapadéká­ ból is részesülnek, azaz csapadék gyakorlatilag egész évben várható (Dzsungária) a növényzet átmeneti jellegű. A fentiekben jellemzett száraz kontinentális területektől sok szempontból eltérő, különleges típust képvisel Tibet magashegységi (magasfennsíki) hideg sivatagja. A Föld legmagasabb hegyláncai (Kunlun, Karakorum, Himalája stb.) által övezett „medence jellegű fennsík” domborzatilag nem egységes. Területén számos - a vastag törmelékkel kitöltött „fiókmedencék”-völgyek 4000-5000 m-en fekvő fenékszintjei fölé több mint 1000 m-rel magasodó - hegylánc húzódik, amelyek az éghajlati és az ehhez igazodó növényzeti képet változatossá, mozaikossá teszik. A fennsík északi, nyugati és központi részét magába foglaló terület a legszélsőségesebb klimájú hideg sivatag. Évi középhőmérséklete — 5 °C, s csupán a júliusi középhőmérséklet pozitív (8 °C). A napi hőingadozás a 37 °C-ot is eléri, évi csapadékmennyisége pedig ritkán haladja meg a 100 mm-t. Növényzete a jégkorban maradéktalanul elpusztult; a ma itt élő hideg- és szárazságtűrő növényfajok mindegyike a posztglaciális időkben, a szomszédos területekről vándorolt be. Fajállománya alapvetően belső-ázsiai fajokból tevődik össze, amelyek között - a domborzati és talajviszonyoktól is függően - a pázsitfűfélék (Agropyron, Avenastrum, Festuca stb.) ugyanúgy megtalálhatók, mint az üröm vagy a fás szárú cserjék (csermelyciprus-/Myricaria-, Caragana- stb. fajok). A monszunhatás alatt álló, enyhébb klimájú keleti és déli területrészeken több fa- és cserjefaj (juhar/Acer, berkenye/Sorbus, havasi rózsa/Rhododendron, lonc/Lonicera stb.), ill. gazdagabb lágyszárú és fűnövényzet él (Artemisia-, Astragalus-fajok, Stipa-, Festuca-sztyeppek stb.). A növényföldrajzi képet az alacsonyabb hegyláncok változa­ tos összetételű, magassági övezetes rend szerint elkülönülő tűlevelű erdei tovább színesítik. 785

Észak-Amerika hegyláncok közé zárt kontinentális száraz területeinek, intramontán medencéinek (Nagy-Medence; Oregon, Nevada, Utah állam) nagyobb része a rövid füvű préri nyugati folytatásának tekinthető félsivatag, s csak kisebb foltokban fordul elő valódi sivatag (a legismertebb a kaliforniai Sierra Nevada csapadékárnyé­ kában húzódó Halál-völgy [Death Valley]). Az évi csapadékmennyiség általában több, mint Eurázsia hasonló jellegű területein (370 mm körül), az egy éven belüli hőmérsékleti szélsőségek azonban itt is nagyok lehetnek (53, ill. — 7 °C). A hatalmas kiterjedésű ürömpuszták (Artemisia) egyhangúságát északon tűlevelű fák és cserjék (mogyorófenyő, szálkásfenyő, boróka stb.), délen pozsgás növények (kaktuszok: Agave, Yucca), Acacia-fajok és kreozotcserjék (Covillea) enyhítik, egyszersmind a szomszédos hideg, ill. meleg-mérsékelt öv felé való fokozatos átmenetet is jelzik. Dél-Amerikának az Andok keleti lábainál húzódó száraz sztyeppjeit és a keleti kontinensszegély pampáit - a szárazföld „belsejének” csak némi túlzással nevezhető területen - törpecserjés (Larrea), párnás-keményfüves vegetációjú félsivatagi-sivatagi sáv kapcsolja össze. A hűvös-mérsékelt öv szélsőségesen szárazföldi tartományainak „saját” állatvilága - a forró égövi sivatagokéhoz hasonlóan - elsősorban fürge mozgású, az éjszakai órákban aktív rágcsálókból, mérgeskígyókból, gyíkokból, skorpiókból tevődik össze; a csapadékos időszakban kizöldült növényzet azonban a szomszédos sztyeppekről időlegesen „átrándult” növényevőknek (szajgaantilop, nyulak stb.) is táplálékot nyújt.

A hideg-mérsékelt (szubarktikus) öv élővilága Az északi félgömböt átlagosan az É. sz. 60-70. foka között körülölelő, a szárazföl­ dek pacifikus térségei felé - orográfiai okokból és a meleg, ill. hideg tengeráramlások hatására - jellegzetesen kiszélesedő övnek a szakirodalomban sokféle elnevezésével találkozhatunk (a fejezetcímben foglalt néven kívül: „boreális öv [az erdő és hó éghajlata]”, „tűlevelű erdők öve”, „tajgaöv” stb.), ezek mindegyike azonban végső soron a térség leglényegesebb éghajlati és/vagy növényföldrajzi ismérveit tömöríti. (Talán csak Péczely Gy. [1984] „szubpoláris éghajlat”-a okozhat némi zavart, mivel ez más rendszerekben a hideg [arktikus] övezet tundraövének felel meg.) A hideg-mérsékelt öv mindenekelőtt hőmérsékleti viszonyai alapján különíthető el a déli szomszédságában húzódó hűvös-mérsékelt övtől: a legerősebben óceáni befo­ lyás alatt álló észak-amerikai és észak-európai parti területek (Alaszka, Skandinávia) kivételével mindenütt lényegesen hidegebb annál. Hosszú (legalább hat hónapig tartó), hideg tele (a januári középhőmérséklet mindig — 3, a kontinensek belsejében — 25 °C alatt van; nem ritkák a — 50 °C-os havi középértékek sem, s itt mérik az északi félteke rekordhidegeit is: Ojmjakon, — 77,8 °C), valamint rövid, ám viszonylag meleg nyara (a július középhőmérséklete 10-20 °C) között a hőmérséklet-különbségek egyedülállóan nagyok (az évi közepes hőingadozás 30-70 °C). Az évi csapadékmennyi­ 786

ség - amelynek jelentős része hó - az óceánpartoktól (>600 mm) a szárazföldek belseje felé haladva fokozatosan csökken (250-200 mm-re); eloszlásában pedig hatá­ rozott nyári maximum mutatkozik. A növényvilág életfeltételei, egyszersmind a növénytakaró jellegének kialakítása szempontjából e két fontos éghajlati elem közül a hideg-mérsékelt övben a hőmérsék­ letnek van nagyobb szerepe. Mint a 394. ábra klímadiagramjairól is leolvasható, a > 10 °C középhőmérsékletű napok száma (tenyészidőszak) - a lomberdőkkel határos, átmeneti szegélyek (elegyeserdők) kivételével - 120, azaz a lomberdő-tenyészethez minimálisan szükséges időtartam-határérték alatt van, ami egyértelműen a tűlevelű erdők (tajga) elterjedésének, dominanciájának kedvez. (Az örökzöld fenyőfélék hasz­ nosítják a legjobb hatásfokkal a viszonylag rövid, de hosszú nappalokkal jellemzett tenyészidőszak sugárzásmennyiségét; tűleveleik, ill. fás szöveteik magas gyantatartal­ ma védelmet jelent a kemény téli hideg ellen.) A csapadékmennyiség szerepe aláren­ delt, hiszen a gyenge párolgás miatt még a legkevesebb csapadék is elegendő nedvessé­ get biztosít a növényzet számára; eloszlása pedig kifejezetten „szerencsés”, mivel maximuma a meleg hónapok meghatározta tenyészidőszakkal esik egybe, így az ilyenkor szükséges legalább 100 mm csapadék mindig megvan.

394. ábra: A hideg-mérsékelt öv óceáni, kontinentális és szélsőségesen kontinentális boreális tartományát jellemző klímadiagramok (Eurázsia), [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán]

A tűlevelű erdők életritmusa a vázolt éghajlati sajátosságokhoz igazodik. A hosszú téli nyugalmi periódusban a fák nedvkeringése lelassul (a víz felvételét már fagypont körüli hőmérséklet is nagymértékben megnehezíti - fiziológiai szárazság), asszimiláci­ ós tevékenységük minimálisra csökken (a rövid téli nappalokon az alacsonyan járó Nap nem szolgáltat elegendő energiát a fotoszintézis számára; a kevés fény hasznosu­ lását a lombozaton megülő hótakaró fizikailag is akadályozza); az intenzív élettevé­ 787

kenység a rövid tenyészidőszakra korlátozódik, aminek hátrányait azonban a hosszú nappalok bő sugárzásmennyisége hatásosan kompenzálja. A fenyőfélék többsége - a trópusi esőerdők számos növényfajához hasonlóan sajátos módon jut tápanyaghoz. Az erősen kilúgzott, tápanyagszegény, savanyú podzoltalajokon élő fák gyökérzetét sűrű gombafonal-szövedék (mikorrhiza) borítja, amely a lassan bomló nyershumusz-szintben felhalmozódott, nehezen hozzáférhető - főleg nitrogéntartalmú - tápanyagokat mintegy előkészíti-feltárja és a fenyő számá­ ra közvetlenül felvehetővé teszi, cserébe pedig szénhidrátokat kap. E tartós morfoló­ giai és fiziológiai kapcsolatból tehát mindkét növényi szervezet számára kölcsönös anyagcsere-élettani előny származik (együttélés - szimbiózis). A hideg-mérsékelt öv a mérsékelt övezet eddig tárgyalt, rendkívül heterogén térsé­ geihez képest - elegendő csak emlékeztetnünk a szubtrópusok merőben ellentétes nedvességeloszlására vagy a hűvös-mérsékelt öv két „szélső” (óceáni és kontinentális sivatagi) tartományának óriási éghajlati és életföldrajzi különbségeire - lényegesen egyneműbb, egységesebb. Ez azonban nem jelenti azt, hogy a kontinenseken „óceán­ tól óceánig” terjedő, 1600-3000 km szélességű öv természetföldrajzi viszonyai az óceánparti szegélyeken és a szárazföldek belsejében vagy a poláris és az egyenlítői peremterületeken akárcsak hasonlóak lennének; az óceánoktól való távolság függvé­ nyében éghajlatilag, sőt - a tűlevelű erdők dominanciája, látszólagos homogenitása ellenére - növényzetileg és talajtanilag is eltérő jellegű szektorokra, tartományokra tagolható, amelyek között és a szomszédos övék felé természetesen mindenütt fokoza­ tos átmenet van. Az említett belső tagolás alapjául mindenekelőtt az évi hőmérséklet-ingadozásnak a világtengerhez viszonyított távolságtól függő változása (a kontinentalitás vagy más oldalról: az óceanitás mértéke) kínálkozik (Troll, C-Paffen, K. 1964). Az óceáni jellegű boreális tartományok Észak-Amerika és Észak-Európa keskeny nyugati partvidékére terjednek ki. A viszonylag kicsiny évi hőmérséklet-ingadozás (13-20 °C) és a hűvösebb nyár (a július középhőmérséklete 10-15 °C) kiegyenlített éghajlatra utal, s bőséges csapadékukat is figyelembe véve e területek a hűvös-mérsé­ kelt öv óceáni tartományaival mutatnak szembetűnő rokonságot. Innen a szárazföl­ dek belseje felé haladva az éghajlat egyre szélsőségesebbé válik. Mindkét kontinensen előbb egy-egy hatalmas, 20-40 °C évi hőingással, melegebb nyárral (10-20 °C), csapa­ dékosabb tele miatt vastag hótakaróval jellemezhető kontinentális tartomány különül el, amelyek szomszédságában nem kevésbé kiterjedt, de immár szélsőségesen kontinen­ tális (az évi hőingadozás > 40 °C), meleg nyarú, száraz telű térségek terülnek el. Egymáshoz viszonyított térbeli helyzetük a 377. ábrán tanulmányozható. A vázolt éghajlati különbségek mindkét kontinens tűlevelű erdeiben számottevő florisztikai eltérésekhez vezettek. A jelentéktelen nagyságú európai óceáni tartomány növénytakarójának jellegzetes­ sége, hogy - a viszonylag kiegyenlített éghajlatnak megfelelően - az uralkodó luc- és erdeifenyő- (Picea abies, Pinus silvestris) állományaiba lombosfa-fajok (nyír, nyár, fűz) is bőségesen keverednek (a nyír az északi fahatárig felhatol), aljnövényzetükben

gyakoriak a hűvös-mérsékelt óceáni tartományban megismert törpecserjék (áfonya, csarab stb.), és - a nedvességfölösleg miatt - elterjedtek a tőzegmohalápok. A kontinentális boreális tartomány európai részének tűlevelű erdei rendkívül fajsze­ gények. Legfontosabb fafajai, a luc- és az erdeifenyő meglehetősen sűrű, zárt erdőket alkotnak („sötét tajga”), amelyekben a cserje- és gyepszint fejletlen vagy hiányzik. Lombhullató fajok (nyír, nyár) betelepedésére itt már csak akkor van esély, ha az idősebb fák kihalnak vagy tarvágás, ill. erdőtűz nyomán a fényviszonyok átmenetileg kedvezőbbé válnak. (Az eredeti társulás ilyenkor néhány száz év alatt nyír - erdei­ fenyő - [luc] sorrendben áll helyre.) A luc- és az erdeifenyő között egyébként sajátos verseny zajlik a különböző adottságú termőhelyek birtoklásáért. A versenyt végső soron a rendelkezésre álló nedvesség mennyisége, talajon belüli eloszlása, hozzáférhe­ tősége dönti el: a rendkívül sekélyen gyökerező, ezért a szárazságra érzékenyebb luc rendszerint könnyebben jut nedvességhez, mint a gyökereit mélyebbre bocsátó erdei­ fenyő - különösen olyan örökfagy-területeken, ahol a talaj nyáron csak sekély réteg­ ben enged fel. Szegényes aljnövényzetüket különböző törpecserje-fajok alkotják: a nedvesebb termőhelyen élő, zártabb lucosban a fekete áfonya (Vaccinium myrtillus), a szárazabb, „világosabb” erdeifenyvesben a vörös áfonya (V. vitis-idaea) és a csarab (Calluna vulgaris) dominál. A talajt csaknem mindenütt összefüggő mohaszint borít­ ja; szárazabb termőhelyeken a mohákat zuzmók helyettesítik. A tartomány nedves, gyakran lápos-mocsaras nyugat-szibériai területein a lucoserdeifenyveseket a fokozottan hidegtűrő szibériai luc-, erdei- és jegenyefenyő (Picea obovata, Pinus sibirica, Abies sibirica) állományai váltják fel. A Közép- és Kelet-Szibéria legnagyobb részét magába foglaló szélsőségesen konti­ nentális boreális tartomány példátlan hőmérséklet-ingadozásához, de különösen a hosszú, igen zord tél hidegéhez való alkalmazkodás a növények számára olyan „kihívást” jelent, aminek a kemény fagyokat egyébként jól tűrő szibériai fenyőfajok többsége nem képes megfelelni. Két vörösfenyő-faj (Larix sibirica, L. dahurica) azonban kitűnően alkalmazkodott az extrém életkörülményekhez: a szigorú telet lombtalan állapotban vészelik át. Nyílt állományaik hatalmas, összefüggő területeket borítanak (egyedül a Larix sibirica 2,5 millió km2-t foglal el Szibériában; MüllerHohenstein, K. 1979) és az ún. „világos tajgát” alkotják. Eurázsia kiegyenlítettebb éghajlatú pacifikuspartvidékén (az Ohotszki-tengert öve­ ző, keskeny sáv, beleértve Kamcsatkát és Szahalin szigetét) ismét óceánibb klímaigé­ nyű, jellegzetesen távol-keleti elterjedésü luc- és jegenyefenyő-fajok (Picea jezoensis, Abies nephrolepis, A. sachalinensis) alkotnak erdőket. Észak-Amerika változatosabb összetételű tajgaerdei részben az eurázsiaiakkal azo­ nos (Picea, Pinus, Abies, Larix stb.), részben kifejezetten amerikai elterjedésü {Thuja, Tsuga stb.) nemzetségek merőben eltérő fajaiból állnak. A Bering-szorostól Új-Fundlandig húzódó széles, összefüggő tajgaövben csaknem mindenütt megtalálható és sok helyütt őserdőt alkot a fehér és a fekete luc (Picea glauca, P. mariana; ez utóbbi az igénytelen, fagyálló amerikai bokorfenyővel, a Pinus banksiana-val együtt főleg táp­ anyagszegény termőhelyeken gyakori), amelyekhez - az éghajlati, termőhelyi adottsá­ 789

