127
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 fold 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

A Víz Földrajza

Embed Size (px)

DESCRIPTION

hidrology hun

Citation preview

Page 1: A Víz Földrajza

3. A VÍZ FÖLDRAJZA

A tankönyvnek ez a fejezete a földi vízzel, annak alapvető megjelenési és mozgás­formáival, a földrajzi burokban való elterjedésével és abban játszott szerepével foglal­kozik. 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 mindhá­rom 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 fold bolygótestvéreitől erősen különböző - jóval differenciáltabb - fejlődé­sében: az élet létrejöttében és tartós fennmaradásában, valamint az emberi társada­lom és kultúra felvirágzásában.

Tankönyvünk elsősorban a víznek a földi körforgásba bekapcsolódó részét tárgyal­ja. Súlypontjában a felszíni vizek (tengerek, folyóvizek, szárazföldi állóvizek) - a szorosabb értelemben vett hidroszféra - vizsgálata áll, de elemzi a litoszféra felszínkö­zeli 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 természet­földrajz egyik fejezetének tekinthető. A felosztására kínálkozó legkézenfekvőbb alap­elv, ha a fentiek értelmében a víznek a földrajzi burokban elfoglalt helyzetéből indulunk ki. Eszerint megkülönböztethetünk a felszín alatti, a felszíni és a légköri

124

Page 2: A Víz Földrajza

izekkel foglalkozó részt. A felszíni vizek tana pedig az előforduló fő vízcsoportoknak legfelelően tengertanra (óceanológia), folyótanra (potamológia) és a tavak tanára imnológia) bomlik. Negyedik, külön ágazatnak szokták tekinteni a szilárd halmaz- llapotú vízzel, a jéggel foglalkozó részt (glaciológia). Megkülönböztetését elsősorban jég - fizikai tulajdonságaiból eredő - sajátos viselkedésmódja indokolja.

A földi vízzel természetesen nemcsak a geográfia foglalkozik, ezért röviden arról is szót kell jteni, hogy a vízföldrajz milyen helyet foglal el a „vizes tudományok” körében. A vizek inulmányozását egyrészt a mérnöki-műszaki tudományok végzik. Ismert ágazatai pl. a hidrauli-a, vízépítéstan stb. Nagyon fontos a víz problémakörének biológiai megközelítése is (hidro- iológia - a vízi élőlények és ökoszisztémák tudománya), hiszen az élővilágban a víz meghatározó zerepet játszik. A vízzel foglalkozó harmadik nagy tudományterület a földtudományoké. l földtudományi szemléletű vízkutatás összefoglaló neve a hidrológia (szűkebb értelemben yakran a felszíni vizek tanára is használják ezt a megnevezést). A víz műszaki, biológiai és üldtudományi kutatásának 'természetesen sok kapcsolódási pontja van: egymás eredményeit ölcsönösen felhasználják, és határaik sem vonhatók meg élesen. Jellegzetességeiket elsősorban közvetlen célok, a sajátos szemléletmódok és ■ részben - az alkalmazott módszerek adják

íeg. A földi víz kutatása interdiszciplinaritás nélkül tulajdonképpen elképzelhetetlen.

A vízföldrajz nem áll sem alá-, sem mellérendeltségi viszonyban a fenti ágazatokkal, argykörük jelentős részének kutatását is felvállalja, hiszen fő célja, hogy leírja és lagyarázza a víznek, a földrajzi burok e dinamikus természeti potenciáljának idő- s térbeli változásait, hogy ezáltal segítse a benne rejlő lehetőségek társadalmi haszno- ítását, illetve a belőle származó fenyegetések elhárítását. Korunkban fokozódó súlyú élja és feladata, hogy a természeti környezet megóvása céljából folyamatosan figye- :mmel kísérje, prognosztizálja és ellenőrizze a társadalmi tevékenységnek a vízre és zon keresztül a földrajzi burokra gyakorolt közvetlen és közvetett hatásait.

A földi vízről álta lában

A víz fizikai tulajdonságai

E tulajdonságok egyik fontos csoportja olvasható le a víz halmazállapot-változásail l nyomás és hőmérséklet függvényében bemutató ún. fázis- vagy állapotdiagramról '79. ábra).

A diagramról világosan látszik, hogy a víz csak meghatározott hőmérsékleti éí íyomásviszonyok között létezhet folyékony halmazállapotban. Ennek alsó határérté­keit (±0,01 °C hőmérséklet és 6,1 hPa nyomás) a hármaspont (H) mutatja. Itt as >lvadás- és forráspont egybeesik, tehát ennél alcsonyabb hőmérséklet és nyomá: setén a jég közvetlenül gőzzé válik (érdekes véletlen, hogy a Mars légköri nyomási •nnpn fi 1 hPa'í Mivel a fölrlraizi hurokban a léenvomásértékek ezt csaknem mindé

Page 3: A Víz Földrajza

nütt meghaladják, így a cseppfolyós víz megfelelő hőmérsékleti intervallumban min­denütt 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 területe­ken meghaladja a 4000, a grönlandié a 3000 métert, s ez azt jelenti, hogy ott ajég 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 hőmérséklet­értékek 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 nagy­

szerkezeti formákat létrehozó geofizikai folyamatokban van jelentősége. Min­denképpen számolni kell azonban azzal, hogy a nyomás kisebb mértékű növeke­dése is olyan forráspont-emelkedést okoz, amely sajátos természeti jelensé­gek kiváltója lehet (ezen alapszik pl. a gejzírek működése). Arra is gondolni kell, hogy a magassággal csökkenő lég­köri nyomás a Föld számos területén (pl. magashegységekben, magasra ki­emelt fennsíkokon) a víz forráspontjá­ban és párolgási viszonyaiban olyan változásokat eredményez, amelyek nemcsak természeti jelenségeket befo­lyásolnak, de a gazdasági életnek is szá­molnia kell velük. A tengerszinti lég­nyomás kb. 5500 m-en (az emberi tele­pülések felső határa) csökken a felére, itt a víz forráspontja már csak 82- °C.

A víznek a legkülönlegesebb tulajdonsága, hogy sűrűsége az anyagok nagy többsé­gétől 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

21,42 MPa 374,2°C

'V 0 ,0 1 ° C 1,0,61 kPa

79. ábra: A víz állapot-(fázis) diagramja (Bu- dó-Póca alapján) K=kritikus pont, H=hár­

mas pont

126

Page 4: A Víz Földrajza

-10°C 0° 10° 20° 30° C

tO. ábra: A víz sűrűségváltozása a hőmérséklet függvényében

3. táblázatA víz sűrűsége és a hőmérséklet közötti összefüggés

Hőmérséklet Sűrűség

0 °C jég 917 kg/m30 °C-os víz 999,8 kg/m3

+ 2°C 999,96 kg/m34 °C 1000,00 kg/m3

10 °C 999,60 kg/m320 °C 998,26 kg/m330 °C 995,6 kg/m340 °C 992,2 kg/m3

:1 a leghidegebb víz legalul, illetve a víz hőmérsékletének csökkenésével a hidegebb ríz 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 íz annál hidegebb víz, tehát a 0°-os is. Ezért a befagyás a felszínen kezdődik. A képző­dött jég továbbra is a felszínen marad, hiszen az ábra és táblázat is mutatja, hogy a ö'-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. D*-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 elterjed­tebb 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

Page 5: A Víz Földrajza

Kémiai tulajdonságokA 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 m leggyakrabban sóoldatok- formájában van jelen. Oldó hatását az is fokozza, ha meghatározott anyagok (pl. C 02) felvételével híg savvá & esetleg lúggátí 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 arányo­san emelkedik a forráspont, és csökken a fagyáspont. A földrajzi burokban elsősor­ban a fagyáspontcsökkenésnek van szerepe, amit az alábbi példák is jól mutatnak:

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 (sűrűsé­ge 1,025 g/cm3). A fentiekből következően a sós vizek + 4 °C-nál alacsonyabb hőmér­sékleten 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) a legnagyobb sűrűség már a fagyáspont alatt van.

Sókoncentráció (konyhasó esetén) Fagyáspont te ;; 1,33 °C - 1,91 °C -21,0 °C

24,7%»35,0%o (a Világóceán átlaga) 23,0%

128

Page 6: A Víz Földrajza

A Föld vízkészlete és a vízkészlet származása

A földi vízkészlet szabatos meghatározására még nem állnak rendelkezésre megfe­lelő 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 kcfl beérnünk. Az újabb összeállítások alapján a mellékelt táblázat (4. táblázat) nyújt áttekintést a földi vízkészlet összetevőiről.

- í . táblázat

A Föld vízkészlete Nace, R. L. (1967), Baumgartner, A., Reichel, E. (1975) és mások alapján

[ TárolóMennyiség

103 km3-ben az össz víztömeg %-ában

Litoszféra (kötött víz) 253 900 15,5litoszféra (szabad víz a felszín alatt4000 m-ig) 8 060 0,5Világóceán 1 348 000 82,3Sarkvidéki és magashegységi jég 27 820 1,69Edesvizű tavak 125Sóstavak 100 0,01Vízfolyások 1,25Élőlények 1,13 0,00006Légkör 12,3 0,0008Összesen ~ 1 638 020 km3 ~ 100,0%

A fő arányok mindenképpen világosak: a földi vízkészlet túlnyomó része az óceá­nokban hullám zik, 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. Ajég zöme az antarktiszi és grönlandi jégtakaróban van; s jóllehet ez az óceán lizének csak 2%-a, ahhoz mégis elég tekintélyes mennyiségű, hogy jelentékeny olva­dás esetén észrevehető általános tengervízszint-emelkedést okozzon. (Teljes elolvadá­sa mintegy 70 m-rel emelné az óceánok szintjét.)

Jelenlegi felfogásunk szerint a Föld vízkészlete égitestünk belső anyagainak gázle­adása (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 r á , 10%-a szén-dioxid. A légkörbe került vízgőz kisebb-nagyobb része - a környezet

129

Page 7: A Víz Földrajza

hőmérsékletétől függően Jcseppfolyós 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 mérsék­lődött, 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 m ár korábban bekapcsolódott vadózus vízzel, amely értelem­szerűen korábban egyszer maga is juvenilis volt.

Vízkörforgás, vízháztartás

A földi víz körforgását lehetővé tevő halmazállapot-változásokhoz döntő mérték­ben 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. P„= óceáni párolgás, C0= óceáni csapadék, Ck=szárazföldi csapadék, Pk= a szárazföldek teljes pá­rolgása (Pk = Pv+Pe+PJ, Pv= szabad vízfelszín (tavak, folyók) párolgása, Pe=talajpárolgás (evaporáció), Pt= a növényzet páro­logtatása (transzspiráció), L 1 = felszíni lefolyás, L2= felszín alatti

lefolyás

130

Page 8: A Víz Földrajza

ü m ikezik, hogy a párolgás (P) évi összege megegyezik a csapadék (C) évi mennyisé- pvcL Ez utóbbi kijelentés azonban csak a Föld egészére nézve igaz. Az óceánok, |BbMc a szárazföldek esetében a párolgás és a csapadék mennyisége eltérő, s vízháztar- nsxkaz csak azért tekinthetjük egyensúlyban lévőnek, mert a párolgás és csapadék fcEecbségét a lefolyás (L) kiegyenlíti. (A lefolyást az óceánok szempontjából helye­z n e hozzáfolyásnak nevezni, de a magyar nyelvhasználatban inkább az előző kifeje- x x iajedt el.) A fentiek alapján az óceánokra, a szárazföldekre és a Föld egészére az ÉKbfai vízháztartási egyenletek írhatók fel (a „k” és „o” indexek a szárazföldekre, ill.

utalnak):

Bevétel KiadásC0+ L = P0, tehát L = P0-C 0,c k = Pk+ L, tehát L = Ck- P k

ezértPo-Co = Ck-P k, ésPo+Pk = c k+ c 0,

.r- a Föld egészére: P = C.

H í a vízforgalmat a légkör szempontjából nézzük, akkor az egyenlet így alakul:

Bevétel Kiadás Légkör: P0+ P k = C0+ C k,

P = c ,í j w azt az egyszerű tényt fejezi ki, hogy a légkörben a körforgásban részt vevő teljes [ ^m ennyiség „megfordul”.

Amint azt a fenti összefüggések mutatják, a víz körforgása során az óceánok a I fefczinre hullott csapadékon kívül a szárazföldekről is kapnak vízutánpótlást a lefo-

in s (hozzáfolyás) révén. A lefolyás azonban nem jellemzi a szárazföldek egészét. I Fefczmüknek valamivel több mint 1/5-én (29,1 millió km2-en) a csapadékból szárma- I e r á úgy párolog el, hogy közben nem alakul ki az óceánokat elérő lefolyás (belső

kfötyású területek). Az óceánok és szárazföldek vízháztartása között kapcsolatot Kcsmtő lefolyás (L) a földrajzi burok egyik legfontosabb hatótényezője, hiszen a víz felszínformáló munkája jórészt ennek a vízmennyiségnek mint közvetítő közegnek a restségével megy végbe.

A vizkörforgás mechanizmusát és a Föld egészének (illetve azon belül a szárazföldeknek) cesyenlített vízháztartását felismerő első alapvető kutatási eredmények a múlt század végén sniettek. 1887-ben három kutató is (Vojejkov, V. A., Murray, J. és Brückner, E.) korszakalko-

I t i munkát publikált e kérdéskörben. Á vizsgálatok folytatásával 1905-ben Brückner már a I feiriórgás egyes elemeinek (szárazföldek csapadéka és párolgása, óceánok csapadéka és párol­

gása valamint a lefolyás) mennyiségét is feltüntető vízháztartási egyenletet írt fel. Ő a körfor- ££áöan 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 xBixnnum (Lvovics, M. J. 1967) nem egészen 10%-kal több, a minimum (Schmidt, W. 1915)

131

Page 9: A Víz Földrajza

pedig mintegy 30%-kai 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 mennyiségét a Baumgartner-Reichel-féle számí­tás az alábbiak szerint adja meg:

az óceánok párolgása (PD): 425 • 103 km3az óceánok csapadéka (C0): 385 • 103 km3a szárazföldek párolgása (Pk): 71 • 103 km3a szárazföldek csapadéka (Ck): 111 • 103 km3lefolyás (L): 40 ■ 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 víz- mennyiséggel (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 m ár 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 Földközi­tenger vidékére kiterjedő antik civilizációk, melyek közül több - így a föníciai, görög, karthá- gói - a tengerre utáltán 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 nyilttengeri 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 felfedezé­sek korától kezd körvonalazódni. A fellendülő hajózás lesz a rohamosan bővülő tengertani ismeretek fő szolgáltatója, de egyszersmind első számú felhasználója is. Szinte törvényszerű

Page 10: A Víz Földrajza

diát. hogy Varenius, B. korszakjelző földrajzi munkájában (1650) különös súlyt kapnak a ■gerészeti kérdések, s a szerző többek között a tengervíz hőmérsékletéről, sótartalmáról, ■■■lásairól is értekezik.