gok változásait követve - számos más faj kisebb-nagyobb állományai csatlakoznak. Az óceáni hatás alatt álló alaszkai partvidéken, ill. az ide nyíló folyóvölgyekben és síkságokon a sitkaluc (Picea sitchensis) és a Tsuga heterophylla; az atlanti partokig kifutó kontinentális tartományban (elsősorban a Nagy-tavak környékén) a balzsam(Abies balsamea) és a simafenyő (Pinus strobus) alkot kiterjedtebb erdőségeket; az észak-kanadai szélsőségesen kontinentális tartomány zord életfeltételeihez pedig itt is mindenekelőtt vörösfenyő-fajok (Larix laricina, L. americana) alkalmazkodtak. A fenyőfélék közé majdnem kizárólag nyírfajok (Betula pendula, B. papyrifera) elegyednek. A tajgaöv igen elterjedt és jellegzetes színfoltjai a különböző eredetű, eltérő dom­ borzati helyzetben található - ennek megfelelően a szakirodalomban számos típusba sorolt - intrazonális tőzegmohalápok. Keletkezésük végső soron a hideg-mérsékelt öv jellemzően humidus éghajlati viszonyaira vezethető vissza: az alacsony hőmérséklet következtében csekély párolgás még a viszonylag kevés csapadékú területeken is nedvességfelesleget eredményez, ehhez pedig speciális növényzet idomul. A legkülönfé­ lébb okokból kialakult és vízutánpótlásukat tekintve is igen változatos pangóvizeslápos területek (jég vájta, ill. elgátolt, lefolyástalan lápteknők, olvadási szigetek, szoliflukciós eredetű lápos lejtők, jéglencse által felemelt lápdombok stb.) növényzete elsősorban tőzeg- (Sphagnum-) és szőrmoha- (Polytrichum-) fajokból tevődik össze. A lápok közös sajátsága, hogy bennük a vízkedvelő mohanövénykék hosszirányban folyamatosan növekednek, miközben alsó, mélyebben fekvő részeik fokozatosan elhalnak, anélkül, hogy elbomlanának (tőzegesedés). Erősen nedves környezetben rendkívül gyakori, hogy az elpusztult növényi sejtek nagy mennyiségű vízzel telítőd­ nek, emiatt a hatalmas tőzegmohapárna középen gyakran több méter magasra is feldomborodik, s ún. dagadóláp alakul ki. A láp típusától (nedvesség- és tápanyag­ viszonyok, mikrodomborzat stb.) függően a mohapárnákon magasabb rendű növé­ nyek is megtelepszenek, mégpedig rendszerint a nedvességtartalom csökkenésével növekvő arányban. Jellemzőek az örökzöld, erikoid levelű törpecserjék (hangafélék: áfonyák, csarab stb.), a nitrogénszükségletüket különleges módon kielégítő rovarfogó-rovaremésztő növények (harmatfűfajok: Drosera sp.; Vénusz légycsapója: Dionaea muscipula stb.), a kevésbé nedves vagy a természetes, ill. antropogén úton víztelenedő lápokon pedig fák (magányos fenyők, törpenyír stb.) is megjelennek. Az utóbbi jelenség fordítottja sem ritka: a fokozatosan nedvesedő erdők fái a levegőhi­ ánytól kipusztulnak; helyüket tőzegmohalápok veszik át. A hideg-mérsékelt öv tűlevelű erdei északon széles átmeneti sáv közvetítésével kapcsolódnak a fátlan szubpoláris övhöz, a tundrához. Ez az erdős tundrának neve­ zett térség az erdő- és fatenyészet küzdelmi zónája, természetes határa. (A kettő természetesen nem esik egybe; a köztük levő távolság síkságokon több száz km is lehet.) A csökkenő nyári hőmérséklet és az erős szelek hatására a tajga zárt erdeit fokozatosan szigetszerű erdőfoltok váltják el, a fák egyre ritkulnak, letörpülnek, csenevésszé válnak, míg végül életfeltételeik elégtelensége már puszta létezésüket is kizárja. A „végstádiumot” az erősen óceáni hatás alatt álló tartományok erdő- és 790

fahatárán mindig nyír, a kontinentális tartományok szegélyein luc, a szélsőségesen kontinentális tartományok tundrával érintkező szakaszain pedig vörösfenyő képvi­ seli. A tajgazóna délen a hűvös-mérsékelt öv több tartományával érintkezik. A fenyők leghosszabb szakaszon lomberdőfajokkal (bükk, gyertyán, tölgy, nyír stb.) kevered­ nek, és mindkét kontinensen az ún. elegyes erdők széles, átmeneti sávját alkotják, amelyen belül - a talajviszonyoktól függően - a tűlevelű és lombos fák tiszta, elegyetlen állományai is előfordulnak. A szárazföldek belsejében (Közép-Szibéria, a Sziklás­ hegység keleti előtere) a fenyvesek - nyírrel elegyesen - közvetlenül a füves mezőségekkel határosak. Annak ellenére, hogy a sokoldalúan hasznosítható, értékes fenyőfa gépesített kiter­ melése egyre nagyobb méreteket ölt, s nyomában a tűlevelű erdők területe rohamosan zsugorodik, a tajga mindmáig a Föld legnagyobb és legérintetlenebb őserdeje. Csak a trópusi eső-, monszun- és szavannaerdőkéhez fogható, gazdag és háborítatlan állatvilága a hosszú, kemény telekhez és a tűlevelű erdők nyújtotta sajátos életterekhez kitűnően alkalmazkodott. Az év legnagyobb részében kedvezőtlen hőmérséklet és a táplálékhiány egyes állatcsoportok élettevékenységét erősen korlátozza (téli álmot alvó vagy ehhez hason­ ló nyugalmi állapotba merülő állatok: rovarevők, egyes rágcsálók, medve, borz), másokat elvándorlásra kényszerít (madarak), sőt bizonyos csoportoknak még a létezését is kizárja (hüllők, kétéltűek). A tajgaerdők rendszerint erősen fényszegények, ezért elevenebb élet a fák koronate­ rében zajlik. A lombozat az itt költő sokféle rovar- és magevő madárfajon (harkályfé­ lék, keresztcsőrű, csonttollú stb.), ill. az igen elterjedt varjúféléken kívül számos emlősnek (mókusok, nyuszt, nyest, hiúz stb.) is lakó-, ill. táplálékszerző helye. A talajra hullott tobozok magvait pockok, egerek fogyasztják, amelyek a tajga értékes bundájú menyétféle ragadozóinak (menyét, hermelin, nyuszt, nyest, coboly) legfontosabb zsákmányállatai. A nagyemlősök közül a tajga lakója a jávorszarvas, amelyre farkasok, medvék, hiúzok, rozsomákok vadásznak. A pangóvizes, lápos területeken fajdfajok költenek, a tavak, vízfolyások mentén gyakori a vízi életmódhoz alkalmazkodott hód, vidra és pézsmapocok.

A hideg (arktikus) övezet növény- és állatvilága Földünk e leghidegebb övezete mindkét féltekén túlnyomórészt a sarkkörökön túli területekre terjed ki, Egyenlítő felőli határai azonban egyes helyeken - hideg tenger­ áramlások hatására - alacsonyabb szélességekig (Észak-Amerika és Eurázsia keleti szegélyén az É. sz. 55., az Antarktisz előterében pedig a D. sz. 50. fokáig, Falklandszk., Kerguelen-szk. stb.) nyomulnak előre. Éghajlatának hideg voltát jól jellemzi, hogy mind az évi (< 0 °C), mind a nyári 791

395. ábra: Sarkvidék körüli [szubpoláris (tundra-)] és sarkvidéki (poláris) területek klímadiag­ ramjai (Észak-Amerika, Eurázsia; Grönland) [Walter, H.-Lieth, H. (1960-1967) nyomán]

középhőmérsékletek (< 10 °C) itt a legalacsonyabbak a Földön. Télen a Nap földrajzi szélességtől függően - rövidebb-hosszabb ideig (a pólusokon fél évig) a látóhatár alatt marad, nyáron viszont ugyanennyi ideig nem nyugszik le, ám a megvilágítás e sajátságai a hőmérsékleti viszonyokban korántsem tükröződnek oly egyértelműen, mint vélhetnénk. A hosszú sarki éjszakákon érvényesülő kisugárzás miatt a tél érthetően rendkívül zord, de - a szinte megszakítás nélküli besugárzás ellenére - a nyár is hideg vagy legalábbis hűvös. A napsugarak beesési szöge ugyanis kicsi, a besugárzott energia egy részét a nagy albedójú jég- és hófelszín visszaveri, más része a jég és a hó felolvasztására, ill. a víz elpárologtatására fordítódik, így a talaj és a levegő felmelegítésére már csak igen kevés hőmennyiség jut. A két évszak közötti hőmérséklet-különbségek persze így is nagyok (a tél elég kemény ahhoz, hogy a hideg nyarak ellenére jelentékeny hőingadozást idézzen elő), a szomszédos szubartikus övre jellemző mértéket azonban nem érik el. Az övezet egyenlítői szegélyén az év alapvetően két évszakra, rövid, hűvös nyárra és hosszú, hideg télre különül el; a pólusok körül viszont egész esztendőben fagy. állandósul a rendkívül kemény tél. Csapadék minden hónapban előfordulhat, mennyisége azonban az állandóan a sarkok fölött tartózkodó, ún. poláris anticiklonok leszálló mozgásainak köszönhető­ en kevés (<250 mm), ennek is tetemes része hó és jég formájában halmozódik fel, s nagy területeken vastag, összefüggő belföldi jégtakarót alkot (Grönland, Antarktisz). Figyelembe véve, hogy az alacsony hőmérséklet miatt a párolgás is csekély, az éghajlat összességében humidus jellegű. A mondottakat a 395. ábra klímadiagramjai szemlél­ tetik. A hideg övezet - mindenekelőtt hőmérsékleti kritériumok alapján - két eltérő arculatú övre tagolható, amelyek között a legmelegebb hónap 0 °C-os izotermája a határ. Ahol ugyanis néhány hónap középhőmérséklete 0 °C fölé kerül, ott a hótakaró elolvad, a talajfagy felenged, és legalább szegényes növénytakaró kialakulására lehe­ tőség nyílik (sarkvidék körüli [szubpoláris] öv), ahol viszont valamennyi hónap 792

középhőmérséklete fagypont alatt marad, ott egyhangú hó- és jégmezők terpeszked­ nek (sarkvidéki [poláris] öv). Magától értetődik, hogy - noha a poláris öv sem teljesen élettelen - a növény- és állatvilág számára a szubpoláris öv nyújt kedvezőbb életfeltételeket. Természetes növénytakarója a tundra, amelyben a vegetációfejlődés korlátozó faktora a nyári hőmennyiség. A tenyészidőszak hossza ( a 10 °C-nál magasabb középhőmérsékletű napok száma) általában a fatenyészetet még éppen lehetővé tevő 30 napos határérték alatt van, ezért a növénytakaró legszembetűnőbb vonása a fák hiánya. A ritkán mégis előforduló fás növények - pl. törpenyír- (Betula nana) és sarkifűz- (Salix polaris) cserjék, hangafélék stb. - morfológiailag kiválóan alkalmazkodtak a sajátos ökológiai viszonyokhoz. Alacsony termetűek, egyesek ágai a talajfelszínhez lapulnak, ami egyrészt az állandó erős szelek, másrészt - a rájuk telepedő hótakaró révén - a fagy károsító hatása elleni védelmet szolgálja. Gyökérzetük a talajfelszín közelében ágazik szét, így nyáron a sekélyen felengedő felső talajrétegből - az ebben felhalmozódott hő kedvező fiziológiai hatását kihasználva - akadálytalanul vehetnek fel vizet (rács­ cserjék). Sokkal gyakoribbak - mert versenyképesebbek - azonban azok a növényfajok (köztük sok rövid tenyészidejű pázsitfűféle és virágos növény), amelyek fejlődési ciklusa a néhány hétre korlátozódó nyári évszakban befejeződik, azaz a magképződé­ sig jut el. A kedvezőtlenebb éghajlatú területeken már csak virágtalan növények borítják a talajt (mohos, ill. zuzmós tundra); utóbbiak szárazabb termőhelyet jelző fajai (Cladonia rangiferina, C. alpestris, Cetraria nivális stb.) a rénszarvasok legfőbb tápláléka. A sarkvidéki jégtakaró (poláris öv) felé az egyre ritkábbá, foszlányosabbá váló növényzetű poligonális és köves tundra keskenyebb-szélesebb sávja jelenti az átmene­ tet. A kőtörmelékek zugaiban, a sziklarepedésekben csupán néhány mohapárna, zuzmótelep, ill. legfeljebb valamelyik pázsitfűféle csenevész bokra enyhíti a kietlen vidék egyhangúságát. Fokozatosan szorulnak vissza az egyébként ebben az övben sem ritka tőzegmohalápok is. A szubpoláris tundra különleges éghajlati viszonyai, ill. ebből adódóan a táplálék­ szerzési lehetőségek változásai az állatvilág faj- és egyedsűrűségének jelentős évsza­ konkénti eltéréseit okozzák. Télen a tundra csaknem teljesen elnéptelenedik: az állatok többsége (rénszarvas, pézsmatulok, sarki nyúl, madarak) a sarki éjszaka dermesztő hidege és szélviharai elől a szomszédos erdős tundra vagy a tajga zártabb térségeiben keres menedéket; helyben csak az üreglakó, a hideget kiválóan tűrő, vastag bundájú, táplálékukat a hó alatt is megtaláló rágcsálók (lemming, pézsmapo­ cok), ill. a számukat ritkító ragadozók (gatyás ölyv, hóbagoly, sarki róka) maradnak. Rendkívüli hidegtűrő képességével tűnik ki számos rovarfaj is, köztük a melegvérű állatok és az ember életét a rövid nyár folyamán megkeserítő gyötrő szúnyog (Aedes sp.). A hideg évszak kezdetén lerakott petéik a kemény fagyokat károsodás nélkül viselik el, így tavasszal a felmelegedő olvadékvizekben kikelve, hihetetlenül rövid

793

időtartamú lárvaállapot után a kifejlett vérszívó rovarok milliárdjai töltik meg a légteret. A poláris öv fajokban viszonylag szegény, de egyedekben gazdag állatvilágának élettere túlnyomórészt a tengerpartokhoz, ill. a vízhez kötődik (fóka, rozmár, jeges­ medve; a parti sziklákon óriási tömegekben költő madarak: alkák, sirályok, búvárok, pingvinek stb.). *

396. ábra: Az éghajlati, növényzeti és talajviszonyok változásai Kelet-Európa északi szegélyétől a Kaszpi-mélyföldig [Sennyikov, A. nyomán, Walter, H. (1968) könyvéből] A horizontális övezetesség tárgyalását lezárva végül érdemes szemügyre vennünk azt a komplex szelvényt (396. ábra), amely Eurázsia néhány fontos földrajzi övének éghajlati, növényzeti és talajviszonyairól vázlatos, ám rendkívül szemléletes, összefog­ laló képet nyújt.

794

A hegyvidékek élővilága A horizontális földrajzi övék legszabályosabban mindig nagy kiterjedésű, viszony­ lag alacsony fekvésű, sík, ill. gyengén tagolt felszíneken fejlődnek ki, ám - mint láthattuk - az adott földrajzi szélességre jellemző makroklíma zavartalan érvényesülé­ sét, homogén, „ideális” zóna kialakulását még ilyen területeken is számos tényező korlátozza (az óceántól való távolság és a tengeráramlások éghajlat-módosító vagy a szárazföldi víztöbbletnek, ill. bizonyos kőzeteknek kisebb-nagyobb térségek ökoló­ giai viszonyait megváltoztató, speciális hatásai stb.). A legtöbb és legszembetűnőbb éghajlati, élet- és talajföldrajzi „rendellenességet”, anomáliát azonban a tagolt dom­ borzat okozza. A kiemelkedő hegységtömegek földrajzi helyzetüktől, magasságuktól, csapásirányuktól függően kisebb-nagyobb mértékben befolyásolják a szomszédos sőt igen gyakran tőlük távoli - területek természeti viszonyait, emellett elmaradhatat­ lan jellemzőjük a természeti jelenségek függőleges öves tagolódása, a sajátos arculatú - mindenekelőtt a növényzet képe alapján, viszonylag éles határok mentén elkülönülő - magassági övek kialakulása. A földrajzi szélesség szerinti és a magassági övék között fellelhető feltűnő analógiák (pl. a tundraöv lényegében a szubnivális havasi rétek, a tajgaöv az alhavasi fenyvesek magassági övének felel meg stb.) azt a régi megfigyelést igazolják, hogy a „sarkok felé haladni” és a „vertikálisan emelkedni” hasonló természeti rendszerekkel való találko­ zást eredményez, csupán az ennek alapjául szolgáló hőmérséklet-csökkenés mértéke és okai mások (397. ábra). A földrajzi szélesség, ill. a tszf.-i magasság növekedésével