Fontos mérföldkő a tenger megismerésében Vossius tengeráramlás-magyarázata (1663), L*cher, E. tengerjárástérképe (1678), amelyet hamarosan követett Newton árapályelmélete 106 ). Nagy megtermékenyítő ereje volt Hailey, E. elméletének, amely a szélrendszereket - űztük a tengeri szélrendszereket - magyarázta (1686), ill. Hadley azon felismerésének, hogy i föklforgás a tengeráramlások irányát is befolyásolja (1735).

A tengerkutatás az amerikai Maury, M. F. munkássága révén kapott modern arculatot. Inaslatára a brüsszeli nemzetközi tengerkutatási kongresszus 1853-ban olyan határozatot imádott el, hogy ezután a kereskedelmi hajók is folytassanak rendszeres megfigyeléseket útjuk órán.

A korábbi megfigyelések eredményei zömmel a tengerek felszíni viszonyaira vonatkoztak, kz óceánok hallgatag mélységeinek szóra bírását - ahogyan Humboldt, A. fogalmazta - iMoty technikai akadályok nehezítették. A legizgalmasabb kérdések megoldásához - a fenék- knaborzat és az élővilág megismeréséhez - mindenekelőtt a mélységmérések módszerét kellett ifcéietesíteni. Előbb Brooks fonalas mélységmérője (1854) segített, de az igazi áttörést a m iIi inni mélységmérés megjelenése (Behm, 1919) jelentette. A mélytengerek megismerését tawegesen előreíendítették a transzóceáni telefonkábelek lefektetéséhez szükséges vizsgálatok, lámry halála évében (1873) indult el tengerkutató útjára az angol Challenger, amelyet az ÍBEánkutató expedíciók prototípusának tekinthetünk. Többtucatnyi követője közé tartozott intsen. F. hajója, a Fram (1893-96), s számos német expedíció között az atlanti-óceáni ■tatásokban kiemelkedő szerepet játszó Meteor (1925-27). A második világháború óta külö- ■BM nagy számban járják a tengereket a kutatási célra készült sajátos úszó laboratóriumok (l brit Discovery vagy az amerikai Atlantis több generációja, a szovjet Vityaz, Lomonoszov, i 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 astagon borítaná be a teljesen egyenletes - kiemelkedésektől, bemélyedésektől men­ts - földfelszínt. Földünkön azonban 20 km-t megközelítő magasságkülönbségek tannak, így a felszínt borító vízréteg mélysége nemcsak változatos, hanem tükrét iriyenként szárazulatok is megszakítják. A világtenger jelenleg kereken 361 millió car-t fed a Föld 510 millió km2-es felületéből, ami az összterület 70,8%-a. Más szóval i tengerek és szárazföldek földi aránya 2,42:1. A szárazulatokkal meg-megszakított riágóceán részei összefüggnek, így a szárazföldeknek tulajdonképpen szigetjellege a n . területi eloszlásuk meglehetősen rapszodikus; helyenként nagyobb csoportokat áfcotnak, m ásutt óriási területeken hiányoznak.

tízszintes tagozódás

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

Page 11: A Víz Földrajza

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 Indiai- és Csendes-óceán közt Tasmania déli fokának délköre - keleti hosszúság 147° -r, a Csendes­és Atlanti-óceán esetében pedig a Hom-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 - sziget­ívek, 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 kiála- kultak. Az óceánoknak ezeket a szárazföldekhez szorosabban kapcsolódó részeit nevezzük geográfiai értelemben tengereknek. Mind kiterjedésük (összterületük kere­ken 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 peremtengerek­re 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, meden­céjük formálódásában törések, beszakadások is közrejátszottak.

A beltengerek „klasszikus” esetben különböző litoszféralemezek határövezetében jönnek létre, így földrészek között helyezkednek el. Ezek az interkontinentális belten­gerek (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 kapcsolattik 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 á 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

Page 12: A Víz Földrajza

5. táblázat

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

Óceán v. tenger Tengertípusa

Területe > [millió km2)

/ízmennyisé­ge (millió

km3)

Közepes mélység (m)

Legnagyobb mélység (m)

CSENDES-ÓCEÁNtörzs területe

1 Tartozékai:165,02 691,1 4188 11 034

I Bering-tenger P 2,26 3,37 1491 4096| Ohotszki-tenger P 1,39 1,35 971 3372

Japán-tenger P-Bj 1,01 1,69 1673 4225Kelet-kínai-tenger P 1,2 0,33 275 2719Dél-kínai-tenger P 2,32 3,83 1650 5245

' Aosztrál-ázsiai-földközi-tenger b2 8,27 10,62 1284 7440Kaliforniai-öböl P 0,15 0,11 733 3127

1 Csendes-óceánösszesen 181,62 712,4 3922 11 034

ATLANTI-ÓCEÁNtörzsterülete

Tartozékai:84,1 323,0 3844 9219

» Eszaki-Jeges-tenger b2 11,03 13,54 1117 5449Földközi-tenger b2 3,02 4,38 1450 5092Hudson-öböl 1,23 0,16 128 218Szent-Lőrinc-öböl P 0,24 0,03 125 549

1 Északi-tenger P 0,58 0,05 93 725' Keleti (Balti)-tenger Bx 0,38 0,04 101 459I ír-tenger P 0,1 0,01 60 272

Amerikai-földközi-tenger íMexikói-öböl, Karib-tenger)

b2 4,36 9,43 2164 7680

I Atlanti-óceánösszesen 105,04 350,64 3338 9219

INDIAI-ÓCEÁNtörzsterülete

1 Tartozékai:73,43 284,34 3872 7455

1 Vörös-tenger b2 0,45 0,24 538 2604| Perzsa (Arab)-öböl B, 0,24 0,01 25 170

Andaman-tenger P 0,8 0,7 870 4177

* Indiai-óceán összesen 74,92 285,29 3808 7455

I VILÁG összesen 361,58 1348,33 3729 11034

P=peremtenger, Bj = intrakontinentális beltenger

B2= interkontinentális beltenger

Page 13: A Víz Földrajza

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 Jcapcso- lódnak - Adriai-tenger, Egei-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 tagoltságA világtenger legfontosabb függőleges övezetei - hozzávetőleges kiterjedésükkel

együtt - a földfelszín hipszografikus görbéjének (1. ábra) negatív szakaszáról olvas­hatók le. Világosan látszik, hogy a világtengernek két terjedelmes, egyenletes fenék­szintű 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 fenék­szint 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 (óceánközepi hátságok, óceánperemi há­tak). 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 kiemelke­dően fontos övezetei. Az óceánokban térképezett 26 mélytengeri árokból 22 a Csen- des-óceánban van, s közülük 20 annak ázsiai-ausztráliai oldalán (csak a Közép­amerikai- és a Peru-Chilei-árok szegélyezi az amerikai kontinenst). Az Atlanti-óceán­ban 3 (Puerto Rico-, Kajmán- és Déli-Sandwich-árok), az Indiai-óceánban 1 (Szunda- árok) mélytengeri árok található. (A világtenger vertikális szintjeit „A tengerfenék domborzata” c. fejezet elemzi részletesebben.)

136

Page 14: A Víz Földrajza

A tenger vize

A tengervíz anyagforgalma

A tengervíz legismertebb alapvető tulajdonsága jelentékeny sótartalma.Sótartalmának nagyon fontos sajátossága, hogy a regionálisan ingadozó koncentráció

tMenére az egyes összetevők aránya stabil. Ez annyira megbízható jellemvonás, hogy egyetlen összetevő (pl. a kloridok) mennyiségének meghatározásából az összsótarta- lom is kiszámítható. A viágóceán átlagos sótartalma kereken 35%o (az ún. Internatio­nal Oceanographic Tables - Párizs 1966 - szerint 34,72%o), amely az alábbi sókból ü 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 f ű . Valószínűbb az az elképzelés, hogy a földtörténet folyamán fokozatosan került a só a tengervízbe - döntően két forrásból. A vulkanizmus különböző gázhalmazálla­potú anyagokat ju ttato tt a légkörbe (főleg szén-dioxidot, valamint klór-, bróm-, jód- és kénvegyületeket), amelyek azután a csapadék révén kerültek az óceánba. A másik forrást a szárazföldek mállástermékeit a tengerbe szállító vízfolyások és szelek jelen­tették. 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 g/l % Összesen

Kloridok

nátrium-klorid (NaCl - konyhasó)

magnézium-klorid (MgCl2)

27

3,8

77,76

10,8888,64

Szulfátok

magnézium-szulfát(MgS04-keserűsó)

kalcium-szulfát(CaS04-gipsz)

kálium-szulfát(K2S04)

1,6

1,2

0,9

4,74

3,6

2,46

10,8

Karbonát kalcium-karbonát(CaC03) 0,1 0,34 0,34

Egyéb magnézium-bromid(MgBr2) 0,1 0,22 0,22

Összesen: 34,7 100,0 100,00

137

Page 15: A Víz Földrajza

A tenger sóit közvetlenül a szárazföldek vízfolyásaiból származtató elképzelésnek ellent mond az a tény, hogy a kisebb sókoncentrációjú folyóvizekben (édesvizek) egész más í 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 annal a ténynek, hogy a tengervíz fémekben szegény. Ez annak a következménye, hogy \ benne lévő finom agyagos részecskék, valamint az oldhatatlan vas- és mangán-hidro xidok 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 nag; veszélyt jelentenének. (Az adszorpciós hatás nélkül rézből pl. 10 000-szer több lenni a tengervízben, a mélytengeri üledékek rádiumtartalma pedig kereken 360 000-sze nagyobb lenne, mint a tengervízé.) Egyes, a tengervízben jelentéktelen részarány képező anyagoknak a fenéken való akkumulálódásához az élőlények is hozzájárul nak. A felhalmozódás olyan mértékű is lehet, hogy a tengerben kiaknázható érctele pék jönnek létre. A diatómák vasat halmoznak fel testükben, a medúzákban 32 000 szer nagyobb a cinkkoncentráció, mint a környező tengervízben stb.

A tengeri szervesanyag-termelésnek három ún. „minimumanyaga” van: csak i foszfor, a nitrogén és a szilícium nem áll mindig és mindenütt kielégítő mennyiségbei 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 a anyagokat csaknem teljesen kivonja a vízből. Elpusztulva lesüllyed, közben elbomlik s a mélyebb vízrétegekbe így visszakerül a foszfor és a többi kivont anyag. Mive ezekben a lehűlő vizekben a függőleges cirkuláció télen sem szünetel, tavaszra ! „minimumanyagok” ismét a felszín közelébe jutnak. A trópusi, szubtrópusi tengerei egész évben meleg vizében nincs függőleges vízcsere (a könnyű meleg víz mindig feli marad), így az elpusztuló és lesüllyedő plankton bomlástermékei nem kerülhetne] vissza a felszín közelébe. A meleg tengerek élővilága ezért jóval szegényebb. íg érthető az a tény is, hogy ezekben a tengerekben ott van gazdag élővilág, ott vannal a termékeny „halpadok”, ahol a mélyből feltörő hideg vizek révén a tápanyagok megvilágított felszínközeli övezetbe kerülnek. Ezek hiányában a meleg tengere! életszegények, főleg a térítőköri vidékeken valóságos tengeri sivatagok alakulnak k Ezek vize igen tiszta és átlátszó. A Sargasso-tengerben pl. csak 66 méter mélyen tűni el a víz átlátszóságát mérő Secchi-korong (30 cm átmérőjű fehér lap). Ez egyébkéri „világrekordnak” számít.

A légkörrel érintkező tengervíz annak gázait is abszorbeálja. A levegő gázaivs telített tengervízben azonban más azok aránya, mint a szabad légkörben. Az oxigé és a szén-dioxid részaránya lényegesen magasabb. (Átlagos sótartalmú vízben 1

Page 16: A Víz Földrajza

“C-oál a nitrogén, az oxigén és a szén-dioxid aránya 63:34:1,6, szemben a levegő S -21:0,03-as arányával.) Az abszorbeálható gázok mennyisége a hőmérséklet emel- tsdesével csökken. Arányuk sem stabil. A felszínközeli zónában a növényi asszimilá- a ö miatt oxigéntúltelítettség is felléphet. A mélyebb rétegekben viszont az oxidációs folyamatok kerülnek túlsúlyba, így a szén-dioxid mennyisége megnő az oxigén rová­s ra . Sőt, ha függőleges cirkuláció híján az alsó víztömeg tartósan elveszti kapcsolatát az atmoszférával, s ugyanakkor benne nagy mennyiségű oxidálható anyag van (pl. jtanktonmaradványok), az oxigéntartalom teljesen eltűnhet, s a felszaporodó szabad lénhidrogén miatt legfeljebb kénbaktériumok számára marad fenn az életlehetőség. Ez az eset áll fenn a Fekete-tenger 200 m-nél mélyebb rétegeiben, egyes zártabb sorvég Mordokban, sőt időnként a Balti-tenger mélyebb részein is. Mindezen esetek kialakulásában jelentékenyen közrejátszik az a tény, hogy e többé-kevésbé zárt me­dencék felszíni vizének sótartalmát lecsökkentik a befolyó édesvizek. így annak sirűsége is csökken, s a függőleges vízcsere lehetetlenné válik.