397. ábra: A horizontális és vertikális vegetációs övék diagramszerű ábrázolása (Biológiai Lexikon, 4. köt. 508. old. nyomán) 795

párhuzamos hőmérséklet-csökkenés éghajlati hatékonysága - mint azt a vízszintes és a függőleges hőmérsékleti gradiensek összehasonlítása tanúsítja - erősen eltérő. Az Egyenlítő és a sarkok közötti átlagos hőmérséklet-csökkenés (100 km-enként kb. 0,5 °C) a hegységekben már minden 100 m-es emelkedés után megvalósul; ez azt jelenti, hogy a hőmérsékletet a magaslati fekvés ezerszer hatásosabban befolyásolja, mint a földrajzi szélesség. Nem véletlen tehát, hogy a magassági övék összehasonlítha­ tatlanul keskenyebbek, köztük az átmenetek rövidebbek, határaik élesebbek. A magassági övék száma, jellege, helyzete - ami a hegységek egyfajta tipizálásának is alapja - mindenekelőtt az adott (magas)hegység földrajzi helyzetétől függ. Magától értetődik, hogy a legtöbb magassági övre az alacsony földrajzi szélességek (szubtrópusok, trópusok) hegységei tagolódnak (1. később); az övék száma a szélesség növekedé­ sével egyre fogyatkozik, hiszen a függőleges zonalitás „kiinduló szintje” mindig a szóban forgó hegység tágabb környezetét alkotó horizontális öv (tartomány). Ebből az is törvényszerűen következik, hogy a „felsőbb” hegységi övék magasabb földrajzi szélességeken a tenger szintjéhez egyre közelebb kerülnek. A mondottakat a 397. ábra kitünően érzékelteti. A magassági övék helyzetére a kitettség és a hegységtömeg kiterjedése is jelentős hatást gyakorol. Különösen a mérsékelt övezet nyugat-keleti csapásirányú hegységei­ re jellemző, hogy magassági öveik a hűvösebb északi (a déli féltekén a déli) oldal felé „lejtenek”, vagyis ugyanazon öv határai a sugárzásnak kitett oldalon magasabban, az „árnyékos” lejtőkön alacsonyabban húzódnak, mint a tszf.-i magasság alapján várható lenne (398. ábra). A nyugati és a keleti kitettségű lejtők, hegységoldalak közötti hőmérséklet-különbségek jóval kisebbek, itt viszont rendszerint a nedvességel­ látottság különbségei okoznak torzulást a függőleges övezetességben (1. pl. Kordille­ rák). Ugyancsak „ferde” helyzetűek a tömeges hegységek magassági övei: határaik a peremektől a hegység belseje felé haladva egyre feljebb kerülnek. Csaknem minden hegységben megfigyelhető, hogy a csapadék mennyisége - bizo­ nyos határig - a magassággal párhuzamosan növekszik, ám ez az összefüggés nem törvényszerű; a magassági övék nedvességellátottságában esetenként jelentős különb­ ségek lehetnek. Nem elhanyagolható az emberi tevékenységnek a magassági övék arculata átalakí­ tásában, határaik módosításában játszott szerepe sem. Példaként itt csak a havasi legelőknek az erdők rovására történő kiterjesztését, az erdőborította övék - gyakran inkább rablógazdálkodásnak nevezhető - hasznosítását vagy a legalsó magassági övék természetes növénytakarójának mezőgazdasági kultúrákkal való teljes felváltá­ sát említjük. A magassági övezetesség legfontosabb ismérveit az állandóan nedves trópusi terüle­ tek e tekintetben leggazdagabban tagolt magashegységeinek példáján mutatjuk be. Immár klasszikusnak számít az elsőként az Andokra alkalmazott és egész DélAmerikában meghonosodott (sőt napjainkban már más földrészek trópusi magashegységeire is érvényesnek tekinthető) terminológia, amelyben a hegységeknek a növekvő magassággal együtt járó klimatikus változásai jutnak kifejezésre. A „tierra 796

265Í, m -3,7°C

398. ábra: A Kárpát-medence függőleges növényzeti övei. Hevesi A. (1979) nyomán (más típusú klímadiagramokkal). - 1 = erdőssztyepp; 2 = tölgyes; 3 = gyertyános-tölgyes; 4 = bük­ kös ; 5 = fenyves (luc); 6 = törpefenyves (boróka); 7 = havasi rét

caliente”, „tierra templada”, „tierra fria”, „tierra helada” spanyol megnevezések (magyar megfelelőjük kb.: „forró”, „mérsékelt”, „hideg”, ill. „fagyott föld”) olyan magassági öveket jelölnek, amelyekre - a fenti sorrendben - az évi középhőmérsékle­ tek fokozatos csökkenése, csekély évi és viszonylag állandó napi hőingadozás (nap­ szakos klíma) jellemző. E magassági övék térbeli helyzetét és elkülönítésük hőmérsék­ leti határ-kritériumait - erősen általánosítva - a 399. ábra mutatja be. A tierra calien te a tenger szintjétől kb. 1000 m magasságig terjed. Évi középhőmér­ séklete (22-28 °C), csekély évi hőingadozása lényegében a horizontális trópusi esőer­ dőöv termikus értékeinek felel meg. A tierra templada 1000-2400 m közötti tszf.-i magasságban húzódik. Az évi közép­ hőmérséklet 16-18 °C-os alsó határértéke kontinentális területeken az abszolút fagy­ határt, óceáni éghajlatú térségekben a hőhiányhatárt jelöli. Lauer, W. (1975) szerint ez egyszersmind a meleg és hideg trópus választóvonala is. A tierra fria - egyúttal erdőhatárt is jelentő - felső határa 3800 m (mások szerint 4200 m) magasságban, 6-10 °C évi középhőmérsékletnél húzható meg. E szinttől felfelé a fagyok szabályos fellépésére lehet számítani. 797

A trópusi magassági övék sorát a tierra helada zárja. A 0/ + 1-6 °C évi középhőmér­ sékletű öv felső határa (amely egyúttal hóhatár) 4800 m-en fut. Efölött Lauer még egy tierra névadónak (kb. „havas föld”) nevezett övét is elkülönít, amelynek évi középhőmérséklete mindenütt < 0/ + 1 °C. A hőmérséklet igen szabályos változásaival szemben a csapadékviszonyok nem mutatnak ilyen lineárisan megragadható tagolódást. A csapadék mennyisége a tenger szintjétől a tierra templada belsejéig nő, s az itt kb. 2000 m-en kialakuló felhőszintben éri el maximumát (> 2000 mm), ettől felfelé azonban viszonylag hirtelen 1000 mm alá csökken. Az éghajlat hipszometrikus változásai természetesen a talajképződésre is döntő hatást gyakorolnak. A legalsó magassági szint talajai (síksági latosolok) rendszerint víztúlkínálattal jellemezhetők, ezért gyakran vizenyősek, láposak; ugyanennek az övnek szintén erősen csapadékos hegylábi felszíneit ellenben - a kedvezőbb lefolyási és drénviszonyok következtében - jobban átszellőzött, termékenyebb talajok borít­ ják. A következő magassági szintek talajai fokozatosan kövesebbé, törmelékesebbé, sekélyebb termőrétegűvé válnak: a tierra fria talajai már kifejezetten gazdagok durva vázrészekben, s xeromorf bélyegek is megjelennek bennük, ami az itt uralkodóvá váló fagy okozta aprózódásra, ill. egyre erősödő szárazodásra utal. A trópusi magashegységek klimatikus és edafikus viszonyainak változásai legszem­ betűnőbben természetesen a növényformációk-társulások magassági övezetes rend szerinti elkülönülésében nyilvánulnak meg.

399. ábra: A trópusi magashegységek magassági övei és elkülönítésük éghajlati határértékei (általánosított, vázlatos szelvény) [Lauer, W. (1975) nyomán, Müller-Hohenstein, K. (1979) könyvéből]. - 1 =meleg (megaterm), 2 = hideg (mező- és oligoterm) trópus; Ts = hőmérséklet­ ingadozás, Tm= középhőmérséklet 798

Az egész tierra calientét elfoglaló örökzöld trópusi esőerdőt a tierra templada alsó részében ugyancsak állandóan nedves, de immár csak részben örökzöld trópusi hegységi erdő (hegyi esőerdő) váltja fel, amely azonban faj összetételét és összképét tekintve csak kevéssé különbözik a síkságok esőerdeitől (azoknál mindenesetre ala­ csonyabb átlagmagasságú és egyszerűbb szerkezetű). Ugyanezen öv magasabb régiói­ ban (a felhőképződés magasságában), a hegyi esőerdőkénél még párásabb-nedvesebb környezetben különösen jellegzetes növényformáció, a trópusi köderdő (más néven felhőerdő vagy - utalva gazdag mohanövényzetére - mohaerdő) alakul ki. A csaknem mindig páratelt levegő a liánok és epifitonok számára különösen kedvező életfeltételt jelent, ezért dús előfordulásuk a síksági esőerdőkével vetekszik. Az öv leggyakoribb növényei a trópusi fenyők (Podocarpus), a babér-, tea-, borostyán- és egyes mirtusz­ félék, páfrányfák (Cyathea- és Alsophila-fajok), csipkeharaszt- (Selaginella-) és bőr­ páfrány- (Hymenophyllaceae) fajok, korpafüvek (Lycopodium) stb. Regionális sajá­ tosság, hogy az afrikai köderdőszintekben főleg bambusztársulások, a mexikóiakban tűlevelű fajok dominálnak (utóbbiak különlegesen alkalmazkodott képviselője a Pinus patula, amely jellegzetes formájú tűleveleivel mintegy „kifésüli” a nedvességet a ködből). A köderdőkhöz a tierra fria-ban rendszerint egy tűlevelűekből (Pinus- és Abiesfajok), ill. pikkelyes levelű Podocarpus-okból, különféle borókákból, másutt cserje alkatú Erica-félékből álló xerofilabb erdőtársulás csatlakozik. Az epifitonok száma e szintben értelemszerűen kevesebb; a nedvességkedvelő mohákat és páfrányokat pl. zuzmók váltják fel. Az öv felső határa egyszersmind erdőhatár is. (Mindmáig tisztá­ zatlan kérdés, hogy ez, ill. a kb. 4200 m-en húzódó fahatár a fagytól vagy a növekvő szárazságtól függő határ-e. Walter, H. az itteni alacsony - az évi középhőmérséklettel kb. megegyező - talajhőmérsékletet jelöli meg a fák fogyatkozásának, majd hiányá­ nak okaként.) A tierra helada növényzete az alacsony hőmérséklet, a kevés csapadék, valamint a nagy fagyváltozékonyság-gyakoriság következtében fokozatosan tovább szegénye­ dik. Az öv nedvesebb részein a trópusi magashegységek sajátos napszakos éghajlatá­ hoz („nappal nyár - éjszaka tél”) különlegesen alkalmazkodott, ún. paramo-növény­ zet alakult ki, amelynek jellegzetes képviselői a legkülönbözőbb nemzetségekhez, de hasonló életformatípusba tartozó, ezáltal a konvergens növényfejlődés szép példáit mutató törzsszukkulens, de nem mindig fatermetű üstökösfák. Minden trópusi ma­ gashegységben megtalálhatók: az indomaláji területeken az Anaphalis-, az afrikai trópusokon a Senecio- és a Lobelia-, Dél-Amerikában az Espeletia- és a Culticiumnemzetséghez tartozó fajok jellemzőek. A trópusi - sőt az Egyenlítőtől távol fekvő - magashegységek szárazabb fennsíkjain és medencéiben (Altiplano-fennsík, kelet­ afrikai felföldek stb.) a paramót az ún. puna-formáció helyettesíti. Ezekből hiányoz­ nak az üstökösfák; a növényzet képét alapvetően xeromorf bélyegekkel rendelkező, fagytűrő gyepek (csenkesz, árvalányhaj stb.), ill. egyéb, párnás megjelenésű, kemény levelű, szúrós növények, törpecserjék határozzák meg. A paramo- és puna-társuláso-

799

kát az öv felső részén húzódó hóhatárig - az „örök” hóval, jéggel jellemzett tierra nevada kezdetéig - tipikus növényzetielen sáv szegélyezi. A növekvő magassággal egyre kedvezőtlenebbé váló éghajlat a magashegységi állatvilág fokozatos elszegényedését okozza. Az életfeltételek romlása különösen a rovarokat és a hüllőket sújtja, ezzel szemben minden övben rendkívül gazdag a madárfauna, még ha ezek faj- és egyedszáma a legalsó esőerdőszintével nem is vetekedhet. A Föld különböző horizontális öveiben emelkedő hegységek magassági övezetessé­ gében a fent vázoltakhoz képest kisebb-nagyobb eltérések, sajátos vonások vannak, ami e hegységek típusokba sorolását indokolja. Ezek közül - anélkül, hogy részletek­ be bocsátkoznánk - a hozzánk minden szempontból legközelebb álló mérsékelt övi alpesi típusú hegységek magassági övezetességének sajátosságaira hívjuk fel a figyel­ met (398. ábra).

A tengerek élővilága A Föld felszínének több mint kétharmadát tenger borítja, amelynek átlagos mélysé­ ge mintegy 3800 m. E hatalmas, összesen kb. másfél milliárd köbkilométer térfogatú víztömeg ökológiai viszonyai sokkal homogénebbek a szárazföldekénél, ezért élővilá­ ga is kevésbé differenciált. A jelenleg ismert és ma is élő növény- és állatfajoknak mindössze 20-25%-a él a tengerben, amit e különleges élettér rendkívüli folyamatos­ sága (kontinuitása) magyaráz, hiszen az újabb fajok képződésében oly döntő térbeli elkülönülésről a csaknem homogén közegösszetételű tengerben aligha lehet szó. A vízi szervezetek életfeltételeit meghatározó fontosabb tényezők közül a sótarta­ lom viszonylag szűk határok között ingadozik (3,2—3,7%); ettől nagyobb mértékben csak lokálisan tér el (pl. folyótorkolatok környékén kiédesedik, egyes beltengerekben, zártabb öblökben többé-kevésbé betöményedik). A tengeri élettér változékonyabb környezeti tényezői közé tartozik a hőmérséklet és a fény. A felszíni vízrétegek hőmérséklete a földrajzi szélességtől függően változik (az Egyenlítőtől a sarkokig átlagosan 30 °C-ot csökken: 29 °C-ról -1 °C-ra), míg a mélyebb rétegeké mindenütt viszonylag egyenletesen 4 és - 1 °C között van. Még a sarki tengerek fenékvize sem hidegebb -1,8 °C-nál, mivel az erősebb lehűléstől a vastag, rossz hővezető képességű jégtakaró megóvja. (Megjegyzendő, hogy a 3,5%-os sótartalmú tengervíz fagyáspontja - 1,9 °C.) A vízhőmérséklet napi és évi ingadozása a tengerekben egyaránt kicsi, a szárazföl­ dekét meg sem közelíti. A - természetesen csak a felszínközeli, vízrétegekre értendő - napi hőingadozás az Egyenlítő környékén is csak 0,6 °C, a magasabb szélességek felé 0,1 °C-ig csökken. E rendkívül alacsony értékek kialakulásában mindenekelőtt a víz magas fajhője és folytonos mozgása (a csereáramlások és a hullámzás okozta kevere­ dés) játszik szerepet. 800

A tengervíz hőmérsékletének évi ingadozása érthetően az Egyenlítő táján a legki­ sebb (trópusi izotermia!); a térítőkön túl - a nagy napmagasság-ingadozás, az ala­ csony szélértékek és az általában derült égbolt miatt - a legnagyobb, majd tovább a sarkok felé - a növekvő felhőborítás, ill. a gyakori erős szelek hullámzást keltő, keverő hatása következtében - ismét csökken. A nagyobb vízmélységek jelentéktelen hőingadozás-értékei nem szorulnak magyarázatra. A tenger vizének fényáteresztö képessége - ami lényegében a fénnyel ellátott vízréte­ gek mint önálló életterek vastagságát, terjedelmét szabja meg - mindenekelőtt a benne lebegő élő és élettelen részecskék mennyiségétől, sűrűségétől függ. A látható fény sugarai tiszta vízben átlagosan 200 m mélységig hatolnak le, a folyótorkolatok környékén, ill. a planktonban gazdag vizekben viszont már 30 m mélységben is csaknem teljes a sötétség. A fényellátottságot a napsugarak beesési szöge is befolyá­ solja, emiatt a trópusi tengerek esetenként 4-8-szor nagyobb mélységig megvilágítot­ tak, mint a sarkiak (200-400, ill. 50 m). A tengeri élettér ökológiailag alapvetően két nagy egységre tagolható, tengerfenék­ re (bentális régió) és nyílt vízre (pelágikus régió), amelyek további ökológiai szempon­ tok alapján homogénebb életterekre különülnek el. A legtöbb ökoszisztémának megtapadási, lakó-, búvó-, peterakási, táplálékszerző stb. helyet adó bentális régió a nyílt víznél sokkal változatosabb (esetenként szélsősé­ ges) életfeltételeket kínál az élővilág számára, amely ezekhez nagymértékben alkal­ mazkodni kényszerült. Különösen nagy tűrő-, ill. alkalmazkodóképességet követelnek meg az árapályöv rövid időn belül ismételten és gyökeresen megváltozó környezeti feltételei. A periodi­ kus vízelöntés-visszahúzódás és az ezzel együtt járó jelentős hőmérséklet- (és UVsugárzás-) ingadozás, valamint az igen erőteljes hullámverés szélsőséges körülményei között csak kevés fajból álló, erősen specializált, ám egyedekben gazdag élővilág képes megélni. Az állatok rendszerint hatásos rögzítő-tapadó készülékkel rendelkez­ nek, többségük testét ház vagy héjképződmény védi, sok faj beássa magát az iszapbahomokba, vagy egyéb módon védekezik a számára átmenetileg kedvezőtlen hatások ellen. A partszegély típusától, anyagától, sóviszonyaitól stb. függően az árapályzóna növénytársulásai is sokféleképpen differenciálódnak; ezek közül itt csak a tengerparti mocsárerdőkről (mangrove) mondottakra emlékeztetünk (747. oldal). A bentális régiónak az árapályövvel határos partközeli (litorális) öve a tengerfenék­ nek azt a részletét (rendszerint a kontinentális talapzatok 200 m-nél nem mélyebben fekvő felszíneit-lejtőit) foglalja magában, amelyet ugyan már állandóan víz borít, de nappal mindig kap fényt. Élővilága az összes többi tengeri élettérnél gazdagabb, változatosabb. Az oxigén- és tápanyagdús vízben élő növényi szervezetek közül a vörös- (Corallina, Lithothamnium stb.) és különösen a barnamoszatok fordulnak elő nagy tömegben. Az utóbbiak különböző fajai eltérő vízhőmérsékletű litorális élette­ rekhez alkalmazkodtak, s a hideg tengerektől a trópusok felé sajátos zonalitást mutatva váltják egymást: pl. kifejezetten a hideg boreális-szubboreális vizek lakói a hidegkedvelő kovamoszatokkal egyetemben - a Thalassophyllum-ok és az Alaria-k, 801

mérsékelten hideg tengerekben élnek a Nereocystis- és egyes Laminaria-fajok, tipiku­ san szubtrópusi barnamoszat az Egregia, trópusi a Sargassum. Az öv rendkívül sokszínű állatvilága helyhez kötött (tengeri liliomok, szivacsok, korallok stb.) és mozgó-úszó fajokban (tengeri sünök, tengeri csillagok, kagylók, lábasfejűek, halak stb.) egyaránt gazdag. A mélytengeri fenékzóna viszonylag egységes életfeltételei között (állandó sötétség, 10 °C alatti vízhőmérséklet, rendkívül magas nyomás) növények nem, csupán - a litorális övből „elszármazott” és az adott viszonyokhoz nagymértékben alkalmazko­ dott - állatok (tüskésbőrűek, rákok, puhatestűek, halak) élnek. Létfenntartásuk szempontjából kedvező körülmény, hogy a víz oxigéntartalma magas, tápanyagok­ ban viszont - a növények hiánya miatt - meglehetősen szegény, ezért az itt élő állatok nagymértékben rászorulnak a felsőbb vízrétegekből „aláhulló” elhalt szervezetek anyagára. A mélységi fajok többsége a különleges feltételekhez morfológiailag-fiziológiailag is idomult: előreugró vagy éppen csökevényes szemek, hosszú tapogatószer­ vek, fénytermelő testek stb. fejlődtek ki rajtuk. A nyílt tengeri (pelágikus) régió a partoktól távol eső és a tengerfenék ökológiai viszonyaitól nem befolyásolt víztömeget foglalja magában. Élővilága a nyílt vízi életmódhoz különlegesen alkalmazkodott. Az élőlények közös sajátossága, hogy testük fajsúlya víz, olaj, zsír vagy gáz felhalmozódása, ill. vázelemeik gyakran erős redukciója következtében rendkívül alacsony és/vagy felületnövelő képletekkel-nyúlványokkal rendelkeznek. Mindezek az úszást, ill. - a test süllyedését lassítva - a lebegést könnyítik meg. A pelágikus térség élőlényeinek azt a csoportját, amelynek tagjai aktív, irányított úszásra képesek, nektonnak (halak, cetek, lábasfejűek stb.), azokat pedig, amelyek mozgáskészsége csupán a süllyedés ellensúlyozására elegendő, egyébként az áramlá­ sokkal szabadon sodródnak a legkülönbözőbb irányokba, planktonnak nevezzük. Utóbbi faj-, egyed- és formagazdagsága határtalan; elsősorban egysejtű növényi (fitoplankton) és állati lények (zooplankton) milliárdjaiból áll, de a plankton tagjának tekinthető számos magasabb rendű állatfaj is (ostoros moszatok, egyes medúzák, egyszerűbb rákfajok stb.). Merőben ellentétes ökológiai viszonyai alapján a nyílt tengeri (pelágikus) régió függőlegesen további két nagy élettérre tagolható. A kedvező fényellátottságú, az áramlásokkal, hullámzással állandóan mozgásban tartott felső, ún. epipelógikus nyílt vízi élettér lényegében a világtenger folytonosságá­ nak hordozója, amit az bizonyít a legjobban, hogy élőlényeinek számos faja az egész Földön, minden tengerben előfordul. A fajok többségének általános elterjedését csupán a vízhőmérséklet regionális különbségei korlátozzák; ez egyszersmind a sarki és a trópusi tengerekben élők faj- és egyedszámának hatalmas különbségeit is magya­ rázza. E hőmérsékleti határ azonban nem „átjárhatatlan”: egyes hidegkedvelő fajok pl. a trópusi tengerek mély rétegeiben vándorolva jutottak el egészen távoli hideg vizekbe is. Az epipelágikus régió az alsó életterekkel ugyancsak szoros ökológiai kapcsolatban van: növényi szervezetekben gazdag élővilágának szerves hulladékai a 802

közvetlenül alatta elhelyezkedő, ún. batipelágikus nyílt vízi élettér örökké sötét, mozdulatlan, hideg vizében - és természetesen a tengerfenéken - élő állatok (rákok, lábasfejűek, halak stb.) fontos táplálékforrásául szolgálnak.

Az élővilág szerepe a domborzat formálásában A geomorfológiai tárgyú könyvek, tanulmányok többségében a földfelszín formáit kialakító tényezők közül egyértelműen a belső és külső erők vizsgálata kap nagyobb hangsúlyt, s csak meglehetősen kevés, ill. szerény terjedelmű munka foglalkozik az élővilág felszínformáló szerepével. A Föld növény- és állatvilágának jelentősége e tekintetben valóban kisebb - a belső és külső erők tevékenységének látványos ered­ ményeihez alig hasonlítható ám semmiképpen sem lebecsülendő. Annál is kevésbé, mert azonkívül, hogy önálló formákat is kialakít, az élővilág a „nagyobb erőhatások” felszínformáló, -módosító munkáját messzemenően képes befolyásolni, hatékonysá­ gukat erősíteni vagy gyengíteni. A becsült adatok szerint több mint 2200 km3 élő tömegű növényvilág a domborzat­ tal együtt a szárazföldek legszembetűnőbb táj(képi) eleme. Jellege, összetétele, eloszlá­ sa az éghajlat horizontális és vertikális övezetességéhez, ill. az életfeltételek ezen belül kialakult rendkívüli változatosságához igazodva nagyfokú tarkaságot, mozaikossá­ got mutat, ennek megfelelőn domborzatformáló jelentősége is helyről helyre eltérő. A növénytakaró a domborzat formálásában általában és alapvetően háromféle szerepet tölt be: - gyökereinek terjeszkedése, vastagodása fizikai (kőzetmegbontás, aprózódás), a víz- és tápanyagfelvétellel kapcsolatos savtermelése - a humuszsavak hatásával kiegé­ szülve - kémiai (oldás, a szilikátok mállása stb.) átalakulást idéz elő a szubsztrátumban, ezáltal azt mintegy előkészíti a lepusztulásra; - a növényborítás mérsékeli az esőcseppeknek a talaj szerkezeti elemek felaprózásával, szétiszapolásával járó ütő hatását, fékezi a lefolyó víz mozgását, összességében védelmezi a felszínt a víz és a szél lepusztító tevékenysége ellen (a tömegmozgások e tekintetben kivételek: pl. lejtős trópusi területek nedvességgel mélyen átitatott talajá­ nak csuszamlásait a zárt növénytakaró nemhogy gátolja, hanem éppen elősegíti); - az üledékek felfogásával és saját elhalt anyagainak „hozzáadásával” a szilárd kérget gyarapítja (tavak, mocsarak, lápteknők, lagúnák, folyódelták stb.). A növényzetnél összehasonlíthatatlanul kisebb tömegű állatvilág felszínformáló tevékenysége - egy-két kivételtől eltekintve - kevésbé szembetűnő és rendszerint lokális érvényű következményekkel jár. A szárazföldi állatvilág a domborzat formálásához mindenekelőtt mechanikai tevé­ kenységével járul hozzá. A földben lakó állatok üregeik, járataik készítésekor kőzet­ aprózó, -lazító munkát végeznek (giliszták, egerek, pockok, nyulak stb.); a lejtős térszíneken taposott ösvények, vadcsapások idővel a lefolyó víz (vonalas erózió) pá­ lyáivá válnak; a legeltetés teraszos ösvények, lépcsők kialakulásához vezet; egyes 803

állatcsoportok - pl. vaddisznó; de különösen a szavannák nagyvadjainak -pocsolya­ fürdői (dagonyák) olykor terjedelmes sármedencévé szélesednek. A felszín fölé maga­ sodó állati eredetű építmények („pozitív formák”) viszonylag ritkák és rendszerint bizonyos zónákra jellemzőek. Egyes mérsékelt övi hangyafajok néhány dm magas óo/vdombjainak méreteit a szavannaöv termeszvárai sokszorosan felülmúlják; az esetenként több méter magas, változatos alakú építmények jellegzetes arculatot köl­ csönöznek a tájnak, így valóban tájképformáló szerepet töltenek be. Ide sorolhatók még a boreális övre jellemző hódvárak, amelyek a patakok, folyók elgátolása-elterelése révén a vízhálózat eredeti képét is megváltoztathatják. A tengeri állatvilág sajátos és jelentékeny domborzatformáló tevékenységének a tengerszint fölött csak ritkán vannak látható jelei. A nyílt vízi régió állatainak (ide értve a planktont alkotó egysejtűektől az emlősökig terjedő taxonokat) elhalt maradványai óriási tömegben süllyednek az óceánfenékre, és a legkülönbözőbb összetételű üledékrétegek vastagságának gyarapításával a fenék egyenetlenségeit csökkentik; a sekélyebb parti régiók vizében épült terjedelmes osztri­ gapadok és kagylótelepek a fenékdomborzatot éppen ellenkező „előjellel” módosítják. A leglátványosabbak a tenger szintje fölé szirtek, zátonyok, szigetek formájában emelkedő koralltelepek. A korallok kocsonyás testű, mészvázas, ökológiailag szűk tűrésű állatok, amelyek kizárólag tiszta, meleg (legkevesebb 18, átlagosan 22 °C-os) sós vízben, optimálisan 5-10 m mélységben életképesek. E feltételeknek elsősorban a kontinensek meleg tengeráramlásoktól fűtött keleti partjai, ill. e térség szigetei felelnek meg, ezért a korallok rendkívül formagazdag (gomba, cserje alakúj csipkés felületű, agyvelőszerűen tekervényes stb.), emeletes telepeinek legnagyobb része itt fordul elő. Alakjuk, ill. az aljzaton való elhelyezkedésük módja szerint a koralltelepeknek alapvetően három típusát különböztetik meg, amelyek között azonban az építmények „stílusát” illetően hasonló vonások vannak. (A hasonlóság a korallállatkák fentebb vázolt igényeiből törvényszerűen következik: a telepek sekély vízben szétterülnek, mély vízben inkább vertikálisan épülnek, ennek megfelelően a part felé néző lejtőik lankásak, a tenger felőliek meredekek.) Meredek partokon képződik a koralltelepek első típusa, az - értelemszerűen kes­ keny - ún. korallszegély (szegélyzátony, szegély szírt), amelynek gerincét a part lejtő­ jétől ugyancsak keskeny, kevert vízzel teli árok, az ún. szirtcsatorna választja el. Ez utóbbi kialakulásának oka az, hogy a partról lefolyó édesvíz a korallok számára már önmagában is szennyezett víznek számít - ráadásul szerves anyagokkal, szilikátmállástermékekkel (vas- és alumíniumvegyületekkel stb.) valóban „szennyezett” is ezért telepeik nem teljes felületen „nőnek hozá” a parthoz. Vízfolyások torkolata környékén pedig koralltelepek egyáltalán nem képződnek, ilyen helyeken a szegély folytonossága megszakad. Széles, lapos abráziós partokon a koralltelepek az abráziós terasz külső, meredek lejtőjén épülnek fel, és az ún. korallgátat alkotják. A part és a korallgát közötti, olykor 80-100 km szélességet is elérő sekély szegélylagúna fenekén - tűrőképesebb fajokból álló - korallk'érgek jelennek meg. 804

A korallépítmények legközismertebb, igen látványos típusa a korallgyűrű vagy gyűrűzátony (atoll). A kristályos kőzetből álló vagy vulkáni aljzatra körkörösen települt, változatos méretű koralltelep felülnézetben rendszerint „C” alakú, azaz nyugodt vizű belső lagúnája szűkebb-tágabb nyíláson át kapcsolatban van a nyílt tengerrel. Az egyes építménytípusok kialakulására vonatkozóan több tetszetős elmélet szüle­ tett, amelyek azonban semmiképpen sem tekinthetők általános érvényűeknek, így a koralltelep-képződés teljes körű magyarázata mindmáig várat magára. Darwin pl. a korallépítmények fentebb ismertetett három alaptípusa között geneti­ kai kapcsolatot vél felfedezni. Szerinte a meredek partok víz alatti lejtőin elsőként kialakult korallszegély az aljzat izosztatikus süllyedése következtében fokozatosan korallgáttá, végül atollá fejlődik. Ezzel egyidejűleg a szirtcsatorna szegélylagúnává szélesedik, majd - az aljzat teljes elsüllyedése után - belső lagúnává alakul át (400. ábra). Agassiz, A. szerint korallgátak a korallszegély-stádiumtól függetlenül is képződhet­ nek a hullámokkal ostromolt partok és szigetek abráziós teraszainak peremén. Amint a szigetet az abrázió eltünteti, a koraligát atollá alakul. Az amerikai Daly, R. A. megfigyelései szerint a korallgátak sok esetben 60-100 m mélységben levő abráziós felszíneken ülnek, és ezek az értékek feltűnően egyeznek az atollok belső lagúnáinak mélységeivel. Mivel ilyen mélységben recens abrázió már nem működhet, s a koralltelepek is legfeljebb 30-40 m-es vízrétegben épülhetnek, Daly logikusan jut arra a következtetésre, hogy az abráziós felszínek képződése és a koralltelepek építésének kezdete csak a pleisztocénra eshet. Ekkor ugyanis hatalmas víztömegek vastag jégtakarók formájában kikapcsolódtak a vízkörforgalomból, így a tenger szintje a mainál 60-100 m-rel valóban alacsonyabb lehetett. Az éghajlat fokozatos felmelegedésével együtt járó vízszintemelkedéssel a koralltelepek építése mindvégig lépést tudott tartani, és a folyamat végül a mai kép kialakulásához vezetett. Az ismertetett elméletek általános érvényességében számos kutató kételkedik, meg­ jegyezvén, hogy egyes térségek koralltelepeinek kialakulására vonatkozóan viszont elfogadható magyarázatot adnak.

400. ábra: Korallépítmények fejlődési sorrendje Darwin szerint. Bulla B. (1954) könyvéből 805

Irodalom Biológiai Lexikon. - Akadémiai Kiadó, Budapest, 1978. Bulla B.: Általános természeti földrajz, I—II. Tankönyvkiadó, Budapest, 554 p. +549 p. 1952. Csáki Cs. (szerk.): A Föld 2000-ben (The Global 2000). - Mezőgazdasági Kiadó, Budapest, 184 p. 1985. Dudich E.: Állatföldrajz. - Egyetemi jegyzet. Budapest, 98 p. 1959. Endreffy Z. (szerk.): A világ helyzete 1987/88-ban. A Worldwatch Institute jelentése. - Árká­ dia, Budapest, 1987. Futó J. (szerk.): Általános természeti földrajz. - Tanárképző főiskolai tankönyv. Tankönyvki­ adó, Budapest, 573 p. 1978. Hevesi A.: A földrajzi övezetesség oktatása a gimnáziumok első osztályában. - Földr. Közi. XXVII. (Cili). 1979. 36-65. Hortobágyi T.-Simon T. (szerk.): Növényföldrajz, társulástan és ökológia. - Tankönyvkiadó, Budapest, 546 p. 1981. Kádár L.: Biogeográfia. A Föld és a földi élet. - Tankönyvkiadó, Budapest, 407 p. 1965. Kárpáti Z.: Kertészeti növénytan, 2. Növényrendszertan és növényföldrajz alapjai. - Mezőgaz­ dasági Kiadó, Budapest, 539 p. 1953. Kovács A.: Ökológiai és növényföldrajzi alapfogalmak. Tankönyvkiadó, Budapest, 206 p. 1975. Koppén, W.: GrundriB der Klimakunde. - Leipzig/Berlin, 1931. Közös jövőnk. A környezet és fejlesztés világbizottság jelentése. - Mezőgazdasági Kiadó, Budapest, 1988. Láng S.-Nagy J.-né: Biogeográfia és talajföldrajz. Tankönyvkiadó, Budapest, 289 p. 1975. Lauer, W.: Vöm Wesen der Tropen. Abh. d. Math. - Nat. Klasse, Akad. d. Wiss. u. d. Lit. Jg. 1975. Nr. 3. Mainz. 1975. Manshard, W.: Agrargeographie der Tropen. - Mannheim, 1968. Müller-Hohenstein, Κ.: Die Landschaftsgürtel der Erde. - B. G. Teubner, Stuttgart, 204 p. 1979. Péczely Gy.: A Föld éghajlata. - Egyetemi segédkönyv. Tankönyvkiadó, Budapest, 598 p. 1984. Rjabcsikov, A. M.: A Föld változó arculata. - Gondolat, Budapest, 187 p. 1977. Schmithüsen, J. (szerk.): Atlas zűr Biogeographie. - Meyers GroBer Physischer Weltatlas, Bd. 3. Mannheim/Wien/Zürich, 1976. Soó R.: Fejlődéstörténeti növényrendszertan. - Tankönyvkiadó, Budapest, 560 p. 1965a., 1965b Soó R.: Növényföldrajz. - Tankönyvkiadó, Budapes, 177 p. Természettudományi Kisenciklopédia. 3. kiadás. - Gondolat, Budapest, 1987. 980 p. Tischler, W.: Synökologie der Landtiere. - Stuttgart? 1955. Troli, C.-Paffen, Κ.: Karte der Jahreszeitenklimate der Erde. - Erdkunde 18. 5-28. 1964. Walter, H.: Grasland, Savanne und Busch der ariden Teile Afrikas in ihrer ökologischen Bedingtheit. - Jb. wiss. Bot. 87. 750-860. 1939. Walter, H.: Die Vegetation der Erde in ökologischer Betrachtung: Bd. I—II. 1968. - VEB Gustav Fischer Verlag, Jena, 538 p. + 1001 p. 1962. Walter, H. : Arealkunde. Floristisch-historische Geobotanik. - Stuttgart, 1970. Water, H.-Lieth, H.: Klimadiagramm-Weltatlas. - VEB Gustav Fischer Verlag, Jena. 1960-1967. Wifimann, H.: Die Klimate der Erde. - Lehrbuch der allgemeinen Geographie. Band II.: J. Blüthgen: Allgemeine Klimageographie. - Walter de Gruyter & Co. Berlin. 1964. 806