A tengervíz szén-dioxid-tartalmának főként a mészoldás szempontjából van jelen- aősése. A trópusok meleg vize kis C02-abszorbeáló képessége miatt mészben rendsze- nrn túltelített (olykor a normál telítettség háromszorosáig), és így könnyen fedezheti i mészkedvelő organizmusok (korallok, foraminiferák) mészigényét. A sarkvidéki i* k g vizek mészoldó képessége nagyobb, ezért itt nem mészkedvelő, hanem kovahá- jai építő kovamoszatok (diatomák) élnek. A mélyebb vízrétegekben a növekvő aromás növeli a szén-dioxid mészoldó képességét, így ott a lesüllyedő planktonma- ■adványok mésztartalma feloldódik, s a 4000 m-nél mélyebb fenékzónában már csak aészmentes üledékek képződhetnek. Köztük főként az oldhatatlan mélytengeri vörös lovagoknak van lényeges szerepük.

A sótartalom eloszlása

A világtenger felszínközeli zónájának sótartalma döntően a nem sósvíz-bevétel tcsapadék, édesvizek) és a párolgás viszonyát tükrözi. Mivel mindkét tényező elsősor­ban éghajlati meghatározottságú, ezért a nagy nyílt óceáni területek sótartalom-elosz­lása övezetes, és a pólusok között egy kétmaximumos görbével jellemezhető (S2. 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 imw<í légnyomás területe felé haladva a sótartalom nő, és mintegy 37,5%o-es értékkel

37,5%o 37,5 %o

ML ábra: A tengerfelszín ntsutalom-változásának o°

általános görbéje É-í sark Egyenlítő

139

Page 17: A Víz Földrajza

a nyílt óceáni maximumot éri el. Ezt a minimális édesvízbevétel és a párolgás nag túlsúlya teszi érthetővé (tengeri sivatagok). A mérsékelt szélességeken fokozatosa helyreáll a csapadék és a párolgás egyensúlya, ami átlag körüli sótartalm at eredmi nyez. A poláris területek felé a csökkenő párolgáshoz növekvő édesvízbevétel (csapj dék, olvadó szárazföldi jég) társul, s így a sótartalom átlag alá csökken (~ 32%o).

A sótartalom-változás fent bemutatott általános tendenciája mindhárom óceánon érvényesü de az egyes óceánok sótartalmában érzékelhető különbségek vannak. (83. ábra) Legnagyot sókoncentráció az Atlanti-óceánban mérhető. Ez főként a nagy szélrendszerek irányával és kontinensek helyzetével magyarázható. A passzátöv keleties szelei az északi féltekén az atlanti pái egy részét a közép-amerikai szigetvilág és földséghíd fölött átviszik a Csendes-óceánra. I{ ennek lecsapódó hányada a Csendes-óceán vizét hígítja, az Atlantikum e vidékén pedig óceá viszonylatban a legnagyobb sótartalom jön létre. A déli féltekén a nyugati szelek övében « Andok láncain átkelő levegő kiszáradva érkezik az Atlanti-óceán fölé, és az ottani vízg< jelentős részét felveszi magába. Az orográfiai viszonyok is az Atlantikum sókoncentrációjám növekedése irányába hatnak: ezek ugyanis olyanok, hogy az Atlanti-óceán levegője juthat leginkább a szomszédos kontinensek belsejébe, s a belőle hulló csapadékvíz nem, vagy c s í

áttételesen kerül vissza származási helyére.

A partközeli vizek sókoncentrációja rendszerint többé-kevésbé eltér a nyílt óceán* kétól. Az eltérés annál nagyobb értékű lehet, minél zártabbak az egyes tengerek vaj öblök. A peremtengerek vize viszonylag szoros kapcsolatban van az óceánokévá ezért ott a sótartalom-változás általában nem túl jelentős - a betorkolló folyó hatására többnyire valamelyest csökken. Egész más a helyzet a beltengerek esetébe E csaknem önálló vízháztartású medencék sókoncentrációja mind pozitív, mir negatív irányban lényegesen eltérhet a nyílt óceánokétól. Helyzetüktől függően k jellegzetes csoportba sorolhatók. Az ún. meleg beltengerek zöme száraz vagy félszán trópusi-szubtrópusi területeken fekszik, és intenzív vízcsere híján sókoncentrációju magas. A Vörös-tenger északi szögletében 41%o-ig emelkedik a sótartalom, de Perzsa (Arab)-öbölben is eléri a 40%o-et. A rendkívül erősen zárt Vörös-tenger gy; korlatilag nem ju t édesvíz-utánpótláshoz (csapadékbevétele elhanyagolható, s egye len számottevő folyó sem torkollik bele), így az intenzív párolgás a földkereksí legsósabb tengerévé teszi. A Földközi-tenger is sósabb, mint a szomszédos óceán, keleti medencéjét 39%o-es izohalinák övezik. A Földközi-tenger sűrű sós vize a Gibra tári szoroson át mint fenékvíz áramlik ki az óceánba. Pótlására, valamint a teng egészét jellemző veszteséges vízháztartás egyensúlyban tartására a felszínen másoi percenként mintegy 1,75 millió m3 (kereken tíz „amazonasznyi”) hígabb óceáni v érkezik. Ennek hiányában a Földközi-tenger vízszintje fokozatosa^ csökkenne. A / deg beltengerek bőséges csapadéka felülmúlja a párolgást, ezért vizük rendszeri hígabb, mint az óceánoké. Ott, ahol a betorkolló folyók víztömege jelentős ; egyébként is sekély tengerek vízmennyiségéhez viszonyítva (Hudson-öböl, Báli tenger), a kiédesedés fokozott. A Balti-tengerben m ár a nyugati medence sótartaln sem több 10%o-nél, a Finn-öböl vize pedig az ún. félsós (brakk) vizek típusál sorolható, hiszen koncentrációja csupán l%o.

140

Page 18: A Víz Földrajza

I A felszínen mért sótartalomértékek mintegy 500 m mélységig jellemzőek. Ez a felső ■ fin agyanis sűrűségi különbségek miatt (lásd termohalinás konvekció) és mechani- Abb okokból erőteljesen átkeveredik és homogenizálódik. Az alsóbb rétegek sótartal­m at viszont döntően a horizontális vízmozgások (mélyáramlások) határozzák meg,

viszonylag egyszerű sótartalommérések igen jó szolgálatot tesznek a mély- ■ n ü s o k felderítésében. A ma még nem teljesen ismert kérdéskör részleteinek elha- H fcfiral megállapítható, hogy a mélyvizek sótartalma a térítők vidékén általában phooiiyabb, a poláris területeken magasabb, mint a felszínen. Mérsékelt szélessége- km a sótartalom vertikális változása minimális.

A tengervíz hőháztartása

WM tenger hőbevételének túlnyomó többsége a nap- és égboltsugárzás elnyeléséből, légkör hőjének közvetlen átvételéből származik. Más energiaforrások szerepe

pi- a vízpára kondenzálódásakor felszabaduló hő, a mozgó víz részecskéi közti MHdásból vagy a biokémiai folyamatokból származó hő - szerepe alárendelt.■ R U belső hője is csak minimális mértékben melegíti a tenger vizét, hiszen a baogárzásból eredő napi hőbevétel a világtenger átlagában mintegy 1235 J/cm2, a R U belsejéből viszont mindössze 0,38 J/cm2 hőmennyiség érkezik.[l A kiadási oldalon a kisugárzás, a párolgás és a légkör felé irányuló közvetlen kÜDdás a legfontosabb összetevők.

A senger hőfelvételi, illetve -leadási sebességét nagymértékben csökkenti a víz nagy fi^ője. A felmelegedés további lassítója, hogy a besugárzás nemcsak a felszínt éri, I n r a egy része nagyobb mélységekbe (37,7%-a 1 m-re, 16,1 %-a 10m-re, 0,5%-a M n -re l hatol, tehát a hőátadás eleve vastag rétegben zajlik. Az így felmelegedő iHWfii és felszínközeli réteg szinte úszik az alsó hidegebb vízen. A szél mechanikai M§é*d (hullámzás) azonban mintegy összetöri ezt a réteget, és a felmelegedést Hp^cbb részekre is kiterjeszti. Az Északi-tengerben a nyár folyamán 30-40 m vastag fee az így felmelegedő vízréteg, és ennek alsó határán hirtelen hőcsökkenés kövétke­ik b e (14-ről 6 °C-ra). Ez a gyors hőcsökkenésű zóna az ún. ugróréteg.

V A B gm közelében a felmelegedés is kivált egy kis hatósugarú, de a folyamat megindulásá- HfcaKgjs jelentékeny szerepet játszó cirkulációt. A felszín melegedő vize ugyanis erősebben Bánkig, így sósabbá válik, és sűrűbb lesz, mint az alatta lévő réteg, tehát lesüllyed, és azzal feritaet cserél. Ezt nevezik termohalinás konvek dónak.

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- ■frfcSönbsége, a levegő páraéhsége, a szélviszonyok stb.) az óceán különböző részein f a n eltérőek, ezért a párolgás szerepe a hőleadásban regionálisan erősen differenciált. [ A kisugárzás hatása is fontos. A viszonylag nagy hullámhosszú kisugárzás hűtő ■Masa dég vastag rétegre terjed ki, hiszen a felszín lehűlő és így sűrűbbé váló vize

141

Page 19: A Víz Földrajza

90° 60° 30° 0° 30° 60° 90° 120° 150° 180° 150° 120° 90°

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

Page 20: A Víz Földrajza

fcsnOyed, helyet adva az alulról felemelkedő melegebb vizeknek. Ez a függőleges ^Mérsékleti cirkuláció mélyebb rétegekre is kiterjedhet, mint a nyári felmelegedés,V *kár néhány 100 m vastag víztömeg hőenergiája is átkerülhet a levegőbe, ami aanón származási helyéről elsodródva nagy területek éghajlatára gyakorol jelentősfeM ÉSt.

Legkisebb szerepe a levegő felé történő közvetlen hőleadásnak van (kb. a párolgás WV-ával egyenértékű a hatása). Ez különösen lassú folyamat, de rajta kívül a kiiűkssel párhuzamosan kialakuló függőleges konvekció is nagyban hozzájárul ah­hoz. hogy a tengervíz hőmérséklete csak hónapos nagyságrendű késéssel követi a egrómerséklet, illetve a környező szárazföldek hőmérsékletének változásait. Az ö n ki féltekén pl. általában augusztusban és szeptemberben áll be a maximum, a — minin pedig rendszerint február-márciusra tolódik.

A hőmérséklet regionális változásai

A nyílt óceánok vizének hőmérséklete (84/A és B ábra) a levegő kis ingadozással

Page 21: A Víz Földrajza

zártabb öblökben (beltengerekben)^ ennél melegebb is lehet. A Perzsa (Arab)-öb< vize nyáron 36,5 °C-ra is felmelegedhet, s a Vörös-tenger sem sokkal hűvöseb (32 °C felett).

A pólusok felé a hőcsökkenés nem egyenletes. A meleg és hideg tengeráramláso széles folyamai meglehetősen tarkává teszik a közepes, sőt a magasabb szélessége hőmérséklet-eloszlását. Az Észak-atlanti-téngeráramlás mentén pl. az átlagos vízhc mérséklet még a 70. szélességi körön is eléri a + 5 °C-ot, ugyanakkor az óceá amerikai oldalán közel 3000 km-rel délebbre fut az ötfokos hidroizoterma. A szélei ségi körökkel párhuzamos izotermák főként az óceánok détí részén találhatók (84. j / B ábra), ahol a kontinensek zavaró hatása már nem érvényesül. A sarkvidékek hide vize a déli féltekén általában könnyebben eljut az alacsonyabb szélességekre, s ezé az északi félgömb átlagos vízhőmérséklete kereken 3°-kal magasabb, m int a dél (19,2 °C, ill. 16 °C). Az arktikus és antarktikus vizek hőmérséklete egész évbe fagypont körüli, jelentős területeken 0 °C alatti.

A tenger hőmérsékletének lassú változása miatt a felszínközeli vizek hőmérsékle ingása nem éri el a levegőét. A trópusi területeken az évi ingás nem több 2 °C-nál, napi pedig 0,5 °C körül van. A közepes szélességek felé az évszakok ellentéténe fokozódásával a víz hőingása is nő, de rendszerint ott sem több 4—8 °C foknál, s csa kivételesen (pl. a kelet-ázsiai peremtengereknél, a Balti-tengerben, a Fekete-tenge ben, Észak-Amerika atlanti selfjén) éri el a 15 °C-ot. A szabad óceánokon a legnagyob évi ingás a 30-40° tájékán mérhető. Itt az évszakok hőmérséklet-különbsége mi tekintélyes, az ég gyakran derült, a szelek mérsékelt erejűek, s így a felszínköze rétegek mechanikus keveredése nem túl nagy. A napi hőingadozás viszont flfőleg nappalok és éjszakák hosszának növekvő aszimmetriája m iatt - a magasabb szélessi gek felé egészen 0,? °C-ig csökken.