7. A FÖLDRAJZI TÁJ

1. A táj fogalma A táj a természetföldrajz egyik leggyakrabban használt fogalma, kutatási területegysége. Ezt a kategóriát eltérő értelemben a köznyelvben (általában egy-egy területegységre) és néhány rokon tudományban is használják (erdőgazdasági táj, néprajzi táj stb.). Maga a „táj” megnevezés a XV-XVL századi holland festőktől származik (landsch.ap), és innen angolszász továbbítással terjedt el a földrajztudományban. Klasszikusan ez az „egységes földrajzi” kategória az idők folyamán - a tudományág differenciálódásával - sokat módosult, és ennek megfelelően tartalma, értelmezése is változott. A fogalmi sokszínűséget tovább fokozta az is, hogy a táj értelmezésének egyaránt meg kellett felelnie a földrajz térbeli (chorologikus), területi (regionális) jellegének, ill. rendszertulajdonságainak. Nem véletlen, hogy ebben a témában az 50-es években az orosz, a 60-70-es években a német és a magyar nyelvű szakirodalom­ ban rendkívül éles szakmai vita bontakozott ki. Az egységes földrajz alapján a komplex, térbeli szemlélet alkalmazásával a tájtan alapjait Humboldt, A. rakta le. A földrajzi táj a századfordulóra vált a földrajzi tudományok jellemző tárgyává. A földrajzi dualizmus előretörésével a táj fogalma kettévált: egyrészt természettudományi kategóriává - a természetföldrajz természeti tája másrészt a német (pl. Hettner, A.), a francia (pl. Vidal de la Blache) és inkább az angol nyelvterületen megmaradt az egységes földrajz földrajzi tája. Ez a folyamat a magyar nyelvű irodalomban is nyomon követhető pl. Mendöl T. és Teleki P. munkáiban. A természeti táj tartalmi „kiegészítésére”, a természet és a társadalom közti kölcsönhatás eredményeit tükröző és hatásukra átformálódott, meghatározott funkciójú téregység jelölésére az angolszász irodalomban jelent meg a kultúrtáj fogal­ ma. A tájjal kapcsolatos vizsgálatok eredményei a földrajzon, környezetünkben a természetföldrajzon belül fokozatosan önálló tudományággá fejlődtek, noha egyesek -. nem alaptalanul - magát az alapkategóriát is rosszul definiáltnak, fikciónak tekintik. Az már a század 40-es éveire világossá vált, hogy a (természeti) táj bizonyos tényezők, ún. tájalkotó tényezők (litológiai adottságok, éghajlat, természetes növénytakaró, talaj, hidrogeográfiai jelentések stb.) összetett együttese (a domborzat, a felszínformák már a tájalkotó tényezők kölcsönhatásainak eredményeként tekinthe­ tők), egyedi, specifikus földrajzi területegység. Sokan éppen ezért a regionális földrajz tárgyának tekintették, de napjainkra a táj legtöbb értelmezése túllépte e bizonytalan kereteket. 807

401. ábra: A Borsodi-dombság tájtipológiai egységei. (MEZŐ­ SI G. 1985) Jelmagyarázat: 1 - ártéri növényzetű, öntés alárendelten réti - talajú, magas talajvízállású többnyire rét és legelőként hasznosított (alacsony) ártéri síkok; 2 - ártéri nö­ vényzetű, helyenként ligeterdős, szántóként használt, öntés és réti talajú magas ártéri síkok; 3 - helyenként legelőként hasz­ nált, vizenyős, ártéri, égeres növényzetű eróziós völgyek, szur­ dokvölgyek; 4 - öntés réti és lejtőhordaléktalajokkal borított, rét és legelőként hasznosított, széles deráziós és eróziós-deráziós völgyek; 5 - alacsony teraszfelszínek öntéseredetű, réti talajú (kőris-szil) ligeterdővel tarkított rétjei; 6 - foltokban tatárjuha­ ros lösztölgyessel, uralkodóan réti csernozjommal fedett, szán­ tóként hasznosított teraszfelszín; 7 - helyenként cseres-tölgyes erdejű, többnyire rétként, kisebb részben szántóként használt teraszfelszín; 8 - eredetileg cseres-tölgyessel borított, ma he­ lyenként mezőgazdasági hasznosítású, szarmata-pannon laza üledékeken kialakult, agyagbemosódásos barna erdőtalajjal és barnafölddel fedett dombsági tetőszintek, völgyközi hátak; 9 - degradált, agyagbemosódásos barna erdőtalajjal és barna­ földdel fedett, rét és legelőként hasznosított magasabb dombsá­ gi tetőszintek, völgyközi hátak; 10 - degradált cseres-tölgyes vegetációjú, csonka barna erdőtalajokkal fedett, eróziós-deráziós völgyekkel sűrűn szabdalt, meredek (12% feletti), mozgásos és mozgásveszélyes dombsági, alacsony középhegységi lej­ tők laza üledékeken; 11 - cseres-tölgyes vegetációjú, helyenként mezőgazdasági hasznosítású, barna erdő- és lejtőhordaléktalajjal borított, enyhe esésű (12% alatti) dombsági lejtők; 12 főként (paleozóos) karbonátos üledékekből felépülő, cseres­ tölgyes erdővel fedett, röghegységi alacsony tetőszintek, gerin­ cek; 13 - réti és hordaléktalajjal fedett, enyhén felszabdalt hegylábfelszín, helyenként tölgyerdővel borított kultúrmezőség; 14 - bükkös, gyertyános-tölgyes erdővel fedett, rendzina és barna erdőtalajú, dolinákkal tagolt karsztos fennsík; 15 bükkös, helyenként hársas kőrises társulással és karsztbokorerdővel, rendzinatalajjal borított, tagoltabb mezozóos sasbércek tetőfelszínei és gerincei; 16 - molyhos tölgyes, gyertyános­ tölgyes növényzetű, barna erdőtalajú mezozóos sasbércek tető­ felszínei és gerincei; 17 - mész- és melegkedvelő tölgyerdővel borított, csonka barna erdő- (alárendelten rendzina) talajú, helyenként kopár, hegységi lejtők

Manapság a táj rendkívül sokfajta definíciója ismert. A meghatározások többsége besorolható két csoportba; az egyik a tájalkotó tényezők irányából, a másik pedig a tér, ill. a georendszer (ökoszisztéma) mint komplexum irányából közelíti meg a fogalmat. Mindkettőből következnek azonban a táj legfontosabb sajátosságai: - a táj térkategória, - minden táj regionális földrajzi egység, - a táj komplex egység, rendszer, - a tájak különböző hierarchikus szintekbe sorolhatók, és lefedik az egész felszínt. Az első megközelítésben a táj a tájalkotó tényezők (pl. szerkezet, geológiai felépítés, radiáció, talaj, az ember tájalakító tevékenysége) olyan specifikus együttese, amely hosszú természet- és rövid, de intenzív társadalomtörténeti, gazdasági fejlődés ered­ ménye. Olyan felszín, ahol a tényezők hatáseredői (pl. felszíni formák) hasonlóak. A második megközelítés szerint tájon egy földi téregységet (geoszféra, földrajzi burokrész, ökoszisztéma) értünk, tárgyi kitöltéseivel együtt, ahol ezek legegyszerűbb jellemzői is ismertek. Olyan térdarab, mely funkcionális egység is. Újabban a természeti táj és kultúrtáj fogalma mellett különböző, nem eléggé világosan definiált kategóriák tucatjai jelentek meg (antropogén táj, teatermő táj, városi táj, technogén táj stb.). Ezek a fogalmak feleslegesnek tűnnek, hiszen értelme­ zésünk szerint a tájak hierarchikus rendben és egymás mellett sorakozva lefedik az egész földfelszínt, földrajzi nevük van, és a táj térbeli alapja, határainak meghatározó­ ja a természeti tényezők összessége. Más a helyzet a tájtípusoknál, ahol a jellemző antropogén ismérveket is meg kell jelölni (lásd 4. pont). Ezek a kategóriák méretbeli aránytalanságot is mutatnak a klasszikus értelmű tájakhoz képest. A tájfogalom használatának másik gyakori hibája a táj komplexitásának figyelmen kívül hagyása. így született a „talajtáj”, „éghajlati táj”, „vízrajzi táj” stb. fogalma. A tájtényezők önállóan nem alkothatnak tájakat, ezeket a regionális egységeket többnyire körzeteknek nevezzük.

2. Tájalkotó tényezők, tájfejlődés A tájat alkotó alapvető elemek, ill. tényezők csoportját nehéz pontosan körülhatá­ rolni, mert esetleg önmaguk is más komponensek kölcsönhatásának az eredményei lehetnek. Ilyen alapon egyesek pl. a talajt, mások a felszíni formákat vagy a klimati­ kus tényezőket - mint származtatottakat - nem tekintik alapvető tényezőknek. A táj­ alkotó tényezők - olykor maguk is egy-egy alrendszerként értelmezhetők - kor szerint is elkülönülő abiotikus (pl. földkéreg, domborzat, légkör, sugárzás, vizek, gravitáció) és biotikus (növényzet, állatvilág, emberiség) csoportba sorolhatók. Szolncev ismerte fel, hogy maguk az alapvető tényezők sem egyenragúak - „Szolncev-elv” -, hanem egymásnak alárendelt sorozatot alkotnak. Szolncev szerint öt alapvető komponens különíthető el, amelyek az alábbi egymásnak alárendelt sorozatot alkotják: földkéreg → atmoszféra → víztömegek → növényzet → állatvilág. A „vezető” komponensek, 810

ill. a kulcsparaméterek - ezeken a legszűkebb paraméterhalmaznak az elemeit értjük, melyek a többi paramétert még jó közelítéssel leírják - vizsgálata a tájkutatás egyik legfontosabb és legtöbbet vitatott kérdése. Ma úgy tűnik, hogy a vezető komponense­ ket, ill. kulcsparamétereket területenként kissé eltérően kell megadni. A tájkutatás, tájprognózis során fontos a tájalkotó tényezők (és a tényezőket érő hatások) dinamikáját is figyelembe venni. A statikus tényezők (pl. domborzat, bioló­ giai felépítés) többnyire hirtelen és epizodikus, a dinamikus tényezők (éghajlat, nö­ vényzet stb.) tényezők pedig leginkább periodikus hatásokra változnak a régiókban. A tájalkotó tényezők oldaláról, melyek maguk is komplexumok (pl. légtömegek, növényzet) a táj úgy világítható meg, mint az alap-, ill. kulcstényezők teljes komplexu­ ma, úgy pl. a növényzet (fitocönózis) és az állatvilág (zoocönózis) komplex együttese a biocönózis, a földkéreg, atmo-, hidroszféra, növényzet állatvilág stb. komplex egysége a táj. A táj magasan szervezett nyílt rendszer. Ennek kissé ellentmond, hogy a „tájszféra” határát egyesek a litoszféra alján, ill. a sztratoszférában meghúzzák. A táj rendszer­ ként történő értelmezéséből az következik, hogy az a tájalkotó tényezőknek nem egyszerű összege. Ez azt is jelenti, hogy a tájalkotó tényezők valamelyikének megvál­ tozása (megváltoztatása) az egész struktúra valamilyen mértékű változását okozza. A táj fejlődésének napi és évi ritmusa van, amely az alkotótényezők ciklusos változásából, illetve a kölcsönhatások ritmusából ered. A táj természetes hatások melletti fejlődése nem ugrásszerűen történik, hanem többnyire lassan, fokozatosan, jól meghatározott szukcessziós szakaszokon keresztül. Ez egyrészt azt jelenti, hogy a (természeti) tájak egy-egy faktor földtörténeti léptékű megváltozásával (pl. klímaváltozás a pleisztocénben) egészükben is átalakulnak - Közép-Európában tundra-, sztyepp- és különböző erdőtípusokon keresztül zajlott le a változás. Másrészt kisebb időléptéket használva jelenti egy lerombolt és/vagy újjáéledő táj fejlődési szakaszait, ami a pionírnövényzettel, a talajképződéssel és a vízháztartás kialakulásával kezdő­ dik, majd fokozatosan épül ki az ökoszisztéma funkciója, ill. szilárdul meg stabilitása (jó példa erre pl. egy rekultivált meddőhányó).

3. A tájak határai, a táj hierarchiája A (természeti) tájak minősége és képe többnyire természeti tényezők által meghatá­ rozott, ezért a tájak határai viszonylag stabilak. Az ember is úgy alakítja a tájat, hogy közben a határok nem módosulnak lényegesen. A tájak határai ritkán élesek, több­ nyire sávszerűek, s azokat a geológiai, hidrogeológiai, talajtipológiai, orometriai adottságok változásával lehet azonosítani. A tájak hierarchikus rendszerbe foglalhatók, azonban mind a hierarchia alján, mind a nagytájak esetében a különböző tudományos iskolák vitában állnak egymással, más-más tartalmú és megnevezésű egységekkel dolgoznak. Ez legélesebben kétségtele­ nül a legkisebb egységekkel kapcsolatban az ún. topológikus szinten merül fel. A ná811

lünk is használt fácies, az ökotóp, a Fliese, a landscape unit, a geomer, a Gefüge, mind-mind a legkisebb homogén egység jelölésére szolgál. A különbségek abban vannak, hogy az egyes kategóriáknak kissé más a tartalmuk és a kiindulási alapjuk. A hazai irodalomban a fáciesek (tájelemek) olyan komplexumok, amelyek egész területén azonosak a tájalkotó tényezők, azaz azonos a felszín litológiája, vízháztartása, mikroklímája, talaja, növényzete stb. (ilyen pl. egy adott, növényi anyagokkal feltöl­ tött meander). A fáciesek együtteséből áll elő a kistájrész (pl. egy adott folyami ártér), itt már a tájalkotó tényezők azonossága megszűnik és helyébe a hasonlóság lép. Ahogy felfelé haladunk a hierarchián, úgy csökken a hasonlóság mértéke. Más rendszerszemléletű megközelítésben a georendszerek homogén egységeit a méretaránytól függetlenül geomereknek (elemi geomer, fáciescsoport, geom), ezek különböző léptékű, rangú összevonásait geochoroknak (elemi geochor, urocsiscsa orosz iskola, Mikrochore - német iskola, rajon stb.) nevezik. (így pl. egy elemi geomer - egy lejtőn növő egynemű tölgyerdő - egy másikkal - feljebb a lejtőn bükkös - együtt alkot elemi geochort.) A fáciescsoportok együttese eggyel magasabb regionális (chorologikus) dimenzió­ ban kistájakat (mikro- és mezochorokat) alkot (pl. Mohácsi-sziget). A kistájak középtájakat (pl. Dunamenti-síkság), azok nagytájakat (pl. Alföld) képeznek. A hierarchiát a nagytájcsoport, kontinensrész, majd a geozóna zárja. (Magyarországon 6° = 1 nagy­ tájcsoportot, 61 = 6 nagytájat, kb. 62 pontosan 35 középtájat, kb. 63 pontosan 230 kistájat, kb. 64 kb. 1200 fáciescsoportot különítünk el. A kérdéskört szinte átláthatatlanná teszi, hogy egyes tudományos iskoláknál a táj szó egyben a hierarchia egyik szintjét is jelöli.

4. A tájtípus fogalma, a tájökológia A tájtípus genetikailag egymáshoz szorosan kapcsolódó homogén ökológiai fáciesekből (geotópokból) és ökonotópokból, ill. ezek csoportjaiból tevődik össze: pl. réti csernozjomos talajú, szántóként megművelt, löszös síkság. így a regionális értelemben vett tájak több vagy néhány különböző tájtípust is magukba foglalhatnak; pl. a Duna-Tisza közi síkvidéken különböző típusú árterek, homokkal és lösszel fedett hordalékkúpsíkságok különíthetők el. Bizonyos esetekben egy-egy nagy kiterjedésű, többnyire síksági vagy ártéri tájtípus kistájak komplexuma is lehet. Mégis az a jellemző, hogy a tájtípusok mozaikszerűen fedik le a felszínt: különböző, egymástól távoli tájrészletek is - pl. alföldi, kisalföldi tájakon - tipológiailag azonosak. A tájtípusok tipológiai egységei lehetnek közel természetes állapotban - (természe­ ti) geotópok - és az emberi tevékenység hatására többé-kevésbé átalakítottak, befo­ lyásoltak - antropogén vagy gazdasági ökotópok, ökonotópok. A táj tartalmától eltérően ezek együttesen alkotják a tájtípusokat. A tájtípus tartalmát a gazdasági tényezők figyelembevétele teszi - a táj tartalmánál - dinamikusabbá, a hasznosítás

812

változására alakulhatnak ki új típusok, olvadhatnak össze ökológiailag korábban eltérő egységek. A tájtípusok értelmezésének és elkülönítésének fontossága onnan adódik, hogy ezek nemcsak természetes fejlődésüket tekintve hasonlóak, hanem hasznosításukat illetően is és így pl. a gazdasági szempontú prognózisra, az optimális területhasznosí­ tásra jó vonatkoztatási alapul szolgálnak. Egy tájtipológiai térkép kategóriái a termé­ szeti tényezőkön kívül utalnak a gazdasági hasznosításra is (401. ábra). Bizonyos hierarchikus szintek a tájtípusok esetén is elkülöníthetők, noha ezek nem olyan karakterisztikusak, mint a táj hierarchiaszintjei. Könnyen belátható azonban, hogy másfajta, „durvább”, ill. általánosabb meghatározású egységek szükségesek egy országnyi terület tipizálásához (makrotípusok) és más - részletesebb - egy kistáj tipizálásához (mikrotípusok). Magyarországon három makrotípust, 36 mezotípust és mintegy 300 mikrotípust különítünk el (Pécsi M.-Somogyi S.-Jakucs P. 1972). Itt célszerű szólni a regionális egységek komplex ökológiai kutatását zászlójára tűző, a magyar szakirodalomba a német „Landschaftsökológie” nemzetközi meggyökeresedése után átkerülő tájökológiai kutatási irányzatról. A tájökológia mint geoökológia alakult ki (Troll, C. 1939), és utána még jó ideig természeti keretekben maradt. A geoökológia később antropogén és gazdasági dimenziókkal is bővült, vizsgálta és bemutatta, hogy az emberi tevékenység miként hat az ökológiai rendsze­ rekre, ill. milyen, az emberi tevékenységre visszaható ökológiai folyamatok zajlanak le (pl. elsivatagosodás). Ez a táj- és környezetfogalom között elhelyezkedő kategória - az utóbbihoz áll legközelebb - a 80-as évek egyik legkurrensebb vizsgálati irányzatá­ vá vált, és a kezdeti tájháztartási elemzéseken (a különböző táji egységek anyag- és energiaháztartásának funkcionális összefüggései) túllépve önálló ágazattá fejlődött. Sajátos, az ökotóphoz közel álló vizsgálati alapegységekből - tájelem - építkezik. Elemzi a geotényezők elterjedési akadályait (barrier), ökológiai folyosóit (corridor), gyakorlati tájrendezési (landscape management), tájhasznosítási feladatokat old meg. A tájökológia jellemzően interdiszciplináris tudomány, mely kutatja és előrejelzi a természet szárazföldi és vízi egységeinek kialakulását, fejlődését, tulajdonságait, tér­ beli szerveződéseiket és ezek során felhasználja az ökológiai és geográfiai megközelítés módjait.

5. Táj és környezet Az 1970-es évek földrajzi irodalmában egyre élesebben kirajzolódó tendencia a „környezet” kifejezés használata a „táj” helyett. Ez azt a felismerést kívánja hangsú­ lyozni, hogy napjainkban - legalábbis Európában - az ember földrajzi környezetét a természeti tényezőknek a társadalmi-gazdasági szférával való bonyolult kölcsönha­ tásai miatt nem pusztán a természeti környezet, ill. az ezzel közel azonos kategória­ ként használt természeti táj jelenti. A földrajzi környezet tartalmilag bővebb, mint a természeti környezet (ill. mint a természet és a társadalom főként biológiai jellegű 813

összefüggéseinek rendszere). Az ember földrajzi környezete az abiotikus, biotikus és a társadalmi-gazdasági tényezők összessége, amelynek közvetlen jelentősége van az embe­ ri társadalom szempontjából, amely hat reánk és amelyre mi is hatunk. Rendszerszem­ léletű megközelítésben az ember (társadalom) földrajzi környezete természeti környe­ zeti, átalakított természeti környezeti, társadalmi-gazdasági és kulturális-politikai alrendszerekből tevődik össze. Annak ellenére, hogy a régóta használatos környezetfogalom és a tájfogalom szinonim értelmezése gyakori, köztük jelentős különbségtétel indokolt, mely egyrészt kapcsolatrendszerükben, másrészt területi elhatárolódásukban jelentkezik. Marosi S. (1981) szerint a „környezetfogalom minden esetben feltételezettséget fejez ki és vi­ szonylatot tételez fel, mégpedig - grammatikai hasonlattal élve - birtok egy olyan viszonyban, amelyben a birtokos valamilyen élő, aktív szervezet”. Az értelmezésből adódóan egy környezet (lakó-, munkahelyi környezet, ill. társadalom földrajzi kör­ nyezete - „szocioökológia”) mindig az élő szervezet által meghatározott és szabályo­ zott konkrét környezet. így a legáltalánosabban értelmezett (földrajzi) környezet konkrét környezetek rendszere. Egy ilyen tágan értelmezett környezeten belül a különböző bonyolultsági szintű konkrét környezetek térkategóriaként kapcsolódnak egymáshoz, keresztezik, átszö­ vik egymást. (A konkrét környezetek száma megegyezik az élő szervezetek számával.) A konkrét környezetekben levő kölcsönhatások társadalmi-gazdasági, ill. biológiai

402. ábra: A táj és környezet topológiai alapegységei és kapcsolataik. (Marosi S. [1981] szerint) Rövidítések: M - montanotóp, I - indusztrotóp, H - hidrotechnotóp, T - transzportotóp. A agrotóp, SZ - szilvanotóp, R - rekreaciótóp, U - urbanotóp, D - demotóp 814

meghatározottságúak. Mint láttuk ezzel szemben a táj főként természeti tényezők által meghatározott, nem viszonylat, nem „birtoka egy élő szervezetnek”. A konkrét környezetek határai a tájak viszonylag stabil határaival szemben gyor­ sabban változnak, követik az élő szervezetek mozgásait. Ezzel kapcsolatos a konkrét környezetek azon sajátossága, hogy nem mindegyikük regionális földrajzi egység (amíg pl. a település jól definiált regionális egység, úgy ez nem mondható el a kereskedelmi vagy a pénzügyi környezetről). A környezet mikroszintű (topikus) dimenziójában nemcsak természeti helyek (geotópok: pl. morfotóp, klimatóp) vannak, hanem a társadalmi-gazdasági-kulturális tényezők is, amelyekkel a geotópokat átformálja, környezetének helyévé teszi (ökotópok). A 402. ábra Marosi S. (1981) szerint szemlélteti a topológiai alapegységeket és kapcsolataikat: miként teszi a biotóphoz kapcsolódó biocönózis a geotópot ökotóppá, a környezet építőkövévé.

6. Tér, területiség és a földrajzi környezet A Humboldt utáni földrajztudományban Dokucsájev és Berg tudományos mun­ kássága nyomán megalkotott természeti zónákat, körzeteket, ill. később a természeti tájakat és a társadalmi-gazdasági zónákat, körzeteket (lásd Thünen, Cristaller, Lösch) sokáig önállóan, nagyon eltérő módon értelmezték, köztük gyakorlatilag kevés kapcsolatot találtak. Nagy problémát jelentett (és jelent) a fenti kategóriák különböző tér- és időmértéke. A földrajzi környezet tágabb értelmű, rendszerszemlé­ letű koncepciója, mely mint láttuk, tartalmánál fogva magába foglalja a természeti tájat, a mesterséges tájat („kultúrtájat”), a gazdasági-termelési körzetet, továbbá az állam- és közigazgatási rendszer fogalmi körét, bizonyos kapcsolódási pontokon feloldani látszik ezt a nehézséget. Ez nem jelenti azt, hogy a földrajzi környezet rendszerkoncepciója az integrált (egységes) földrajz javára eldöntené a kérdést. Ezt már csak azért sem teheti, mert helytálló az egységes földrajz gondolatát elvetők azon észrevétele, hogy a földrajzi környezetben különféle anyagfajtákhoz kapcsolódó minőségileg egymástól elkülönülő - konkrét térfajták vannak. Ennek a problémának az áthidalására - és nem megoldására - egyre többen javasolják a földrajzi tér fogalmának bevezetését. A földrajzi környezet hierarchikusan felépülő konkrét terekből áll. Marosi S. (1981) a konkrét környezeteket - mint tereket - ökochoráknák javasolja elnevezni. Noha az ökochorák hierarchikus kategóriáinak megalkotása még várat magára, ehhez fontos támpontot nyújthatnak a természeti környezeti tényezők topológiájával behatóan foglalkozó német iskola eredményei. Természetesen a vizsgálódásnak a természeti környezetről az ember földrajzi környezetére történő kiterjesztése nem pusztán menynyiségi lépések sorozata. A kisebb-nagyobb téregységek elhatárolását lehetővé tevő térszemléletű ágazati kutatásokkal szemben gyakran felmerülő probléma a tér és a terület fogalmának 815

viszonya. A két fogalom között határozott különbség van, és ezért semmi sem indokolja szinonim értelmű használatukat. A földrajzi környezet tere csak az egymás­ sal kölcsönhatásban álló konkrét környezeti tényezők által alkothat egységet, a terület viszont a rajta elhelyezkedő objektumok egységének egyik feltétele. A földrajzi környezetben egymástól eltérő típusokat lehet értelmezni. Az ember földrajzi környezetének vizsgálatánál egy környezettípusba tartozónak tekintjük a társadalmi-gazdasági tényezők és folyamatok minősége által meghatározott olyan hasonló funkciójú - téregységeket, ahol a környezeti tényezők, azok egymásrahatásai és e hatások eredményei közel azonosak (pl. települések, bányavidékek, kultúrmezőségek). Ezek a kategóriák még nem kiforrottak, és ma még a környezettípusként használt kategóriák inkább az értékelés tárgyát és szempontjait illetően homogén egységek, mintsem a teljes földrajzi környezet komplex típusai.

7. A környezet adottságai, erőforrásai, potenciáljai A természeti környezet meghatározott adottságokkal és, erőforrásokkal rendelkezik (pl. domborzati, éghajlati adottságok, ill. ásványi, talajerőforrás), melyek lehetőséget nyújtanak a társadalom valamilyen termelési, fogyasztási igényének kielégítésére. Ebben a tekintetben a természeti környezet bizonyos teljesítőképességgel rendelkezik, melyet természeti környezetpotenciálnak neveznek. A természeti adottságok egy része olyan latens tulajdonságokkal rendelkezik, amelyek a társadalom meghatározott műszaki, technikai színvonalán gazdaságilag hasznosíthatóvá, azaz erőforrásokká válhatnak. (Egyesek a természeti, ill. környezeti adottságokat szekunder erőforrások­ nak tekinti és nem különítik el a történetileg szétváló erőforrásokat és adottságokat.) A természeti adottságok közé tartoznak azok a hátrányos környezeti elemek és jelenségek is (pl. leromlott, rossz minőségű talaj, árvíz-, belvízveszély), amelyek épp a természet nem kívánt válaszreakciói a társadalmi igénybevételre. Látható, hogy a természeti erőforrások köre történelmileg - a technika fejlődésével - szélesedik, ugyanakkor egyes primer erőforrások (ásványi nyersanyagok és energiahordozók) végesnek tekinthetők. A természeti erőforrások körébe a fentieken túl bele tartoznak a talaj, az erdők, a vizek, ill. a légkör felhasználható adottságai. Egy 1983-as becslés szerint természeti erőforrásaink nemzeti vagyonúnknak mintegy 40-45%-át alkották, ezen belül a talaj, az ásványvagyon és az erdők 100:50:5 arány­ ban szerepeltek, A földrajzi környezetnek nemcsak természeti, hanem társadalmi. gazdasági erőforrásai is értelmezhetők, és ami ezzel együtt jár, értékelhetők. A természeti erőforrásoknak másfajta osztályozásai is ismertek, pl. megújuló (szél, víz, talaj stb.) és nem megújuló (pl. energiahordozók, ásványi nyersanyagok, melyek csak geológiai értelemben pótlódnak), a már előbb is említett primer és szekunder erőfar816

rások. A természeti erőforrásokhoz gyakran párosulnak természeti és környezetvédelmi értékek is. A természeti adottságok a természeti környezet egyes elemeinek jellemzői, pl. az ásványi nyersanyagok koncentráltsága, a rétegvizek minősége, hőenergiája, gyógyhatása; a termőhelyek domborzatának tagoltsága, vagy épp a kedvező földrajzi fekvés­ ből származó - régi szóhasználattal élve - „helyi és helyzeti energiák”. A természeti erőforrások mindegyike sajátos térbeli megjelenésű (pl. pontszerű, vonalas), vizsgálatukban épp ezért a területiség igen fontos. A földrajzi környezet potenciálja (magyarosabban talán a teljesítőképessége) sokré­ tűbb és tágabb kategória, mint az előzőekben értelmezett természeti (táj) potenciál. A földrajzi környezet potenciáljában ugyanis a természeti ökológiai potenciálon túl a mesterséges környezet adottságai és erőforrásai (pl. mesterséges domborzat, víztáro­ lók erőforrásai), a társadalmi-gazdasági környezet adottságai és erőforrásai (pl. népesség, települések típusai, állaga) és a politikai-kulturális környezet adottságai és erőforrásai (pl. kulturális színvonal, közigazgatási adottságok) integrálódnak. A kör­ nyezeti potenciálokat többen szűkebb értelemben használják, s a nyersanyagokkal, energiahordozókkal, ill. a „meg nem újuló” erőforrásokkal azonosítják. A potenciá­ lok fogalma a következő példán érzékeltethető. A naturálgazdálkodás feltételei között a földművelés termelési eredményeinek alakulásában főként a természeti tényezők játszottak szerepet. Ezen belül a talaj ökológiai potenciálja (természetes termőképessége) volt a termés mennyiségét megha­ tározó legfontosabb tényező, mégis az alacsony technológiai, technikai színvonal ellenére az elért termelési eredmények már bizonyos - a termelés „gondos” elvégzésé­ ből, a hagyományokból eredő - technológiai potenciált is tükröznek. Ez növelheti a közel természetes körülmények közti földek (pl. rétek) természetes termőképességét (és a rétek, valamint megművelt területek termésátlagainak különbségeivel jellemez­ hető is). A mai, ehhez képest többszörös terméseredményeket a gazdasági és kulturális szférában végbement változások tették lehetővé. Az ugrásszerűen megnőtt technikai, technológiai potenciál, ill. a termesztett növények genetikai potenciálja (fajtapotenci­ ál). Ez persze nem azt jelenti, hogy az agrártermelésben a természeti tényezőkkel ne kellene számolnunk. A fentiek értelmében a mezőgazdaságban az agroökológiai potenciál tehát magába foglalja a természeti (pl. éghajlati, domborzati, talaj-, víz- és növénygenetikai potenci­ ált - ez a szükebb értelemben vett ökológiai potenciál), a gazdasági (pl. ipari, tőkepo­ tenciál) és a műszaki-szellemi tényezők nyújtotta lehetőségek (pl. szakképzett munka­ erő, az agrotechnika színvonala) mint részpotenciálok összességét. A környezetpotenciálok nem statikus kategóriák, hanem a gazdaság anyagi, techni­ kai és „szellemi” fejlettségének, ill. a környezet „hasznosítottsági” mértékének megfe­ lelően időről időre átértékelődnek. Ezért a földrajzi környezet erőforrásait és adottsá­ gait nem lehet egyszer és mindenkorra kedvező vagy kedvezőtlen tulajdonságúnak tartani. A környezeti potenciálok csak az ember társadalmi-gazdasági közegében értelmezhetők, válnak értékké, azaz nem létezik a földrajzi környezetnek valamiféle, a vizsgálódás szempontjától eltekintő, általános értékelése. 817