Az óceánok mélyebb szintjeiben (1000-2000 m alatt) általában max. + ÜPM- 3 °C-c igen sűrű hideg víz a jellemző. Mivel ez az Egyenlítő vidékén is így van, nyilvái való a gondolat, amit mérések is megerősítenek, hogy a hideg víz a sarkvidi kék irányából áramlik az alacsonyabb szélességek felé. A mélységi vízáramlást keresztbe futó hátságok és küszöbök nehezíthetik vagy akadályozhatják. Ezért előfo dúlhat; hogy egyes, sekélyebb vizű „nyergekkel” határolt mély medencékbe nei juthat be a sarkvidéki hideg víz, s így azok kivételesen több ezer méter mélyen viszonylag melegek. í ó példa erre a Földközi-tenger, ahova a 90 m mély Gibraltár szoroson át 13,5 °C-nál hidegebb víz nem kerülhet be (ebben a mélységben ugyanis enn; ott az Atlanti-óceán vízhőmérséklete). így 3-4000 m mély medencéiben is 12—13 °C-c a fenékvíz. Hasonló a helyzet a Fülöp-szigetek és Borneo közötti Szulu-tengerben

144

Page 22: A Víz Földrajza

A tenger jege

Mint már ismertettük, a lehűlő tengervíz jelentékeny sótartalma miatt 0 °C alatt fagy mte§- A jégképződés szempontjából az is lényeges körülmény, hogy a 24,7%o-nél nsabb tengervíz legnagyobb sűrűségét fagyáspontja alatt éri el. Ezért a lehűlő vízre jpflemző függőleges hőcsere nem szűnik meg + 4 °C körül - mint az édesvizekben -, kanem a fagyás megindulásáig tart. Ez a folyamat késlelteti a befagyást, hiszen a 0 á g — 1 °C hőmérsékletű felszíni víz is lesüllyed, s helyére alulról valamivel melegebb w érkezik. A befagyás késése miatt a víz jelentős hőmennyiséget adhat át kömyezeté- ■ek, így még a 0 °C-nál hidegebb tenger fűtő hatása is komoly lehűlésmérséklő tényező. Ez a hatás a befagyást követően lényegében megszűnik, hiszen ajég igen jó hőszigete­lő 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 JhÉdiat”, s ez az oka annak, hogy a tengeri jég vastagsága még a sarki tengereken sem A b 2,5-3,5 m-nél. (Természetesen az időnként összetöredező és feltorlódó jégtöme­gek ennél lényegesen vastagabbak is lehetnek, olykor 40 méteres páncélt képeznek.) A képződő jégből a só egy része kifagy, így annak sótartalma csökken, sőt többszöri ■pafágyás révén ajég egészen kiédesedik, s olvadékvize akár iható is lehet. Ugyanak­kor a jég alatti víz sótartalma némileg megnövekszik.

A tengeren megfigyelhető jég egy része nem a tengeren képződik, hanem a száraz­o d ró l kerül oda jéghegyek, jégrögök formájában. Az északi félteke fő jéghegyterme- ftői a tengerbe szakadó („borjadzó”) grönlandi gleccserek. A jéghegyek jelentős része Eubrador-áramlásba kerül, amely évente mintegy 7500 darabot sodor elsősorban Űj-Foundland partjai felé. A nagyobb példányok a gyorsuló olvadás ellenére is nagy Mat 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 ■akadoznak le. Innen van jellegzetes tábla alakjuk, ami jól megkülönbözteti őket a ^■cserekből származó hegyes-csúcsos északi rokonaiktól.

A tengeri jég az északi féltekén március-április hónapokban éri el maximális kitérje- A a it, ilyenkor mintegy 16,4 millió km2-t borít. Nyáron ennek kereken fele elolvad, sfljuikor még az Északi-Jeges-tenger központi részének jégpáncélja is fellazul, össze- Owir-Mh 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 igény­bevenni. A déli féltekén évi átlagban mintegy 22,6 millió km2-t fed ajég. A zajló jég dhnakosan változó, de viszonylag egyenletes szélességű övben fogja körül az Antark- mz-peremi jégtakarót.

145

Page 23: A Víz Földrajza

Az északi félteke zárt bel- és melléktengerei az erősebb kontinentális hatások miatt még viszonylag alacsony szélességeken is erősen lehűlnek, s rajtuk évszakosán jégta­karó képződhet. így télen a Balti-tenger nagyobb részét, a Szent Lőrinc-folyó torko­latvidékét, 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. hullámelmé­lete 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 némi­leg 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, í kezdődő hullámzás annál nagyobb méretűvé lesz.

A hullámzásban függőlegesen (föl-le) elmozduló vízrészecskék a szél hatásár; oldalirányban is kitérnek, és így egy közelítőleg kör alakú zárt (orbitális) pályát írnál 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 cikloisho hasonlíthatunk. A hasonlat azért nem tökéletes, mert - ahogy ez a 85. ábrából i kitűnik - guruló kerék esetén a ciklois két szomszédos hullámhegyének távolság (hullámhossz = L) a kerék kerületével azonos, magassága (szomszédos hullámhegye és hullámvölgyek magasságkülönbsége = M) pedig annak átmérőjével. Ebből pedi az következne, hogy a tengeri hullámok magassága a hullámhossznak mintegy harmada (L = 3,14 M). A tapasztalat szerint a valódi hullámmagasságok ennél jóvi kisebbek, és jobban megközelíthetők a kerék küllőjének (a kör sugarának) egy beli pontja által leírt vonallal, a trochoiddal. A felszín alatti részecskék a felszíniekk azonos fázisban, de kisebb átmérőjű pályákat írnak le, így a felszíni hullámmozg;

146

Page 24: A Víz Földrajza

HL ábra: Hullámvo- tül idklois és trocho- ü l kialakulása a víz- sazsc&kék körmozgá­sa revén (Kuruc A. -

1982 - után)

86. ábra: A hullámzás kioltó- dása a mélységgel

i melység felé haladva gyors ütemben kioltódik (86. ábra). A hullámhossz 1/9-ének neefdelő mélységben az átmérő a felére, 8/9-ének mélységében pedig 1/256-ára esetkén, tehát a hullámzás gyakorlatilag megszűnik.

A részecskék állandó mozgása miatt a hullámvonal végigfut a felszínen, és olyan invom ást 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 vm nivától függ:

a Ha a hullámhossz kisebb, mint a vízmélység kétszerese, akkor a sebesség:

c= 1,25 L

t Ha L lényegesen nagyobb, mint 2H, akkor

c = |/gH, ahol g=gravitációs gyorsulás.Némi egyszerűsítéssel azt mondhatjuk, hogy mély víz esetén a hullámhossz, sekély vízben

a v íz m é ly s é g a hullámsebesség fő meghatározója.A kgfontosabb hullámjellemzők és a szél kapcsolatának érzékeltetésére bemutatjuk Neu­

ro n s 1954-ből származó táblázatát.A Liblázat úgy értelmezendő, hogy ha pl. 7-es fokozatú szél (amelynek óránkénti sebessége

31-53 csomó) 290 mérföldes távolságon 24 órán át fejti ki hatását, akkor olyan hullámzás ki, ahol a hullámok átlag 8,7 másodpercenként követik egymást, a szomszédos hullám- távolsága 80 m, és magasságuk mintegy 4,5 m. Az összeállításból az is kitűnik, hogy

15 ~-níl 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 1B őcán át megszakítás nélkül tombol.

Az újabb, a korábbiaknál sokkal pontosabb mérések szerint nagyon erős viharok idején az jüiaos hullámmagasságok a táblázatban közöltnél lényegesen nagyobbak is lehetnek, és H —15 m között ingadozhatnak. Ilyenkor a hullámok gerinctávolsága akár 900 m-t is elérhet.

147

Page 25: A Víz Földrajza

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. táblázatHullamjcllcm/ok es a szél összefüggése

(Neumann, G. után egyszerűsítve)

A szél jellemzőiKözepes

hullámperió­dus (s)

Közepeshullámhossz

(m)

Közepes hullámmagas­

ság (m)Szélsebesség

(Beaufort-fok)Szélsebesség

(csomó)*S (tengeri mérföld)* t (óra)

1 1-3 0,06 0,07 0,33 0,12 0,012 4-6 0,56 0,7 1,4 2,0 0,053 7-10 5,9 2,3 2,4 6,0 0,184 11-16 24,0 4,8 3,9 16,0 0,555 17-21 65,0 9,2 5,4 31,0 1,36 22-27 140,0 15,0 7,0 51,0 2,57 28-33 , 290,0 24,0 8,7 80,0 4,58 34—40 520,0 37,0 10,5 115,0 7,09 41-47 960,0 52,0 12,5 163,0 11,0

10 48-55 1570,0 73,0 14,7 225,0 15,811 56-63 2500,0 101,0 17,0 301,0 22,2

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

Különleges hullámjelenségekA 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 hullámbar mozgó részecskék körpályái a fenék közelsége miatt mindjobban ellapulnak (87 ábra), másrészt a fenékhez való súrlódás miatt mozgásuk lelassul. így a hullán felsőn;, részei. brtzzaj^kkiqest.dőresififnrfCj és. a_hnMm aszimmstó JkíssüLHÍiik-.. felé tartó hullámhegy gerince szinte taréjjá keskenyedik, és meredekebb oldalán í

* A csomó és a mérföld a tengerészeiben hagyományosan használt mértékegységek. 1 mérföld ==100 csomó = 1852 m. A csomóban megadott sebességek alatt a gyakorlatban mérföld/órát kell érteni. Tehí pl. 10 csomó sebesség 10 mérföld/órát (~ 18,5 km/órát) jelent.

148

Page 26: A Víz Földrajza

mcszecskék habos tajtékot keltve előrebuknak. A hullám valósággal összeomlik. Ez mhnfammorajlás (németül = Brandung, angolul = surf). Az így partra futó és ott itihahnozódó víztömeg azután gyors ütemben visszaáramlik. Ez a sokszor igen erős, jdeniós szívó hatású visszaáramlás (az ún. soog) nemcsak tekintélyes mennyiségű honialekot mozgat, de fürdőzőket is könnyen magával ragadhat, sőt kisebb vízi „művekre is veszélyes lehet.

HmUámtörés: mély vizű meredek partok esetén a hullámban mozgó részecskék arbnális pályáit nem a fenék, hanem a part közelsége deformálja (87. ábra), s azok fi««oteges tengelyük irányába nyúlnak meg. A hullám magassága ezért hirtelen m anó, s a meredek - rendszerint sziklás - partfalnak csapódó víz mennydörgésszerű

aMrinjja] szétporlik, s olykor több tíz méter magasra szökken. A visszazuhanó víztö­meg altal kiváltott, a parttól induló hullám szembetalálkozik a part felé tartó újabb Htommal, s annak erejét lényegesen le­csót ken ti. Csak a következő - tehát minden ■msodik hullám - érkezésekor ismétlődik Ties a hullámtörés a maga igazi látványos­ab b a n . s fejti ki teljes partromboló hatá­r i : A hullámtörés az abrázió legfontosabb összetevője, hiszen a partnak csapódó víz- ümeg nyomása és ütközési energiája révén ■iövel a legellenállóbb partfalat is kikezdi,* a partvédő műveket gyakran tönkreteszi.

Lógó hullámok: erős szelek által létrehozott nyílt tengeri hullámok születési helyük­től igen nagy távolságokra - így pl. egészen más széljárású területekre is - eljuthatnak. A hosszú út megtétele során magasságuk csökken, hullámhosszuk nő, s így a nyílt oengereken sokszor szinte észrevehetetlenek. H a azonban sekély partközeli vizekre ernek. 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- ri-óceán déli részéről, a nyugati szelek övéből származnak, s megkeserítik a hajósok eletet. A kalémák m iatt 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 „Ráz de Marées” a ■evük. 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 leggyak­rabban a Csendes-óceán tektonikailag mozgalmas területein születnek, így nem cso­da. 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- ;? t elérő cúnamikat, de az utóbbi 1300 évben többször előfordultak 30 m-t meghala­dó tengerrengés-hullámok is. Különösen emlékezetes a Krakatoa 1883-as kitörésekor

87. ábra: A vízrészecskék körpályáinak tor­zulása lapos és meredek part előtt - hullám­morajlás, ill. hullámtörés (Kuruc A. nyo­

mán)

149

Page 27: A Víz Földrajza

keletkezett rengéshullám, amely Szumátra és Jáva közeli partjaira zúdulva több mint 36 000 emberéletet követelt, s 35 m magas hullámfala a partvidék őserdőit is valóság­gal leborotválta. Csillapult formában még a Horn-fok környékén is észlelték, és 32 óra alatt Európába is eljutott. Földrészünkön az 1755-ös lisszaboni földrengés tenger- rengés-hulláma okozott különösen nagy pusztítást. A történelem legnagyobb cúnami- já t 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 tavak­ban 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. A; ezt leíró, nagyságrendileg helyes eredményt adó tapasztalati összefüggést a neve;

svájci geográfus után „Merián formulá nak” hívják:

B l/gh iB' '

ahol T = a lengésidő s-ban, 1 = a medenc hossza m-ben, g '4 a gravitációs gyorsulá h = a víz mélysége m-ben.

B'BB» 88. ábra: Egy- és kétcsomós állóhullám (se

che), (Kéz A. nyomán)

Jól ismert a seiche jelensége a Balti-tengeren, ahol a Lübecki- és a Kronstadti-öböl közö 27,5 óra a lengésidő, s a hullám magassága Szentpétervárnál esetenként 2 m-rel is meghalad a közepes vízszintet. Az így megemelkedő tengervíz, valamint annak a Névára gyakorc torlaszoló hatása a város alapítása óta sokszor okozott jelentékeny árvízkárokat. A Balatoni Cholnoky Jenő mutatta ki a seiche meglétét. A kenesei partok és a Keszthelyi-öböl közö1 lengésidőt 12 órának határozta meg.

Az árapályjelenséggel kapcsolatos hullámmozgást a tengerjárással foglalkozó fejezet tá gyalja.

150

Page 28: A Víz Földrajza

T enger ár amiások

A tengeráramlás a hullámzásnál kevésbé látványos, de olykor kontinens méretű eriüetek természeti viszonyaira különlegesen nagy hatást gyakoroló mozgásforma.A tengeráramlásoknak két alapvető kiváltó oka van. Az egyik a tengervíz horizon-

ifc sűrűségkülönbségeiből (lásd a sótartalom és a hőmérséklet differenciáit) adódó nizontális nyomáskülönbség, a másik pedig a (tartós egyirányú) szélnek a felszíni izrészecskékre ható vonszoló ereje. Planetáris méretekben a nagy földi légkörzés Kandó szeleinek hatása a fontosabb. Az áramlások irányának és terjedelmének ■eghatározásában az előbbiek mellett döntő szerepet játszik a súrlódási erő (főleg az om lás kiterjesztésében) és az eltérítő Coriolis-erő. Mindezek együttes hatására lakúinak ki a világóceán nagy áramlási rendszerei, amelyek konkrét formálásában [ tengeri medencék alakja is lényeges tényezőnek tekintendő.