8. Tájak és környezetek minősítésének lehetőségei, módszerei A regionális környezetgazdálkodási, a település- és területfejlesztési döntéseket megelőzően szükséges a környezeti potenciálok lehetőleg egzakt módon történő számbavétele. Az optimális területhasznosítás kialakítása, amely a gazdaságok egyik legjobb tartaléka, a környezeti monitoringok, környezeti hatásértékelések ugyancsak feltételezik az erőforrások és adottságok naprakész ismeretét, ill. változásának prog­ nózisát. A táj- és környezetkutatás szerteágazó fejlődését egyrészt a kitűzött célok, másrészt az alkalmazott metodikák változása fémjelzi. Az 1960-as évek derekáig a tájat főként ökológiai, genetikai szempontból kutatták. Ekkor jelent meg új, alkalmazott diszcip­ línaként a tájértékelés, amely túllépve az enciklopédikus feldolgozásokon a tájat abból a nézőpontból elemezte, hogy az egyes gazdasági ágazatok számára milyen előnyöket (és hátrányokat) nyújt - ökopottyp = ökológiai potenciál típus (Marosi S.-Szilárd J. 1963). Ez az irányzat még jórészt a hagyományos geomorfológiai, kartográfiai eszköztárat használta. A hetvenes években a környezeti problémák és a „környezet” fogalom előtérbe kerülésével a táj, ill. környezet ökonómiai értékelése is kialakul. Ez részint abszolút értékekkel (a közös vonatkoztatási alap a pénzbeli érték, s erre van átszámolva minden erőforrás és adottság) inkább már a 80-as évekre jellemző, részben relatív értékkel fejezi ki a potenciálok területi különbségeit. Ez a kissé „szervilis” irányzat már matematikai, statisztikai, szerényebb számítástechnikai eljárásokat, modelleket stb. használ. A 80-as évekre igazából a környezetvédelem által generált, megújult tájkutatási és az integráció irányába továbbfejlődő környezetkuta­ tási irányzat a jellemző, amely ökológiai és ökonómiai szempontokat is figyelembe vesz. Ez az irányzat integrált táj-, környezettipológiai és területhasznosítási egysége­ ket használ, módszereit pedig többek közt a számítástechnika és a rendszerkutatás területéről kölcsönzi. így összességében azt mondhatjuk, hogy a környezet, ill. a környezetpotenciálok ökológiai, ökonómiai (gazdasági) és környezetvédelmi szempontból értékelhetők, és a földrajzi vizsgálatoknál ezen aspektusokat együttesen célszerű alkalmazni. A környezet-, ill. a tájkutatás három integrációs szinten történhet. Az első szinten az adott térség részerőforrásainak és részadottságainak, azaz az ún. parciális környezetpotenciál-értékeknek meghatározása a cél, amely nemcsak a természeti, hanem a társadalmi-gazdasági tényezők egyenkénti minősítésére is kiterjed. A parciális értéke­ lés elvégzését egyrészt az indokolja, hogy eredményei az egyes gazdasági ágazatok számára rendelkezésre álljanak, másrészt viszont az integrált értékelés kiindulási alapját képezhetik, gyakran a komplex értékeléshez felhasznált paraméterek számá­ nak csökkentését is lehetővé teszik. A parciális (természeti) környezetkutatás legin­ kább kifejlődött ágazatai a sok szempontú domborzatminősítés és a mezőgazdasági szempontú talajértékelés. A sok eljárás közül pl. a relatív értékekkel (értékrendekkel) 818

403. ábra: Tájértékelés szubtrópusi minta területen. (Young, A. [1975] szerint) 1 : 1 . nagyon meredek lejtés, 2. meredek lejtő, 3. közepes lejtés, 4. enyhe lejtés, 5. ártér; 2 : 1 . köves-sziklás talaj, 2. agyagos-sziklás talaj, 3. sekély rétegű talaj, 4. homokos talaj, 5. alluvium, 6. agyagos­ homokos talaj; 3: 1...6 - II. ... VII. sz. talajosztály (amerikai rendszer, rendre gyengébb minőséget jelez); 4: termesztett fák (ültetvény), haszonnád, természetes erdő sorrendben M magas, K - közepes, A - alacsony; 5: olajpálma, kaucsukfa sorrendben M - magas, K közepes, A - alacsony; 6: 1. erdő, 2. olajpálma, 3. kaucsukfa, 4. haszonnád

operáló, mezőgazdasági célú domborzatminősítés (Góczán L. 1979, Mezősi G. 1982, 1985 stb.) elvi menete a következő: A domborzati adottságok minősítéséhez először felmérjük a terület különböző domborzati (orográfiai) formáit, majd ezeket a hasznosíthatóság szempontjainak megfelelően értékeljük, minőségi osztályokba soroljuk. Ezeket az „értékeket” (kódo­ kat) további korrekciós paraméterek segítségével módosítjuk. A végső kódértékek relatíve jelzik a jobb vagy rosszabb minőségű területegységeket. 819

A körnvezetértékelés második integrációi szintjén a minősítés különböző természe­ ti és gazdasági részfaktorok sajátos komponensegyüttesei alapján történik, ezeket részcsoportos környezetpotenciál-értékeknek nevezzük (ilyen pl. a mezőgazdaság szá­ mára a talaj ökológiai, agrotechnikai potenciálja, a gazdasági-szervezeti potenciál, ill. az agroÖkőTÓgiál potenciál, mely maga is alrendszer szintű). A részcsoportos környe­ zetpotenciálok meghatározásának kardinális kérdése, hogy az értékeléshez mely rész­ potenciálokat (tényezőket) milyen súlyértékkel veszünk figyelembe. A tényezők (kö­ zös vonatkoztatási alapon történő) összemérhetőségének és súlyozásának kérdése pl. matematikai-statisztikai módszerekkel oldható meg. Példaként, a különböző termőhely- és földértékeléseket (Nagy L. 1977, 1978; Góczán L. 1979; Szász G. 1980 stb.), a talaj, éghajlati és domborzati tényezőket ötvöző erdőgazdasági potenciálértékelést (pl. Sporbeck, O. 1979) vagy az utóbbi évtizedben reflektorfénybe került környezeti hatásértékelést (Mezősi G. 1987) említ­ hetjük. A 403. ábra egy egyszerű, súlyozás nélküli, az optimális tájhasznosítás szem­ pontjából készült tájértékelést mutat Young, A. (1976) alapján egy szubtrópusi mintaterületen. A területi tervezés, a környezethasznosítás leginkább a teljes földrajzi környezetpotenciál-értékek régiónkénti meghatározását igényli. Ezek, többnyire a kísérletezés fázisában levő eljárások az integrációt integrált alapegységek felvételével kísérlik meg biztosítani (pl. tájtipológiai egységek, elemi ökoszisztémák, ökotópok, „komplex természeti területhasznosítási egységek”).

Irodalom Csorba P.: A tájökológia időszerű kérdései az angol nyelvű szakirodalom alapján. Földr. Közi, 35. 1987. 74-80. Finke, L.: Landschaftsökologie. (Das geographische Seminar) Höller und Zwick, Westermann. 1986. p. 206. Humboldt, A.: Kritische Untersuchungen über die historische Entwicklung der geographischen Kenntnisse von der neuen Welt. 1836. Leser, H.: Landschaftsökologie. UTB 521 Stuttgart, 3. 1990. p. 460. Marosi S.: Táj és környezet. Földr. Ért. 1981. 1. 59-72.

820

Marosi S.-Szilárd J.: A természeti földrajzi tájértékelés elvi-módszertani kérdéseiről. Földr. Ért. 1963. 4. 393-417. Mezősi G.: Környezetértékelés - a domborzat minősítése. Földr. Értesítő 31. 1982. 177-190. Mezősi G.: A természeti környezet potenciáljainak a felmérése a Sajó-Bódva köze példáján. MTA FKI, Budapest, Elmélet-Módszer-Gyakorlat, 37. 1985. p. 216 Naveh, Z.-Liebermann, A. S.: Landscape ecology. Springer Verlag, New York-Berlin, 1984. p. 437. Pécsi M.: Természetföldrajzi tájak, tájtípusok, agroökológiai körzetek és a talaj kapcsolata. Agrártud. Közlemények 41. 2. 1982. 393-404. Vidal de la Blache: Des caracteres destinctifs de la geographie. Annales de Geogr. 1913. p. 289 Vink, A. P. A.: Landscape ecology and landuse. Longman, London, 1983. p. 326.

821

TARTALOM

ELŐSZÓ ............................................................................................................................................ 5 1. A TERMÉSZETFÖLDRAJZ TÁRGYA, CÉLJAI, TAGOLÓDÁSA, TUDOMÁNY-RENDSZERTANI HELYE (Szabó József).......................................................... 7 A természetföldrajz fejlődése.............................................................................................................. 9 A környezetismerettől a tudományig............................................................................................. 9 Az antik világ természetföldrajzi képe..........................................................................................10 Gazdasági-társadalmi visszaesés - tudományos hanyatlás........................................................... 13 Geográfia és természet a virágzó középkorban.............................................................................13 A természetföldrajzi ismeretek színvonala a nagy földrajzi felfedezések korá­ ban .................................................................................................................................................14 A természetföldrajzi gondolkodás az újkor első századaiban.......................................................16 A természetanalízis és -szintézis egysége - a humboldti gondolat............................................... 17 A földtudományok differenciálódása és az új természetföldrajz..................................................18 A geomorfológia fejlődése............................................................................................................ 19 Egyéb természetföldrajzi ágak fejlődése.......................................................................................20 Természetföldrajz és tájkutatás..................................................................................................... 20 A természetföldrajz a magyar geográfiában................................................................................. 21 Irodalom............................................................................................................................................. 23 2. A FÖLD FEJLŐDÉSE ÉS SZERKEZETE (Borsy Zoltán)..........................................................28 A földfelszín vízszintes és függőleges tagozódása............................................................................. 29 A szilárd kéreg....................................................................................................................................33 A Föld belső szerkezete ..................................................................................................................... 35 Földmodellek................................................................................................................................. 39 A Föld belsejének hőmérséklete................................................................................................... 41 A f öldmágnesség................................................................................................................................42 A kontinensek és az óceánok keletkezése........................................................................................... 46 A kontinensvándorlás elmélete..................................................................................................... 48 A lemeztektonika...........................................................................................................................51 A kontinensek vándorlása............................................................................................................. 61 A Pangea (és a Gondwana) egykori meglétének bizonyítékai................................................. 65 822

A földkéreg szerkezetét kialakító folyamatok ....................................................................................67 Törések, vetődések........................................................................................................................ 67 Gyűrődések....................................................................................................................................71 Epirogenezis.................................................................................................................................. 74 A hegységképződés....................................................................................................................... 75 A hegységképződés elméletei................................................................................................... 75 Hegységképződések a proterozóikumban................................................................................ 81 Az óidő hegységképződései...................................................................................................... 82 A másodidő- és a harmadidőszak hegységképződései............................................................. 82 A magmatizmus és vulkanizmus földrajzi jelenségei (Jakucs László)...............................................85 A plutonizmus folyamata és a plutonok főbb formatípusai..........................................................88 A szubvulkanikus formák......................................................................................................... 89 A vulkanizmus felszíni jelenségeinek morfogenetikus csoportjai................................................92 A felszíni vulkánosság anyagprodukciója................................................................................ 94 Funkcionális és morfológiai vulkántípusok..............................................................................97 A) Robbanásos (explóziós) vulkántípusok ......................................................................... 98 B) Kiömlési (effúziós) vulkántípusok............................................................................... 101 C) Vegyes típusok.............................................................................................................. 101 D) Monogenetikus és poligenetikus vulkánok...................................................................104 E) Iszapvulkánosság és a vulkáni utóműködés típusai...................................................... 106 F) Tenger alatti vulkánosság.............................................................................................. 109 A vulkánosság földrajzi területi rendje és kapcsolata a lemezszegélyekkel 110 A földrengések (Borsy Zoltán)......................................................................................................... 115 A földrengések erősségének fokozatai........................................................................................116 A földrengések formaképző hatása ............................................................................................ 119 Irodalom...........................................................................................................................................121 3.

A VÍZ FÖLDRAJZA (Szabó József)........................................................................................124

A földi vízről általában.................................................................................................................... 125 A víz fizikai tulajdonságai.......................................................................................................... 125 Kémiai tulajdonságok................................................................................................................. 128 A Föld vízkészlete és a vízkészlet származása........................................................................... 129 Vízkörforgás, vízháztartás...........................................................................................................130 A világtenger....................................................................................................................................132 A tengerkutatás fejlődése............................................................................................................ 132 A világtenger horizontális és vertikális tagozódása....................................................................133 Vízszintes tagozódás.......................................................................................................... 133 Függőleges tagoltság .........................................................................................................136 A tenger vize................................................................................................................................137 A tengervíz anyagforgalma.................................................................................................... 137 A sótartalom eloszlása............................................................................................................ 139 823

A tengervíz hőháztartása........................................................................................................ 141 A hőmérséklet regionális változásai.......................................................................................143 A tenger jege...........................................................................................................................145 A tengervíz mozgásai.................................................................................................................. 146 A hullámzás.............................................................................................................................146 Különleges hullámjelenségek............................................................................................ 148 Tengeráramlások.................................................................................................................... 151 A tengerjárás (árapály) ...........................................................................................................154 A vízfolyások földrajza (potamológia).............................................................................................160 Alapfogalmak.............................................................................................................................. 160 A vízfolyás fogalma................................................................................................................160 Vízfolyástípusok.....................................................................................................................161 Források és torkolatok............................................................................................................161 Vízgyűjtők és vízválasztók.....................................................................................................162 A vízfolyások nagysága.......................................................................................................... 164 A vízhálózat alakrajzi jellemzői..................................................................................................167 A vízgyűjtő területek morfometriai jellemzői ....................................................................... 168 Rendűség............................................................................................................. ...............168 A vízfolyások sűrűsége...................................................................................................... 169 Folyó- és völgyszakaszok morfometriai paraméterei ......................................................... 172 A vízhálózat rajzolata............................................................................................................. 175 A vízfolyások vízszállítása..........................................................................................................179 Felszíni lefolyás...................................................................................................................... 180 Felszín alatti lefolyás.............................................................................................................. 184 Vízjárás és vízjárási rendszerek..............................................................................................185 A vízfolyások fizikája................................................................................................................. 189 A vízfolyás természete............................................................................................................189 A folyó esése...........................................................................................................................192 A mederformálás mechanizmusa .......................................................................................... 193 A vízfolyások hordalékszállítása............................................................................................196 A folyóvizek hőháztartása...................................................................................................... 200 Jég a folyókon......................................................................................................................... 200 A tavak............................................................................................................................................. 201 A tómedencék genetikus típusai..................................................................................................202 I. Endogén eredetű tómedencék..............................................................................................204 II. Exogén eredetű tómedencék.............................................................................................. 208 III. Kozmikus hatásra kialakult tómedencék .........................................................................214 IV. Antropogén eredetű tómedencék......................................................................................214 A tavak földrajzi elterjedése........................................................................................................215 A tavak vize................................................................................................................................. 216 Vízháztartás.............................................................................................................................216 Hőháztartás............................................................................................................................. 217 824

Termikus tótípusok................................................................................................................. 219 Biológiai tótípusok..................................................................................................................222 A tavak fejlődése (pusztulása).....................................................................................................223 Felszín alatti vizek ...........................................................................................................................227 A felszín alatti víz elhelyezkedése.............................................................................................. 228 A talajnedvesség......................................................................................................................228 A talajvíz................................................................................................................................. 230 Talajvíztípusok....................................................................................................................232 Talajvízháztartás.................................................................................................................233 Rétegvíz.................................................................................................................................. 235 Résvíz ..................................................................................................................................... 239 A karsztvíz helyzete és típusai........................................................................................... 240 A felszín alatti vizek hőmérséklete.......................................................................................242 A felszín alatti vizek minősége............................................................................................. 244 A felszín alatti vizek felszínre lépése................................................................................... 246 Források...................................................................................................................................246 Irodalom........................................................................................................................................... 249 4.