Homogén (rétegzés nélküli) nyílt tengervizet feltételezve, az áramlások a szél hatá­sra nagyjából az Ekman, V. W. által 1902-ben lefektetett törvény szerint alakulnak, acnek lényege (89. ábra), hogy a szél által elvonszolt felszíni részecskék a Coriolis- ■o következtében a széliránnyal mintegy 45°-ot bezáró irányba mozdulnak el (az ■taki féltekén természetesen ez jobb felé értendő). Mozgásuk a belső súrlódás követ- Kztében terjed át a mélyebb rétegekre, de a mélységgel csökkenő sebességgel, és a tiszínitől egyre jobban eltérő irányban. Az ún. súrlódási mélységben az irányváltozás ■ár 180°, a sebesség pedig a felszíninek 1/23-a. (Számítások szerint a 50. szélességen F m s szélsebesség esetén a súrlódási mélység mintegy 60 m.)

A súrlódási mélységig terjedő víztö­meg egészében véve a szélirányra közel ■erőlegesen mozdul el. Ez magyarázza ■L azt a tényt, hogy a passzátszelek záüetési övezetében a kontinensek nyu­gati oldalán a parttal párhuzamos sze- ek hatására a meleg felszíni víz az óce- m belseje felé mozdul el, s helyére a ■eh bői hideg víz áramlik. Ez a helyzet Északnyugat- és Délnyugat-Afrika, va- imnint Kalifornia és Peru partjai előtt.

P l ábra: Az áramlás irány- és sebességvál- Kscisa a mélységgel Ekman szerint. Diet- aö_ G. - 1976 - után. D = súrlódási mélység

i sí

Page 29: A Víz Földrajza

Az egyes óceánok valódi áramlási rend­szerei (91. ábra) egy eszményi óceán ideá­lis áramlási képe alapján érthetők meg (90. ábra). Eszményinek tekinthető a két pólus felé nyitott és a meridiánokkal párhuza­mos partok közé zárt óceán. Mivel e felté­teleket leginkább az Atlanti-óceán elégíti 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 tenger­

áramlások, 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 = Észak- atlanti-áramlás, 10 = Labrador-áramlás, 11 = Irming-áramlás, 12 = Kelet-grönlandi-áramlás, 13 = Kelet-izlandi-áramlás, 14 = Murman-áramlás, 15 = Spitzbergai-áramlás, 16 = Brazil-áram­lás, 17 = Falkland-áramlás, 18 = Benguela-áramlás,: 19 = Guineai-áramlás, 20 = Kuro-shio- áramlás (a Csendes-óceánt keresztező szakaszát Pacifikus, az amerikai partoknál északra forduló ágát Alaszkai-áramlásnak hívják), 21 = Kaliforniai-áramlás, 22=Kamcsatka-áramlás, 23 = Kurili (Oyashio)-áramlás, 24=Kelet-ausztráliai-áramlás, 25 = Perui (Humboldt)-áramlás,

26 = Szomáli-áramlás, 27 = Agulhas-áramlás, 28 = Nyugat-ausztráliai-áramlás

152

Page 30: A Víz Földrajza

» Az eszményi óceánban a nagy földi légkörzés övezeteit tükrözve mindkét féltekén 5-3 áramlási cella található. Az egyes cellákban az áramlási irányok olyanok, hogy■ cellák egymást is hajtó fogaskerekek módjára kapcsolódnak össze.

A passzátszelek az Egyenlítő két oldalán kelet-nyugati áramlásokat keltenek fészak-, illetve dél-egyenlítői áramlatok), amelyek összetorlódó víztömege az óceán ■yvgati partjáról részint az Egyenlítő mentén visszaáramlik (egyenlítői ellenáramlás), Kszint az így záródó első cellából kiszabadulva a magasabb szélességek felé veszi ■ÉL Ezért rövidesen belejut a nyugati szelek övébe, s azok energiájával gazdagodva■ Coriolis-erő növekvő hatására mindinkább észak (ill. dél)-kelet felé tartva átvág az fiocánon (Golf-áram, Kuro-shio-áramlat az északi, Brazil-, Agulhas, Madagaszkári-, ■_ kelet-ausztráliai áramlás a déli féltekén). Ezt a második cellát az eszményi óceán beleli partján felgyűlt víztömegből az Egyenlítő felé induló áramlat zárja be. Mivel Él már viszonylag magas szélességre jutott, és ezért relatíve hűvös víz kerül vissza ■rópusi területre, ez az áramlás környezetéhez képest hideg. (Ennek a cellának atlanti- fieeáni megvalósulása a Kanári- és a Benguela-áramlás, csendes-óceáni megfe­lelője a Kaliforniai- és a Humboldt- vagy Vtenri-áramlat. Az északon csonka Indiai- fleeánban pedig a Nyugat-ausztráliai- faamlásban ismerhető fel.) A második cel­lából is jelentékeny vízmennyiségek sza­badnak ki, s tartanak (most már az óceán jhdeti partján) tovább a pólusok felé. En- aefc klasszikus” formája a sarkvidékig ■fitolt Észak-Atlantikumban tanulmá­nyozható, ahol a Golf-áramlás folytatásá­b ó l a viszonylag meleg víz a 70. szélessé­gen is túljut (92. ábra). A Csendes-óceán északi zártsága miatt e víztömegek nem babainak ilyen magas szélességre, de - ha klunivel gyengébb formában is - a Pacifi- bas- és az Alaszkai-áramlás ezek képvise- Gye. Ezek az áramlatok már a harmadik ■BDilási cellához tartoznak. E cellát a sar­ki szélrendszer által hajtott, az óceán nyugati oldalán az alacsonyabb szélességek felé brtó hideg áramlások (Kelet-grönlandi- és Labrador-, illetve Kurili- és Oya-shio- Kmnlás) zárják le.

A tényleges tengeráramlások térképére (91. ábra) tekintve feltűnő, hogy az áramlá­si kép főként a déli félteke magasabb szélességű területein tér el az eszményitől. Ott a kontinensek hiánya miatt a nyugati szél által hajtott víztömegek gyakorlatilag M é g e s áramlásként körbefutják a Földet (Nyugatiszél-áramlás). A sarki szelektől hajlott keleties poláris áramlások viszont jórészt az Antarktisz peremvidékéről indul­jak . és a nyugati szél öve felé sodorják a selfterületekről leszakított táblás jéghegye-

153

92, ábra: Az Észak-atlanti-áramlás jelentő­sebb elágazásai (Kuruc A. után)

Page 31: A Víz Földrajza

két. Ugyancsak jelentékenyen eltér az elméletitől az Indiai-óceán csonka északi részének áramlási képe. Itt a monszunok évszakosán változó irányának és a termikus egyenlítő vándorlásának függvényében változnak az áramlások. Némi egyszerűsítés­sel 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 vonatko­zik. Alattuk néhány 100 m mélységtől kezdve más, rendszerint kisebb sebességű, ma még hézagosan ismert áramlások figyelhetők meg. Ezek, mint fentebb már szó volt róla, főleg a víz hőmérsékleti és sűrűségkülönbségeire vezethetők vissza. A horizontá­lis áramlatok mellett helyenként a vertikális áramlások is jelentősek. Különösen a hideg vizek felszínre emelkedési körzetei gyakorolnak jelentős hatást a tenger élővilá­gára nagy tápanyaggazdagságuk következtében elsőrangú halpadok - és környeze­tük 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 sebes­séget 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. Kide­rült például, hogy az áramlatokban hatalmas függőleges tengelyű örvények mozog­nak, s ciklonok módjára le-leszakadnak a fő áramlásról, amely maga meandereket ír 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 kísérik.

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, kézen­fekvő 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 tengeijárást a Hold járásával hozták összefüggésbe. De a zseniális felvetés, sőt részletes leírás (Poszeidoniosz) ellenére csak a tömegvonzás

154

Page 32: A Víz Földrajza

•örvényének felismerését követően sikerült a jelenséget helyesen értelmezni. Ebben mar maga Newton is lényeges megállapításokat tett (1687), de Bernoulli (1741), Laplace (1775) és mások után Darwin, G. H. írt alapvető munkát a tengeijárásról

1902) .A tengerjárást előidéző árkeltő erő fellépése és hatása az alábbi - némileg egyszerű-

a k i t - gondolatmenet alapján érthető meg. Mivel a jelenség előidézésében a Hold játszik döntő szerepet (a Nap hatása nagyobb távolsága miatt a Holdénak csak mntegy 46%-a), ezért a kérdést első megközelítésben a Föld-Hold rendszerre egysze- rákjük.

A Hold Föld körüli keringését pontosabban úgy kell felfognunk, hogy a két égitest a Fökl-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 il-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 kö­rüli mozgás következtében a Föld minden pontja egyenlő suga­rú pályán mozdul el (Ft és H í, illetve F2 és H2 a Föld és a Hold megfelelő helyzetei, AíA2, B,B2 kiválasztott felszíni pontok,

C,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 nagyságúr- 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 viszony­lag nagy annak közelében és azon a délkörön, ahol a Hold delel. Legkisebb a nadír- pontban, 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

Page 33: A Víz Földrajza

erő a nagyobb. A fentiek m iatt a vonzó- és a centrifugális erő eredője — az árkeltő erő is pontról pontra változó irányú és nagyságú. A tenger vízrészecskéi mindenütt az

árkeltő erő irányába igyekszenek elmozdulni. Ez a Hold zenitálíásának helyén a Hold felé mutató, a nadir-pontban azzal ellentétes irányt jelent, és mindkét esetben vízszint- emelkedéssel 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” *Sa 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-fl Iára. 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 kiszámít­ható. 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 látszólagos 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 ritmusa.

95. ábra: Az árkeltő erő vízszintes összetevőjének változásai (Dar­

win, G. ábrája)

94. ábra: Az árkeltő erő (vastag vonal) irányának és nagyságának változása a Föld egyik délkörén: A vékony vonalak a vonzóerőt, a szaggatottak a centrifugális erőt

jelzik.

156

Page 34: A Víz Földrajza

A tengerjárás „szabályos” ritmusában kozmikus és földrajzi okok lényeges egyen- Hódenségeket okoznak. Kozmikus okokból bekövetkező jelenségek:I I. Félhavi egyenlőtlenség: ha a Hold és a Nap közel egy irányban van, árkeltő erejük fincadódik. Ez a helyzet havonta kétszer - újholdkor és holdtöltekor - következik ■K. Ilyenkor különlegesen magas dagályok a jellemzők (szökőár vagy szizigiai da- p h ) . Első és utolsó negyed idején a Hold és a Nap iránya derékszöget zár he, ezért tatásuk lerontja egymást, és a vízszintingadozás mértéke csökken (vakár vagy kvad- HMrai dagály).

2. Háti egyenlőtlenség : mivel, a Hold pályája elég erősen excentrikus, földközelség üqén Jóval nagyobb az árkeltő ereje, mint földtávolban, s ez a tengerjárásban havi iapdozást okoz. (Föld-Nap viszonylatban ez a jelenség éves periódusban jelentke- ak .)|gy a legmagasabb szökőárak akkor következnek be, ha az északi félteke telén fa Föld napközelsége idején) az újhold vagy a holdtölte a Hold földközelségével ssyMejűleg lép fel.

3L Deklinációs egyenlőtlenség: a Hold félhavi, a Nap félévi ritmusban változtatja pfeftfinációját. Valamely helyen a dagálymagasságokat a Nap és a Hold pillanatnyi Aftfinációja is befolyásolja.

4 Napi egyenlőtlenség: a legna- gSóbb dagály a Hold zenitdelelésének bdfén következik be; a Hold maxi- onfe deklinációja esetén (±28,3°) te­lkit pl. az északi szélesség 28,5°-án.A Föld-Hold kölcsönös helyzete m att azonban kereken 12 óra múlva m i ezen a helyen lép fel a legna­gyobb nadírdagály, hanem e helytől 5T-nyira déli irányban (96. ábra) . I Kiindulási helyünk nadirdagálya oőrt kicsi lesz, esetleg alig lehet észre­venni. Ilyen esetekben beszélhetünk a tengetjárás (látszólag) egynapos rit- ■■sáról.

E kozmikus okokból fellépő ár- jspély-egyenlőtlenségek mértékét sok esetben meghaladhatják a földrajzi I alapon bekövetkező változások. Első­sorban a partvonalak rajzolata és a széljárás befolyásolja a tengeijárás nagyságát. Hatá­sok rendszerint kisebb területeken, de rendkívül koncentráltan jelentkezik. Jórészt ennek a kösetkezménye, 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 (AteáUyhullámot a világtengert tagoló kontinensek, félszigetek stb. olyan kitérőkre

96. ábra: A dagályhullám napi egyenlőtlenségének magyarázata (B pont szélessége (®), a Hold dekli­nációja (5) ezzel azonos, tehát B fölött a Hold zenitben delel - zenitdagály. Fél nap múlva az ennek megfelelő nadírdagály nem B'-ben, hanem attól 2 8 foknyira, C-ben következik be, így B'-ben

a dagály lényegesen kisebb lesz)

157

Page 35: A Víz Földrajza

kényszerítik, amelyek késését még inkább fokozzák; és az egymást követő dagályhul­lámok 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. amphidrómikus pontok jönnek létre (97. ábra).

A dagály beálltának a Hold delelésétől való elmaradását különösen a nagy tenger­járású (pl. tölcsértorkolatokban fekvő) kikötőkben kell pontosan ismerni, hiszen a ki-

158

Page 36: A Víz Földrajza

a behajózás jórészt a dagály függvénye. A késés mértéke a kikötőidő. Az azonos ü ö tő id e jű pontokat összekötő vonalak a dagályóra- vagy kotidális vonalak.

Az árapály különösen a dagályhullámmal szembenéző, elkeskenyedő öblökben, fchótorkolatokban érhet el extrém értékeket. A dagálymagasságot a part felé fújó esős szél is növelheti, ami az erős hullámzással párosulva egyes partszakaszokon árvízveszélyes helyzetet teremt (vihardagály). A mérsékelt övben főleg a kontinensek avogati partjait veszélyeztetik vihardagályok. Ha lapos (esetleg süllyedő) partok ■eznek 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 fDoUart, Jadebusen, Zuider Zee - ma Ijssel-tó - ) részben olyan vihardagályok emlé- I bL amelyek a történelmi időkben is többször pusztítottak. A Zuider Zee pl. XII. századi vihardagályok következtében vált tóból (Lacus Flevo) nyílt tengeröböllé. A DoUart-öböl az 1277-es borzalmas „Karácsonyi-ár” terméke. De ugyancsak szo­morú emlékűek az 1570-es, 1634-es stb. vihardagályok a Fríz-szigetek történelmében. Az 1953. február elsejére virradóan bekövetkező Ignác-napi ár pedig Hollandia Zcdand tartományát öntötte el. A sor napjainkig lenne folytatható (1962,1977). Más Krúleteken a forró övi ciklonok, monszunok vagy passzátok keltette vihardagály jdeo t 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 kdvező esetben 21,3 m-rel haladja meg az apály szintjét. Nagy szintingadozású partszakaszok vannak Nyugat-Európában is: a Severn-torkolatban Bristolnál 15 m, * 'S l 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

Page 37: A Víz Földrajza

14, a Magellán-szorosban 13, Alaszkában a Cook-szorosban 11 méteres dagályok fordulnak elő. Az Amazonas torkolatában is nagy a tengerjárás (9 m). A dagályhul­lám mélyen behatolhat az általa tölcséressé formált folyótorkolatokba, így a száraz­föld 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 Hangcsoui- öbölben 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 levan- tei partokon mintegy 20 cm, az Adrián még ennél is kisebb.

A tengerjárás során a Földön végigvonuló dagályhullámnak óriási energiája van. Számítá­sok szerint (Rosenkranz 1977) egyetlen dagályhullám energiamennyisége 40 000 GWh-ra tehe­tő, 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 egysze­rűen felépíthető árapályerőművek kivitelezése és működtetése azonban ma még számos techni­kai 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 térszí­neken a gravitáció hatására kialakuló vízfolyások révén ju t el a tengerekbe. A vízfo­lyások fogalomkörébe csak a meghatározott pályán (mederben) mozgó vizek tartoz­nak, tehát döntő jellemzőjük a linearitás. A lejtőkön vízfilm vagy lepel formájában lefutó, esetleg alkalmi barázdákat is kitöltő, tehát a felszínen areálisan mozgó csapa­dékvizet nem tekintjük vízfolyásnak, jóllehet a vízfolyások kialakulásában jelenté­keny szerepet játszhat. Ha az intenzív esőkből származó, a lejtőket felületileg leöblítő víz hosszabb út megtétele után sem párolog vagy szivárog el, úgy rendszerint előbb- utóbb a terep mélyvonalába jut, és ott vízfolyássá változik.

160

Page 38: A Víz Földrajza

V ízfoly ástípusok

A vízfolyások kialakulásának tehát alapvető feltétele, hogy valamely területen a •nbevétel legalább időlegesen haladja meg a párolgásból és elszivárgásból adódó vízveszteséget. Ebből következik, hogy a vízfolyások legegyszerűbben a vízszállítás Hitbeli változásai szerint osztályozhatók. Két alaptípusuk az állandó (permanens) és ht időszakos vízfolyás. Utóbbi esetében a vízvezetés történhet több-kevesebb rendsze­rességgel (periodikus vízfolyások), vagy lehet ritka, alkalomszerű (epizodikus vízfo­lyások). A különböző típusok elsősorban az éghajlattól függően alakulnak ki. Egy egész évben csapadékos, óceáni klímaterületen nyilvánvalóan az állandó vízfolyások Keflegzetesek. Az évszakosán nedves éghajlati tartományokban (pl. a trópusi nyári csők övében, monszunvidékeken, mediterrán tájakon) gyakoriak a száraz évszakban padszeresen kiszáradó folyók. Vannak a két típus határeseteként megjelölhető vízfo- hasok 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 észre­vehető vízerecskék csordogálnak. Az arid és szemiarid területek vízfolyásmedrei a ■Idán és rapszodikusan érkező csapadék következtében többnyire szárazak, vízszállí­tásuk rövid időszakokra (esetleg csak néhány órára) korlátozódó, valóban epizódsze- n . Ilyenek pl. az észak-afrikai vádik, az ausztráliai creek-ek, de ilyen az észak-ameri­kai Nagy-medencében a Humboldt folyó is. Valamennyi felsorolt példa esetén a folyók jellege tükrözi az éghajlati adottságokat, ezért a tájhoz illeszkedő vagy autoch- um vízfolyásokról beszélhetünk. Viszonylag gyakran előfordul azonban, hogy egy- egy vízfolyás idegen a környezetében. Ez főleg a nedves területekről száraz vidékekre fakező folyók esetén van így. Ezek az allochton vízfolyások lehetnek átfolyók vagy wkeszők. Előbbiekre klasszikus példa a Nílüs, amely a belső trópusi nedves területek- n l 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 Kivesző folyók egy része lefolyástalan végtavakba, mocsarakba torkollik (az Amu- Darja és a Szír-Darja az Arai-tóba, a Chari és a Logone a Csád-tóba stb.). Tulajdon­képpen a Volga is ebbe a csoportba sorolható. Sok, száraz területre érkező folyó vize viszont egyszerűen elpárolog és elszivárog anélkül, hogy tartós állóvízzé halmozódna. Msö- és Közép-Azsiában 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

Page 39: A Víz Földrajza

„forrást” - pl. az Angara a Bajkál-tóból, a Szent Lőrinc-folyó a Nagy-tavakból (pontosabban az Ontario-tóból) ered. Olvadó gleccserek végénél (pl. gleccserkapuk­nál) is sokszor kezdődnek folyók. Ilyen a Rhőne és a Rajna is.

A folyók ijj 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 an, 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 á 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 találkozásá­tól 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 álta­lában 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 (valójá­ban 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 Möh- ringennél csak kétharmada-egynyolcada a folyásirány szerint felette fekvő Kirchennél mért értéknek). Az elnyelt víz az Aach környéki forrásokban lép újra felszínre, és a

Page 40: A Víz Földrajza

Badoifzdler-Aach révén a Bodeni-tóba, így végül a Rajna vízrendszerébe jut. A fel­sős? es felszín alatti vízválasztó jelentékeny eltérése miatt itt sokkal inkább egy v sá la sz tó sávról, mint vonalról beszélhetünk. Hasonló példa említhető a Középső- Itocneusokból, ahol a Maladeta-csoport területére hulló csapadékvíz nem a felszíni fejtésnek megfelelő nyugati vagy déli irányba folyik le, hanem egy karsztos víznyelő ■ ó ra északra, a Garonne vízrendszerébe kerül. A vízválasztó sáv kialakulásának w zonylag egyszerű elvi esetét mutatja a 99. ábra.

A felszíni vízválasztók is több típusba sorolhatók. A terep markáns kiemelkedésein ftflD kegy ségi vízválasztók mellett gyakran völgyekben is előfordulnak vízválasztók, ük wüigyi vízválasztók kevésbé feltűnőek, de a vízhálózat tagolásában és fejlődésében f e n s szerepük lehet. Magyarországon a Dunántúli-dombság területén a zalai, vala­mim: a külső-somogyi egyenes lefutású, úgynevezett meridionális völgyekben fiatal SKrkezeti mozgások alakítottak ki völgyi vízválasztókat (100. ábra). így ma azok csrali felében a Zala és a Balaton, déli részükön a Dráva és a Kapós vízrendszerébe Ifcij in il a patakok.

9 . ábra: Felszíni és felszín alatti vízválasztó feaáciilásának egyszerű esete, V = vízvá­

lasztó sáv

100. ábra: Völgyi vízválasz­tók a külső-somogyi meri­dionális völgyekben (Szilárd J. 1967. nyomán). 1 = magas helyzetű hátak, 2 = alacsony löszfelszínek, 3 = völgyek,

4 = völgyi vízválasztók

163

Page 41: A Víz Földrajza

A síksági vízválasztók rendszerint bizonytalanul határolják el az egyes vízgyűjtő területekét. 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 Búggal összekötő csatorna egyúttal a Balti- és a Fekete-tenger vízgyűjtő területét is összekapcsolja. A kétirányú lefolyás (bifurká- ció) klasszikus példája az Orinoco és az Amazonas vízrendszerének összekapcsolódá­sa a Cassiquiare révén, amit Humboldt bizonyított be 1799-ben. Gazdasági szempont­ból 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 fdjlődés 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 H-áról gyűjti össze a vizeket. A kontinentális vízválasztók olyan területeket is közre­zárnak, 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 pontatlan­sággal lefolyástalannak nevezünk egyrészt olyan területeket, amelyeken van ugyan felszíni lefolyás, de a vízfolyások a világóceánnal nem érintkező befogadóba torkollanak. Ilyen érte­lemben 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 igén különböző szempontokat érvényesít, együttes figyelembevételüknek nem lenne sok értelme. Ezért a folyók, ill. folyórend­szerek nagyság szerinti sorrendje attól függően változik, hogy melyik ismérv alapján készül el (9. táblázat).

164

Page 42: A Víz Földrajza

ábra: A kontinentális vízválasztók futása (pontozva a belső lefolyású és lefolyástalanterületek)

1M ázaiAz óceánok vízgyűjtő területeinek kontinensenkénti megoszlása (Wilhelm, F. 1987 után)

165

Page 43: A Víz Földrajza

9. táblázat

Hosszúság (km)

(£) Amazonas-U cay ali 6516J£) Nílus-Kagera 6484^^TMississippi-Missouri 64203 ? Jangce 58005. Ob-Irtis 55756. Jenyiszej-Szelenga 55507. Huang-ho 4845

\£-§NiCongó 47008^?T La Plata 4700

10. Amur 451011. Mekong 450012. Léna 427013. Mackenzie-Peace 425014. Niger 403015. Volga 368816-17. Salween 320016-17 Colorado 320018. Yukon 318519. Indus 318020. Szt. Lőrinc 3100

Page 44: A Víz Földrajza

A Föld legnagyobb folyórendszerei

Vízgyűjtő terület (ezer km2) Vízhozam (m3/s)

alapján (Marcinek - 1975. szerint)

Amazonas 7180 (LjAmazonas 180 000Q^)Kongó 3822 (^ K o n g ó 42 000/^M ississippi 3221 jy Jan g ce 35 0004. Ob 2975 4. Orinoco 28 000

(©Nílus 2881 5. Brahmaputra 20 0006. La Plata 2650 6. Jenyiszej 19 6007. Jenyiszej 2605 7. La Plata 19 5008. Léna 2490 ,/KT^lississippi

vTLéna17 545

9. Niger 2092 16 400jfÖ^Jangce 1970 10. Mekong 15 90011. Amur 1855 11. Gangesz 15 00012. Mackenzie 1805 12. Irrawaddy 14 00013. Zambézi 1330 13. Ob 12 60014. Volga 1308 14. Amur 12 50015. Orinoco 1086 15. Hszi-csiang 11 00016. Gangesz 1073 16. Szt. Lőrinc 10 40017-18. Nelson 1072 17-18. Volga 8 00017-18. Murray-Darling 1072 17-18. Rio Magdalena 8 00019. Szt. Lőrinc 1030 19. Mackenzie 7 50020. Tarim-Kotan 1000 20. Yukon 7 000

Page 45: A Víz Földrajza

Az adatok egy része ma még kétségtelenül pontatlan. A vízhozamok részben becsült ŐMÉkek. s a folyók hossza is függ az adott terület térképezettségi állapotától (a részle- •erebb térképeken általában nagyobb hosszúság mérhető). Ezért a különböző forrá- wfcban gyakoriak a sorrendet is befolyásoló eltérések. Mindezek ellenére elég egyér- nrimú hogy a Föld legnagyobb folyórendszerei közül az első három (Amazonas, tangó . Mississippi) nem a legnagyobb szárazföldön alakult ki. Eurázsia kontinentá- Hs vízválasztója a földrész belsejében több mint 10 millió km2 lefolyástalan területet k n t körül, ezért folyórendszerei általában nem nyúlhatnak a kontinens centrumáig, 1— jii a lefolyástalan területek külső pereméről indulnak sugaras jelleggel az óceá- ■mk fdé. Ez a tény némileg korlátozza méreteiket. Afrika és főleg Amerika esetében a lő vízválasztó aszimmetrikus helyzete miatt a kisebb szárazföldön is nagyobb ■aasdszerek jöhettek létre.

A vízfolyások mérete kapcsán röviden utalunk arra, hogy a nagyság érzékeltetésére a nyelvben használt kifejezések (patak, folyó, folyam stb.) a szaknyelvben is elterjedtek

■Ban. de nem tekinthetők pontos szakmai fogalmaknak. Bár számos kísérlet történt az egyes ■Ksgdőíések konkrét mértékszámokkal való meghatározására, ezeket azonban még a szakiro- dhfeaan son használja elég következetesen. A szóhasználat nem is mindig egyszerű, hiszen s n a k olyan vízfolyások, amelyeknél a nagyságot jellemző három adat más-más kategóriába ■ L A Föld leghosszabb óriási folyama címért versengő Nílus pl. Kairónál mért nem egészen ipifftn^s-os vízszállítása miatt leszorul a vízhozam szerint értékelő táblázatokról. Az Orinoco

vízszállításban negyedik, hossza szerint csak a 34. a Földön. Említhetnénk az Eufrátesz ss a Tigris a Satt-el Arab néven torkolló rendszerét is, amely a vízgyűjtő terület és a hosszúság a*H p n Duna-méretű, vízhozam tekintetében (856 m3/s) viszont még Európában is több mint

racat folyó megelőzné. A vízszállítás, valamint a másik két jellemző közti ilyen feltűnő az adott folyórendszer földrajzi helyzetéből következő sajátos éghajlati viszonyokkal

■Mg«arázhatók. Aligha kerülheti el figyelmünket pl., hogy a Föld legbővizűbb folyói többsé- gpkkea a belső trópusi és monszunterületeken gyűjtik össze vizüket. A folyók azonban gyakran I á n a k és vízgyűjtő területük alapján sem tartoznak egy „súlycsoportba”. A burmai Salween pnlhnni i n i íj,i táblázaton a 16., a vízgyűjtők sorrendjében csak a 46. helyet foglalja el. A kínai liipmg-Ho megfelelő helyezési számai 7. és 29. Ezek a nagy eltérések főleg domborzati eredetű­ek. A felszíni viszonyok olykor igen különleges formájú -?■ pl. hosszú, keskeny vagy éppen inckded - vízgyűjtő területeket „szabnak ki” a vízfolyások számára.