FEJEZETEK A KÜLSŐ ERŐK TERMÉSZETFÖLDRAJZÁBÓL

251

Az aprózódás és a mállás (Kerényi Attila)...................................................................................... 251 Az aprózódás és mállás fogalma, természetföldrajzi jelentősége.............................................. 251 Az aprózódás típusai....................................................................................................................252 A hőingadozás okozta aprózódás............................................................................................252 A fagy okozta aprózódás.........................................................................................................254 Sókristály-növekedéses aprózódás......................................................................................... 255 Nyomáscsökkenés okozta aprózódás......................................................................................255 Mozgó közegek kőzetaprózó hatása....................................................................................... 256 Az élővilág kőzetaprózó szerepe............................................................................................ 256 A hidratáció okozta aprózódás................................................................................................257 Emberi tevékenység hatására lejátszódó aprózódás............................................................... 257 A mállás típusai........................................................................................................................... 257 Oldásos mállás........................................................................................................................ 258 Szilikátok mállása................................................................................................................... 260 Oxidációs mállás..................................................................................................................... 262 Biológiai mállás ..................................................................................................................... 263 Az aprózódás és a mállás intenzitása a Földön...........................................................................263 Irodalom........................................................................................................................................... 268 Tömegmozgások (Szabó József)...................................................................................................... 269 A tömegmozgás fogalma.............................................................................................................269 Tömegmozgások a lejtőn.............................................................................................................269 A tömegmozgások általános feltételei.................................................................................... 269 825

Omlások ................................................................................................................................. 273 Szabálytalan periódusú omlások........................................................................................ 274 Szabályos periódusú omlások............................................................................................ 276 Epizodikus omlások............................................................................................................276 Csuszamlások........................................................................................................................ 277 A csuszamlások tipizálása.................................................................................................. 278 A csuszamlások formai elemzése ..................................................................................... 283 Kúszások................................................................................................................................. 284 Kúszástípusok.....................................................................................................................286 Folyások.................................................................................................................................. 287 Szoliflukciós folyamatok....................................................................................................287 Geliszoliflukció (geliflukció) ............................................................................................ 290 Tömegmozgások talajsüllyedéssel........................................................................................... 291 Irodalom........................................................................................................................................ 292 A szárazföldi jég (Borsy Zoltán) ..................................................................................................... 293 A gleccserek és jégtakarók földrajzi elterjedése......................................................................... 295 A negyedidőszaki eljegesedés és az eljegesedések története......................................................296 A jégkorszakok kialakulásának okai........................................................................................... 304 A gleccser képződése...................................................................................................................306 A hóhatár................................................................................................................................. 306 Hó, firn, jég............................................................................................................................. 310 A gleccserjég szerkezete......................................................................................................... 312 A gleccser mozgása.................................................................................................................312 Gleccserrepedések...................................................................................................................315 A gleccserjég olvadása............................................................................................................317 A gleccserjég felszíne............................................................................................................. 318 Morénák.................................................................................................................................. 320 Gleccseringadozások ..............................................................................................................322 Gleccsertípusok.......................................................................................................................323 Jégsapkák, jégtakarók............................................................................................................. 325 A mozgó jég felszínalakító munkája a hegységekben................................................................ 326 A magashegységek jég által kialakított formái........................................................................... 328 A cirkuszvölgyek.................................................................................................................... 328 A teknővölgy...........................................................................................................................331 A jégtakarók felszínalakító munkája.......................................................................................... 337 A lepusztulás formái .............................................................................................................. 337 Felhalmozódási formák és képződmények ........................................................................... 339 A jégtakarók olvadékvizeinek lepusztulás-és felhalmozódásformái ....................................347 A glaciális sorozat ..................................................................................................................353 Irodalom........................................................................................................................................354 A periglaciális felszínformálás (Székely András)...........................................................................356 Az örökfagy kialakulása és hatása........................................................................................... 360 826

Az örökfagy kiterjedése.............................................................................................................. 361 A felszínalatti vizek típusai az örökfagy területén...........................................................369 Az örökfagy rétegződése.............................................................................................................370 A krioturbáció......................................................................................................................... 373 A felszínalatti jég.................................................................................................................... 374 Szerkezeti talajok........................................................................................................................ 379 *A fagyhalmok és a jégdombok....................................................................................................384 Az örökfagy olvadásformái.........................................................................................................389 Az állandófagy visszahúzódása...................................................................................................393 A felszín közeli periglaciális folyamatok....................................................................................397 A fagy okozta aprózódás ............................................................................................................ 402 A niváció és a kiroplanáció......................................................................................................... 405 A periglacális völgy- és lejtőformálás........................................................................................ 408 Gyakorlati, gazdasági problémák az örökfagy területén........................................................410 A magashegységi peri glaciális jelenségek................................................................................. 412 A szubperiglaciális jelenségek.................................................................................................... 414 Irodalom...........................................................................................................................................418 A tengervíz felszínalakító munkája, atengerpartok formái (Borsy Zoltán) . . . 4 2 1 A hullámverés felszínformáló munkája...................................................................................... 422 A mély vizű partok felszínalakító folyamatai és formái.............................................................423 Mély vizű, magas partok........................................................................................................ 423 A mély vizű, alacsony partok formálódása............................................................................ 427 Anyagmozgás az abráziós teraszon ...................................................................................... 428 Gyengén fejlett mély vizű partok........................................................................................... 434 A sekély vizű partok felszínalakító folyamatai és formái ..........................................................434 A parti áramlások jelentősége.................................................................................................436 Folyótorkolatok........................................................................................................................... 436 Az abráziós felszínek kiterjedése............................................................................................439 A tengerszint tartós változásai és ezek hatása a partokra........................................................... 440 A tengerpartok típusai................................................................................................................. 444 Partformálódás a főbb éghajlati övezetekben............................................................................. 446 Poláris parti övezet..................................................................................................................446 Szubpoláris parti övezet..........................................................................................................446 Hűvös mérsékelt parti övezet................................................................................................. 447 Mérsékelten meleg parti övezet..............................................................................................447 Szubtrópusi parti övezet......................................................................................................... 447 Trópusi parti övezet................................................................................................................ 447 Irodalom...........................................................................................................................................448 A tengerfenék domborzata.......................................................................................................... 448 A szárazföldek peremterületei................................................................................................ 449 A mélytengerek domborzata...................................................................................................452 Irodalom...........................................................................................................................................458 827

A szél felszínalakító munkája (Borsy Zoltán).................................................................................. 459 A szél hordalékszállítása............................................................................................................. 460 A homokmozgás megindulásához szükséges kritikus nyírási sebesség ....................................461 A szélfújta hordalék mozgása..................................................................................................... 463 A szél által szállított homokmennyiség meghatározása............................................................. 465 A kifúvás és a szélmarás folyamata, formái............................................................................... 467 A kavicssivatagok...................................................................................................................471 Agyag- és sósagyag-sivatagok............................................................................................... 471 A hamada................................................................................................................................ 472 Szélfújta mélyedések.............................................................................................................. 473 A szél felhalmozó munkája......................................................................................................... 474 A homokfodrok kialakulása....................................................................................................475 A futóhomokformák kialakulását befolyásoló tényezők........................................................476 A szabadon mozgó futóhomok formái....................................................................................477 A részben kötött futóhomok-területek formái........................................................................ 487 A szél káros hatásai..................................................................................................................... 497 Irodalom........................................................................................................................................... 499 A társadalom hatása a földfelszínre (antropogén geomorfológia) (Szabó József) ........................500 Az antropogén geomorfológia rendszere.................................................................................... 503 A bányászat felszínformáló hatása..........................................................................................504 Az ipar hatása a felszínre ....................................................................................................... 506 A települések hatásai...............................................................................................................506 A közlekedés geomorfológiai hatásai.....................................................................................508 A vízrendezés és a vízszabályozás hatásai............................................................................. 509 A mező- és erdőgazdálkodás hatásai......................................................................................511 Irodalom........................................................................................................................................... 518 Sajátos felszínformáló folyamatok és formák................................................................................. 518 Vulkánmorfológia (Székely András)................................................................................................518 A különböző magmatartományok és vulkáni övék hatása a formákra ......................................519 Az elsődleges tűzhányóformák morfológiai típusai................................................................... 521 Vulkáni rekonstrukció................................................................................................................. 528 Vulkánmorfológiai módszerek ...................................................................................................531 Vulkánmorfológiai típusok..........................................................................................................536 A külső erők átformáló tevékenysége ........................................................................................ 538 A vulkáni kőzetek morfológiája..................................................................................................541 Irodalom........................................................................................................................................... 543 A karsztosodé közetek alaktana (karsztgeomorfológia) (Zámbó László) ......................................544 A mészkőkarsztok formálódása...................................................................................................550 Karsztos felszínformák ......................................................................................................... 561 Oldásos domborzati kisformák - karrok............................................................................ 561 A karsztos vízelvezetés domborzati formái....................................................................... 570 Dolina ............................................................................................................................570 828

Vízelvezető karsztos formák társulásai......................................................................... 574 Karsztvölgyek................................................................................................................ 574 Poljék..............................................................................................................................575 Karsztos síkságok, korróziós síkságok...............................................................................578 Karsztos maradványformák ...............................................................................................579 Kúp- és toronykarsztok.................................................................................................. 579 Karsztos sziklakibukkanások, rétegfejek, réteglépcsők maradványfor­ mái .................................................................................................................................581 Felhalmozódásos és épülő karsztformák........................................................................... 581 Kalkretek........................................................................................................................581 Forrásmészkő-felhalmozódások....................................................................................581 Felszín alatti karsztformák - barlangok ................................................................................. 582 A barlangok belső eróziós formái..................................................................................583 Barlangi felhalmozódások............................................................................................. 584 A dolomitkarsztok sajátosságai................................................................................................... 585 Evaporit kőzetek (gipsz- és sókarsztok)......................................................................................587 Gipszkarsztok formakincse.....................................................................................................587 A sókarsztok............................................................................................................................588 A karsztosodás dinamikája, a karsztos lepusztulás vizsgálata ...................................................589 Irodalom........................................................................................................................................... 592 A lösz- és a löszterületek formakincse (Borsy Zoltán) .............................................................. 594 A típusos lösz általános jellemzése.........................................................................................594 A lösz képződése, elterjedése, típusai.....................................................................................596 A lösz lepusztulásformái.........................................................................................................607 Irodalom........................................................................................................................................... 615 Geomorfológiai szintézis (Székely András) .................................................................................... 616 Az elegyengetett felszínek kialakulását magyarázó elméletek...................................................617 A klasszikus felszínfejlődési elméletek.................................................................................. 619 Klimatikus felszínfejlődési elméletek.....................................................................................626 Poligenetikus komplex felszínfejlődési elméletek................................................................. 634 Irodalom......................................................................................................................................... 640 Az éghajlat hatása a felszín formáinak alakulására (Éghajlati morfológiai régiók) (Borsy Zoltán).................................................................................................................................. 642 Az éghajlati felszínalaktan kialakulása és fejlődése................................................................... 642 1. A poláris és szubpoláris területek formacsoportjai......................................................... 645 A jégtakaróval fedett területek formái............................................................................... 645 A jégmentes területek formái............................................................................................. 645 A fagy okozta aprózódás és lejtőletarolás sajátosságai .....................................................645 A túlnyomóan glaciális lepusztulással jellemzett területek formái.................................645 A túlnyomóan periglaciális és fluviális lepusztulással jellemzett, gyengén tagolt síksági jellegű területek............................................................................................646 A poláris és szubpoláris tartomány hegységeinek domborzata.........................................647 829

A laza üledékekből felépült poláris és szubpoláris területek akkumulációs és denudációs formái.......................................................................................................... 648 2. A nedves közepes földrajzi szélességű területek formacsoportjai ....................................648 A hegységi domborzat különleges vonásai ....................................................................... 650 Feldarabolt, tönkösödött gyűrthegységek.......................................................................... 651 Táblás vidékek.................................................................................................................... 652 Harmadidőszaki dombvidékek...........................................................................................652 Laza üledékekből felépült akkumulációs felszínek........................................................... 653 3. A nedves és félig nedves szubtrópusok formaegyüttesei...................................................653 Az aprózódás és mállás sajátosságai, lejtőlepusztulás és völgyképződés 653 A hegységi domborzat sajátos vonásai...............................................................................654 Laza üledékekből felépült akkumulációs felszínek........................................................... 655 4. A váltakozóan nedves-száraz éghajlatú trópusok formái .................................................. 655 A mállás sajátosságai, lejtőletarolás és völgyképződés..................................................... 655 A tönkfelületek kora, maradványformák........................................................................... 656 Feltöltődött síkságok.......................................................................................................... 657 A tönkfelület-képződés pólus felőli határa ....................................................................... 657 5. Az állandóan nedves trópusok formái................................................................................ 658 6. A félig száraz és száraz területek formái............................................................................659 A közepes földrajzi szélességek és szubtrópusok hideg telű, félig száraz és száraz területeinek formái.................................................................................................. 659 Az enyhe telű száraz szubtrópusok formái........................................................................661 A száraz trópusok formái................................................................................................... 663 Geomorfológiai térképezés (Mezősi Gábor)................................................................................... 665 Történeti áttekintés......................................................................................................................665 Különböző célú és méretarányú geomorfológiai térképek......................................................... 665 A geomorfológiai térképek szerkesztésének elvi ésgyakorlati kérdései....................................668 Az ábrázolásmódok fejlődése; a jelkulcsok................................................................................670 Irodalom...........................................................................................................................................675 5. A FÖLD TALAJAI (Kerényi Attila) . '.................................................................................. 676 A talaj fogalma, funkciói..................................................................................................................676 Klasszikus és rendszerszemléletű megközelítés......................................................................... 676 A talajok funkciói az ökológiai rendszerekben...........................................................................677 A talajszelvény és a főbb talajszintek. A katéna.........................................................................679 A talajképződést meghatározó környezeti tényezők........................................................................ 681 Éghajlat....................................................................................................................................... 681 Biológiai tényezők ..................................................................................................................... 683 Földtani tényezők........................................................................................................................ 684 Domborzati tényezők.................................................................................................................. 685 Az időtényező (a talajok kora).................................................................................................... 686 830

Emberi tevékenység.................................................................................................................... 687 A talajképződés során lejátszódó fontosabb folyamatok ................................................................687 A humuszképződés......................................................................................................................688 A humusz fogalma, a humuszanyagok funkciói a talajban....................................................688 A humifikáció.........................................................................................................................688 Kilúgozás-felhalmozódás............................................................................................................689 Agyagosodás-agyagbemosódás (lessivage)................................................................................691 Podzolosodás ..............................................................................................................................691 Glejesedés....................................................................................................................................692 Savanyodás-lúgosodás................................................................................................................ 693 Karbonátosodás (szerozjomképződés)........................................................................................693 Csernozjomképződés...................................................................................................................694 Deszilikátosodás-lateritesedés.................................................................................................... 696 Vertisolképződés (tirsképződés)................................................................................................. 697 Szikesedés (sós talajok képződése).............................................................................................698 Talajosztályozás-talajrendszerek.................................................................................................... 698 Genetikus-talajföldrajzi szemléletű osztályozás......................................................................... 698 Talajosztályozás az USA-ban..................................................................................................... 701 A FAO-talajrendszer................................................................................................................... 702 A földrajzi övék talajai.....................................................................................................................704 A talajföldrajz tárgya. Zonális, intrazonális és azonális talajok................................................. 704 A trópusi övezet talajai............................................................................................................... 705 Trópusi esőerdők és nedves monszunerdők talajai................................................................ 705 Trópusi nedves és száraz szavannák talajai........................................................................... 711 Trópusi félsivatagok, sivatagok talajai................................................................................... 714 A mérsékelt övezet talajai........................................................................................................... 715 Szubtrópusi területek talajai................................................................................................... 715 Mediterrán klímaterületek talajai.......................................................................................715 A kontinensek keleti oldalán elhelyezkedő szubtrópusi területek talajai 717 A közepes földrajzi szélességek talajai.................................................................................. 717 A hideg-mérsékelt öv talajai...................................................................................................720 Az artikus övezet talajai..............................................................................................................721 A talajok pusztulása, az erózió felgyorsulása a megművelt területeken.....................................722 Irodalom...........................................................................................................................................725 6.

AZ ÉLŐVILÁG FÖLDRAJZA (Papp Sándor).......................................................................726

Az élővilág és a földrajzi környezet......................................................................... Életfeltételek (élettelen és élő környezeti tényezők).................................................................. 727 Ökoszisztémák.............................................................................................................................734 Életközösségek............................................................................................................................ 737 Az élőlények egyed feletti szerveződései............................................................................... 737 831

Az élővilág zonális elrendeződése....................................................................................................738 A forró (trópusi) övezet növény- és állatvilága...........................................................................739 A trópusi esőerdő élővilága.....................................................................................................740 A szavannák élővilága............................................................................................................ 748 A trópusi (zonális) sivatagok élővilága.................................................................................. 755 A mérsékelt övezet növény- és állatvilága..................................................................................761 A meleg-mérsékelt (szubtrópusi) öv élővilága....................................................................... 762 Esős telű szubtrópusi (mediterrán) tartományok.................................................................... 764 Állandóan nedves, illetve esős nyarú szubtrópusi területek (monszun tarto­ mányok) ..................................................................................................................................768 A hűvös-mérsékelt öv élővilága..............................................................................................770 Óceáni tartományok................................................................................................................771 Mérsékelten szárazföldi tartományok .................................................................................. 773 Szárazföldi tartományok......................................................................................................... 778 Szélsőségesen szárazföldi (félsivatagi, sivatagi) tartományok.............................................. 783 A hideg-mérsékelt (szubarktikus) öv élővilága...........................................................................786 A hideg (arktikus) övezet növény- és állatvilága........................................................................791 A hegyvidékek élővilága............................................................................................................. 795 A tengerek élővilága.................................................................................................................... 800 Az élővilág szerepe adomborzat formálásában...................................................................803 Irodalom........................................................................................................................................... 806 7.

A FÖLDRAJZI TÁJ (Mezősi Gábor)...................................................................................... 807

1. A táj fogalma .................................................................................................................... 807 2. Tájalkotó tényezők, tájfejlődés...........................................................................................808 3. A tájak határai, a táj hierarchiája........................................................................................ 809 4. A tájtípus fogalma, tájökológia...........................................................................................810 5. A táj és környezet .............................................................................................................. 812 6. Tér, területiség és földrajzi környezet ............................................................................... 814 7. A környezet adottságai, erőforrásai, potenciáljai............................................................... 815 8. A tájak és környezetek, minősítések lehetőségei, módszerei.............................................817 Irodalom.................................................................................................. ........................................ 818 Tartalom........................................................................................................................................... 820

Nemzeti Tankönyvkiadó Zrt. A kiadásért felel: Jókai István vezérigazgató. Raktári szám: 42323. Felelős főszerkesztő: Csuka Tünde. Felelős szerkesztő: Gerhardtné Rugli Ilona. Műszaki szerkesztő: Szabóné Szetey Ildikó. Fedélterv: Bogdán Hajnal. Terjedelem: 74,36 (A/5) ív. A hatodik kiadás változatlan utánnyomása, 2008. * Készült a Gyomai Kner Nyomda Zrt.-ben, a nyomda alapításának 126. esztendejében. vezérigazgató. Tel.: 66/887-400. http://www.gyomaikner.hu. E-mail: [email protected]

Felelős

vezető:

Papp

Lajos