A vízhálózat alakrajzi jellemzői

A táfolyások és folyórendszerek számos alapvető jellemvonását közvetlenül a dom- Bmsat határozza meg. (A meghatározottság természetesen nem egyoldalú, hiszen a KrfWyások is alakítják a domborzatot.) A vízhálózat jellege azonban más tényezők Hutását is tükrözi. Már pusztán az alakrajzi sajátosságok elemzése révén is felismerhe­ttük pl.a földtani szerkezet, a kőzettani viszonyok, az éghajlat, sőt a fejlődéstörténet Karyeges vonásai, ill. mozzanatai. Az alakmérési (morfometriai) eljárások kidolgozá- rib ra különösen Hortonnak vannak jelentős érdemei. Klasszikusnak tekinthető Ksnkássága óta ezek mind sokrétűbbé váltak, és segítségükkel a folyórendszerek ma

167

Page 46: A Víz Földrajza

már egzakt, mennyiségi paraméterekkel jellemezhetők. E paraméterek többnyire néhány egyszerűen megmérhető alapadat (pl. folyóhossz, völgyhossz, vízgyűjtő terü­let, vízfolyásszám stb.) közti szoros - olykor függvény jellegű - kapcsolat kimutatásá­val 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

RendűségA vízgyűjtő területek morfometriai vizsgálatakor Horton, R. E. (1945) a vízfolyá­

sok rendűségéből indult ki. Elsőrendűnek (ux) nevezte a vízfolyások forráságait, vagyis az eredettől az első összefolyásig terjedő szakaszokat. Két elsőrendű folyóág találko­zásából másodrendű (u2) vízfolyás keletkezik. Általában: azonos rendű (u j vízfolyá­sok 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 (102/1. ábra). A Horton

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

Page 47: A Víz Földrajza

ákd kidolgozott rendűségi elvet később számos kutató módosította. Strahler, A. N. |I957) széles körben elterjedt eljárása csupán annyiban különbözik a Hortonétól, hogy a főfolyó torkolati rendűségét nem vetíti vissza annak teljes hosszára és az egész ■eadszerre. Shreve, R. L. (1966) viszont azt javasolta, hogy a találkozó folyók ■endszámát - ő ezt magnitúdónak nevezte - össze kell adni (102/11. ábra),

A rendűségi vizsgálatok azt mutatják, hogy egy folyórendszeren belül a magasabb [■ ilí í inni felé haladva a folyóágak száma egy fordított mértani sornak megfelelően oökken. Ha ezt féllogaritmikus skálában ábrázoljuk (103. ábra), egyenest kapunk. (H a so n ló , de emelkedő egyenesként jelenik meg a magasabb rendszámokhoz tartozó Myószakaszhosszok és vízgyűjtő területek képe is.) Az alacsonyabb rendű folyósza­kaszok 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 vízfolyások sűrűségeA vízfolyássűrűség a folyórendszerek vízgyűjtő területének olyan alakrajzi jellem­

zője, amelyben a vízhálózatot kialakító lényeges tényezők - mindenekelőtt az éghajlat cs a kőzettani viszonyok - hatása tükröződik.

A vízfolyássűrűség számszerű értékét az

Smefüggéssel 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

M3. ábra: A folyók rendűségének és számának összefüggése €gf Meghatározott vízgyűjtő területen. A kapcsolat szemiloga- nnnikus skála esetén lineáris (Nu=az u-ad rendű vízfolyások sánta, u = a rendűség száma) - Knighton, D. 1984. ábrája

Kbifurkációs index értéke természetszerűleg a vízhálózat rajzolatában is tükröződik.

2 3 4 5 Folyórend

169

Page 48: A Víz Földrajza

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 maximu­ma van. A kiugró fő maximum azzal magyarázható, hogy szemiarid éghajla­ton a csapadék többnyire nagy intenzi­tású, 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 visszatar­tó hatást fejt ki, és csökkenti a vízfo­lyássűrűséget.

Azonos éghajlati feltételek mellett a felszíni és felszínközeli rétegek litológiai adottságai okoznak jelentős eltéréseket. Vízzáró kőzeteken (agyagos, márgás vagy kristályos kőzetű területeken) na­gyobb a felszíni vízfolyássűrűség, mint vízáteresztő kőzetek (mészkő, homok­kő) esetén. Sokszor idézett példa a Pá­

rizsi-medence réteglépcsős vidéke, ahol kőzettani okokból vannak jelentős különbsé­gek a szomszédos tájak vízfolyássűrűségében. A felsőkréta lépcső víznyelő mészkőfel­színe ritka vízhálózatával pl. valóban rászolgál a „Száraz Champagne” névre. A kö­vetkező, 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 ugyan­csak 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 vízfo­lyássűrűsége 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 völgy­hálózatának 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 vonatko­zóan.

104. abra: A vízfolyássűrűség összefüggése a csapadékkal (Gregory, K. J. - 1976 - ábrája

Knighton - 1984 - könyvéből)

170

Page 49: A Víz Földrajza

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

Page 50: A Víz Földrajza

Schmidt, K. H. (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 elsősor­ban 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 (Sf)- és völgysűrűségi (Sv) értékek a Ruhr néhány részvízgyűjtőjében(km/km2-ben)

Vízgyűjtő terület sf Sv Sv/SfIhne 1,42 2,79 1,96Brachtpe 1,67 2,8 1,68Lister (H) 1,18 2,89 2,45Olpe 1,33 2,59 1,65Felső-Veischede 2,06 2,95 1,43Sorpe 1,73 2,89 1,67Borke 1,22 2,35 1,93Felső-Ennepe 1,6 2,38 1,49Hasper-patak 1,45 2,38 1,64Középső-Hönne (M) 1,25 2,54 2,03Alsó-Bigge (M) 0,91 2,1 2,3Erms ( , (M) „ , > Svab-Alb ' ' Eyb j (M)

0,490,5

2,91,97

5,93,94

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

Folyó- és völgyszakaszok morfometriai paraméterei

Egy vízfolyás legalapvetőbb jellemzője futásvonalának a forrástól a torkolatig mérhe­tő hossza (l). Ez rendszerint lényegesen nagyobb, mint a folyó völgyének hossza (t), hiszen a vízfolyások medre általában nem követi pontosan a völgy vonalát (pl. kanya­rog a völgy talpon). A két érték különbsége a völgy szélesebbé válásával többnyire nő, s ilyen értelemben a folyó futásfejlettségének növekedéséről beszélhetünk.

1 - tFutásfejlettség = —— .

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 ú tra” kényszerítő tényezők

172

Page 51: A Víz Földrajza

szerkezeti adottságok vagy kőzetkeménység-differenciák) hatását tükrözi.

1 — dFolyásfejlettség:> ——■.

dfentiekhez hasonló logikával völgyfejlettségről is beszélhetünk:

IíT* ' ' , t - d Völgyfejlettseg: Ét

dA folyók vízjárásának alakulása és a vízállás előrejelzésének bonyolultsága jelentős Értékben függ á mellékfolyók számától s azok torkolatainak távolságától. Ennek fcjezésére a torkolatsurűségi paramétert használják. A torkolatsűrűség az egységnyi lyóhosszra (pl. km) eső torkolatszámot jelenti.

Mederkeresztmetszet

106. ábra: Folyómeder-keresztmet- net (d= a meder mélysége, W=a me- ■rszélessége, K= nedvesített kerület, h F=a keresztmetszet területe)

i Valamely folyószakasz részletesebb jellemzésére szükségesek és kiválóan alkalmasak jp meder geometriai adottságait bemutató jelzőszámok. Ezek vonatkozhatnak a meder Keresztmetszetére vagy annak futásvonalára. A meder (a folyó középvize által elfoglalt ftnsszanti mélyedés) keresztmetszetének fő jellemzőit a 106. ábra mutatja. A meder ■prcsztmetszete - az ábrától eltérően -i a valóságban nem mindig szimmetrikus. Bysámmetriaviszonyok szorosan összefüggnek az áramlási viszonyokból adódó fu- tisvonal-változásokkal (lásd később),

A futásvonal elemzésével a medergeometria foglalkozik, A folyókanyarulatok főbb pérószámait a 1M7, ábra magyarázza. Ha a kanyarulat húrjára (h) mint átmérőre áp o lt félkör kerülete (k) nagyobb, mint a kanyarulat íve (i), akkor egyszerű kanyaru­latról. ellenkező esetben meanderről beszélünk (Schoklitsh). Más beosztások az i/h arany (0) nagysága szerint osztályozzák a kanyarulatokat (ilyen pl. Laczay I. összeál- feúsa 1982), és annak értékétől függően a kanyarulatok (meanderek) különböző fejlett- •seaéről beszélnek (11. táblázat). Szintén a kanyarulat fejlettségére utal a X - m/h arany. A kanyarulatok több mérőszáma (107. ábra), így az i, Rm, M, D nagysága a vízfolyás alapjellemzőivel (vízhozam, esés, mederanyag) mutat szorosabb-lazább pmefüggést. Ezért nagy mennyiségben történő megmérésük révén nemcsak egy airfolyás jelenlegi futásvonalának egzakt leírása lehetséges, hanem annak fejlődéséről, m ősföldrajzi viszonyok rekonstruálásáról is adalékok nyerhetők.

173

Page 52: A Víz Földrajza

Meander (i.2 > k2)

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), il5 i2 = a kanyarulatok ívhossza (az inflexiós pontok között, a sodorvonal mentén), kl5 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 P értéke alapján (Laczay J. után)

A kanyarulat típusa P értékeAlkanyar

Fejletlen kanyar Fejlett kanyar Érett kanyar Túlfejlett kanyar Átszakadó

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

174

Page 53: A Víz Földrajza

A vízhálózat rajzolata

A kutatók már a századfordulón észrevették (Dutton, C. E. 1882, Davis, W. M. 1899 stb.), hogs * vízfolyások által a felszínre rajzolt mintázat egyes földi területeken igen sajátos képet imtaf Nemcsak a vízfolyások sűrűségében, hanem a folyók futásvonalában, egymáshoz való

Ifapcsolódásukban, egyáltalán az egész folyóhálózat geometriai elrendezettségében olyan jelleg­en** vonások figyelhetők meg, amelyek a vízhálózat rajzolatának tipizálását teszik lehetővé.

A különböző rajzolattípusok mindenekelőtt az éghajlat és a domborzat hatását ákrozik. de a mintázatban a kőzetek eltérő minőségének és településviszonyainak, nailamint a szerkezeti adottságoknak a befolyása is felismerhető. Az alapfeltételekhez Beskedő mintázat azok változásával fokozatosan az új körülményekhez idomul, de jl korábbi rajzolat maradványaiból és annak az átalakulásra gyakorolt hatásából (a ó i mintázat olykor átüt az újon) klímatörténeti, éghajlati-morfológiai és általában tipejlődési kérdések is megválaszolhatók.

A fentiek értelmében ezért az eddig készült tekintélyes számú rajzolattipizáló ■endszerből elsősorban azok emelhetők ki, amelyek a geometriai sajátosságok mellett genetikai szempontokra is tekintettel vannak a típusalkotás során. Ilyennek tekinthe­ss Verstappen, H. Th. (1964) osztályozása (108. ábra), amely külön fő csoportba sorolja az eróziós és az akkumulációs térszínek rajzolattípusait. Előbbiek esetén lénye- ftsen eltérő jellegű mintázat alakul ki ott, ahol a vízhálózat jellegét csak a domborzat cs s felszíni kőzetminőség befolyásolja (ezt szabadon fejlődő hálózatnak is nevezhet­jük l valamint ott, ahol a szerkezeti adottságok irányítják a vízfolyásokat. Verstappen awtályozását hazánkban újabban Gábris Gy. (1987) fejlesztette tovább úgy, hogy e folytonos rajzolatú típusokat széteső (megszakadó) rajzolattípusokkal egészítette ki,■ c különböző egyszerű típusok kombinálódásából létrejövő összetett mintázatokra m felhívta a figyelmet.

A bemutatott alaptípusok zöme általában más osztályozásokban is szerepel, s jelentősebb eltérések csak az altípusoknál jelentkeznek. Ezek száma szinte korlátlanul saporitható, ami arra utal, hogy a viszonylag objektíven elkülöníthető és felismerhe­t i alaptípusokon túl a típusalkotásban már a szubjektivitás is érvényesül.

Sajátos rajzolatosztályozást állított fel Marcinek, J. (1975). Rendszerében a Vers- appen-féle eróziós alaptípusok zömét mint „normál típust” foglalta össze azon közös vonás alapján, hogy ezek esetében a vízgyűjtők peremei felé haladva növekvő mértékű szeiigazás a jellemző. A normál típusban tehát a bifurkációs arány (Rb) meglehetősen sugv. sőt az alacsonyabb rendszámok felé haladva gyakran még növekvő is. A normál ■pus 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 ellenére is). E sajátos, az északi félteke fiatal eljegesedésű területein övszerűen megjelenő típus kialakulását a visszahúzódó pleisztocén jégtaka­ró által hátrahagyott egyenetlen domborzatú morénafelszín és a vízhálózat megjelenés se óta eltelt rövid idő (~ 10 000 év) magyarázza.

175

Page 54: A Víz Földrajza

S zab ad on fejlődő | Szerkezetileg bef oly ásott

Fonatos

Gyengen ag asElvonszolt

SzögletesGyengén porhuzamosSzétágazó (legyező)

DerékszögűOrsós Párhuzamos

E lcsavartSugaras

Akkumulációs terü letek

Eróziós térszínek 108. ábra: Folyóhálózati rajzo­lattípusok Verstappen szerint

(Gábris Gy. alapján)

109. ábra: Fiatal morénaterüle- tek vízhálózata Schwerin kör­nyékén (Marcinek - 1975 -

után)

Page 55: A Víz Földrajza

2 . K ü lö n típusba sorolja az egykori jégtakarók peremi sávjában, az ősfolyamvölgyek limitben kialakult, ma már fosszilis vízhálózatot. Az egyes eljegesedési fázisok |q Ó > u g y a n is Közép-Európa északi területein az általános lejtésirányt követve észak­i k In tő vízfolyások a jégtakaró pereme előtt kénytelenek voltak irányt változtatni, k a jcg peremével párhuzamos, közel kelet-nyugat irányú völgyszakaszokat (ősfo- p m tö lg y e k e t) alakítottak ki. A jégtakaró felől az ősfolyamvölgyek felé folyó olva- H röek helyenként keskeny (tömlőszerű), másutt legyező alakban kiszélesedő pályá­iba haladtak, gyakran többszörösen szétágaztak, és így egy sajátos vízlevezető rend- ■ 1 hoztak létre (110. ábra). E különleges rajzolatú, legfeljebb néhány száz km széles ■Aúiózat a vízgyűjtő területek jelenlegi fejlődésére is hatással volt.

IM ábra: Egykori jégtakaró peremén kialakult vízhálózat jellegzetes rajzolata Berlin szom- sasdságában (Marcinek ábrája alapján). 1 = a pomerániai stádiumnál idősebb fenékmoréna- Krüetek, 2=a frankfurti stádium jégperemének végmorénái, 3 = a frankfurti stádium olvadék- TOpálvái. 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 ííudckekre érkező vízfolyásokba mind kevesebb mellékfolyó torkollik, a mellékfolyók egy része el sem éri a főfolyót, vizük elpárolog vagy elszivárog. Gyakori az időszakos wrczetés. A Föld számos száraz területén jóval nagyobb a völgysűrűség, mint a v í z f o l y á s o k sűrűsége. Ez a klímaváltozás világos bizonyítéka.

177

Page 56: A Víz Földrajza

111. ábra: Száraz területek vízhálózattípusa (Marcinek után)

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 indulvg az eljegesedett, vízhálózat nélküli területeket a fiatal morénaterületek típusa váltja fel majd a belföldi jégtakarók peremi sávjában kialakult vízhálózat következik. Ezutár a normális hierarchia szerint fejlődött vízhálózat lesz a jellemző (sokféle altípussal) ami az alacsonyabb szélességek felé száraz típusba megy át. Az aridus éghajlai magterületein a vízfolyások a poláris területekhez hasonlóan teljesen hiányoznak, de egyenlítői oldalukon - a belső trópusi területeken - ismét a normál típusú vízhálózat válik jellemzővé.

178

Page 57: A Víz Földrajza

112. ábra: Karsztos vízhálózat rajzolata Szlovéniában (Marcinek ábrája alapján)

A vízfolyások vízszállítása

B t folyóvizek felszínformáló munkájának megértéséhez és gazdasági hasznosításuk ellenük való védekezés) tervezéséhez mindenekelőtt vízszállításuk jellemzőit -

■famennyiségük ingadozásának okait és szabályszerűségeit, valamint előrejelzési lehe- ■fcrádt — kell megismerni. A kérdést logikus a folyók vízutánpótlásának irányából ^B^cözelíteni.

folyók vize alapvetően két forrásból, a felszíni és felszín alatti lefolyásból szármá­i t Az előbbi vagy a csapadék közvetlen következménye (eső), vagy pedig a hó-, ül. Kprfvadás eredménye, ami azt jelenti, hogy a csapadékhulláshoz viszonyítva kisebb- M p o b b késéssel jelentkezik. A felszín alatti lefolyás a beszivárgás következménye. ^^Mszivárgott csapadék egy része eléri a talajvizet, s hagyományosan annak fold

mozgását tekintjük a folyók egyik lényeges tápláló forrásának. Az újabb ^Btoások azonban mindinkább hangsúlyozzák az ún. köztes lefolyás szerepét. Ez a

179

Page 58: A Víz Földrajza

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 késlelte­tett lefolyás teszi lehetővé, hiszen ennek hiányában a vízfolyások a csapadék megszűn­tét követően még humidus éghajlaton is rövid idő alatt kiszáradnának.

A közvetlen lefolyás általában csak rövid időtartamú, de nagy mennyiségű vízveze­tést okoz, ezért főként az árhullámok kialakulásában játszik lényeges szerepet.

Felszíni lefolyás

a) A közvetlen felszíni lefolyás esőből származik, és akkor indul meg, ha a csapadék­nak 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 vízát­eresztő 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 (%) = 100^.

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 körültékintéssel használható. A felszíni lefolyást befolyásoló legfontosabb té­nyezők:

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 szakasz­nak 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. Termé­szetes körülmények között ez is viszonylag állandónak tekinthető, de az emberi

180

Page 59: A Víz Földrajza

I—flhemység hatására rövid időn belül is lényegesen változhat. A települések szilárd felületei pl. gyakorlatilag teljesen kizárják a beszivárgás lehetőségét. Egy

fisam szántott felszín viszont csökkenti a lefolyási tényezőt.| 4L A növényzet jellege igen széles határok között változtatja az a értékét. A külön- níi?* természetes vegetációtípusok, ill. művelési ágak (sőt pl. az egyes kultúrnövények ■pH ésak különböző fázisaiban) eltérő hatásúak. Ezért a vegetáció jellegének hirte-

megváltoztatása (pl. erdőirtás) drasztikusan befolyásolhatja a lefolyási viszonyo-KüL

5L A lefolyási tényező időbeli ingadozására a legközvetlenebb (esetleges) hatást a m a iié t meteorológiai helyzet gyakorolja. Nyilvánvaló pl., hogy adott mennyiségű

lefolyásra kerülő része lényegesen nagyobb egy hosszabb csapadékos perió- aUfc iésén, mint egy száraz időszakot követően.

IB erezzük meg, hogy maga a csapadék nemcsak mennyiségével, hanem intenzitásával is h » a lefolyásra. Montanari ferrarai kísérletei már a 20-as években igazolták, hogy a csapadék áíciciraniának növekedésével intenzitása csökken, így a lefolyásra és a folyók vízszállítására — a leghosszabb idejű esők gyakorolják a legnagyobb hatást, hanem azok, amelyek időtarta-— 1 nfyfrm csak eléri az adott vízgyűjtő területre érvényes összegyülekezési időt. (Összegyülekezé- j j ü ő az az idő, ami ahhoz szükséges, hogy a lefolyó víz a vízgyűjtő minden p o n tjá ró la ■jgBwoíabbiról is - elérjen a befogadó vízfolyás meghatározott szelvényéhez.) Ez esetben ngfpnis már a teljes vízgyűjtő vizet szolgáltat a folyónak, mégpedig a legnagyobb mennyiség­i m hiszen a hosszabb esők kisebb intenzitása ehhez képest már általában csökkenő lefolyást <m rabozamot eredményez. A nagyobb intenzitású rövidebb esők alkalmával viszont a teljes ■ in ilijl fi nem kapcsolódhat be egyidejűleg a vízszállításba, ezért lesz a vízhozam kisebb.

Mivel a lefolyási tényező időben változik, ezért a folyókon a különösen nagy akkor a legvalószínűbbek, ha a megfelelő csapadék a lefolyási tényező maxi­

mnak értéke idején következik be. Ez nálunk, Magyarországon a tél végére - tavasz drjére (február-március) esik.

A nagyszámú tényező bonyolult kapcsolódásai következtében a lefolyási tényező pontos meghatározása mindmáig nem tekinthető megoldottnak, s a gyakorlat számá­ra bizonyos egyszerűsítésekkel igyekeznek használható becslést adni. Magyarorszá- s x . ilyen pl. Korbély J. (1937) vagy Kenessey B. (1930) eljárása (12. táblázat).

Bár a lefolyási tényező a meghatározó faktorokból nehezen „építhető fel”, de ’taJamely vízgyűjtőről kifolyt vízmennyiség mérésével a lehullott csapadék ismereté­i n tetszőleges hosszúságú időszakra utólag kiszámítható. A kifolyó vízmennyiséget a folyó vízhozama (Q) alapján lehet meghatározni. Mivel a vízhozamot a keresztmet­szeten egységnyi idő alatt áthaladó vízmennyiségként értelmezzük, ezért legegyszerűb­ben a

Q 1 ©vkösszefüggésből határozhatjuk meg (ahol © = a keresztmetszet területe, vk a közepes sebesség). A vízhozam folyamatos mérése ugyan általában nehezen oldható meg, de xz esetenkénti vízhozammérések segítségével szerkesztett vízhozamidősorok megfele­lőek a lefolyás összmennyiségének közelítő meghatározására. A közepes vízhozam

181

Page 60: A Víz Földrajza

(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 hasz­nosan 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. táblázatA lefolyási tényező (a) összetevői Kenessey B. szerint

Meghatározó adottságok a b c

Lejtésiviszonyok (a1)

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

0,220,12

0,260,16

0,300,20

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

0,060,01

0,080,03

0,110,05

b=s magyarországi viszonyok esetén

Igen vízzáró talaj 0,11 0,26 0,30 a = a magyarországinálA talaj vízáteresztő

Közepesen áteresztő talaj 0,12 0,16 0,20 szárazabb területe­ken

képessége (a2) Áteresztő talaj Igen áteresztő talaj

0,060,03

0,080,04

0,100,05

c = nedves éghajlatúhegyvidéken(Svájc)

A növényzet hatása (a3)

Kopár szikla Rét, legelő

Feltört kultúrtalaj, erdő Zárt erdő, laza hordalék

0,260,17

0,070,03

0,280,21

0,110,04

0,300,25

0,150,05

a = ax + aj + aa

182

Page 61: A Víz Földrajza

rt r __ '

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

Page 62: A Víz Földrajza

Évi középhomérséklet

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 váÜk a legjelentősebbé, ahol a csapadéknak csak kis része hó,

az esővíz viszont a lejtős felszín miatt gyor­san - viszonylag kisebb párolgási veszte­séggel - eljuthat a folyókba (114. ábra).

A felszíni lefolyás a Földön két zónában ér el különösen magas értéket: a váltako- zóan nedves trópusok száraz szavannáin és a fagyott altalajú szubarktikus területeken. Előbbi esetben a beszivárgást jóval megha­ladó intenzitású csapadék, utóbbiaknál a vízzáró talajjég énnek a fő oka.

114. ábra: A hótáplálás százalékos aránya a felszíni lefolyásból (Yh), valamint a hó alakban lehullt csapadék részesedése az évi összcsapa- dékból (Xh) a magasság függvényében. t=az évi középhőmérséklet és a magasság összefüg­gése. 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 vízké­miai vizsgálatok is igazolják. A talajvíz természetesen csak akkor táplálhatja a folyó­kat, ha azok szintje alacsonyabb a talajvízénél. Ellenkező esetben (pl. síkvidéki árhullá­mok 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 évek­ben a korábban felhalmozódott magas talajvíz megakadályozza a folyók szintjének katasztrófával fenyegető túlzott leapadását.

184

Page 63: A Víz Földrajza

felt felszín alatti vizek közül általában a karsztvíz reagál a legérzékenyebben és a agvorsabban a csapadékra, s így a karsztvíz táplálta vízfolyások vízszállítása a ■■Értékű felszíni lefolyás és a föld alatti utánpótlás ellenére is erősen ingadozhat. ■ ■ érkezünk el a bevezetőben már említett köztes lefolyás kérdéséhez. A köztes MUcás különösen a laza szerkezetű, durva szemű hordalékkúpokon, törmeléktaka- jBhaa érhet el extrém értékeket, s válhat az árhullámok fő táplálójává.

■fcfcfolyási tényező területspecifikus és éghajlattól, ill. meteorológiai helyzettől függő feltéte- p i k ismeretében lehetőség van egy tetszőleges vízfolyásrendszer magasvizeinek az előrejelzé­

se alapvetően két módszer - a determinisztikus és a sztochasztikus modellek felállítása tánlkozik. Az előbbi esetben a változó és változatlan rendszerjellemzőkből statisztikai ■finnlrtal olyan paramétereket „becsülnek meg”, amelyek alkalmazásával a különböző ■nságú magasvizek jó közelítéssel megadhatók. Ilyen pl. Thomas, D. M. és Benson, M.

pnU) vagy Seyhan, E. (1976) modellje := 55,1 • Fe0-87 • J®-25 (Thomas-Benson),

= 11,5 — 245 J j+90 J2+ 0,751 Fe (Seyhan),: ahol UQfio)a tízévenként várható magasvíz,

a vízgyűjtő terület nagysága, = a fő I esése. J2 = a vízgyűjtő terület átlagos

^H e'A z összefüggések alkalmazása azonban ■ I m atja . hogy a kapott eredmények még M b I d éghajlati viszonyok között is jelentősen tfúhctnek a valós értékektől.

Asamchasztikus modellek hosszabb időszak H|pnnzEÍDek megfigyelése alapján adnak ^■falmcghatározott vízhozamok bekövetke- ■ P k l valószínűségére, ill. azok ismétlődésé- Uml-±±aió gyakoriságára (115. ábra).

a 700Bs-1 500

DL Ara: Meghatározott vízhozamok bekö- Auúének valószínűsége a Ruhr folyón,

Schmidt, K. H. (1984) alapján

NQnooi= 12>0íVs/

NQ{I0lf1)Z5m3/ /■1—

I•

NQ2.331=588 m3/s /I r /•í*Na,1,581=430 m7s /1

ifai

i■11111

iiii\alös; |

einuisec1.

g> ;S-S I ; Og| ̂Oj 1H s]1,01 1,1 10 100 1000 Í

Ismétlődési időköz

Vízjárás és vízjárási rendszerek

A vízfolyások vízszintmagassága és vízszállítása időben csaknem állandóan változik, )■éacik. Szinte azt mondhatjuk, hogy a folyók „élete” az egymást követő árhullá­ik sorozata. Az egyes árhullámok magassága és bekövetkezésük időpontja tulaj­aképpen esetleges, számos véletlenszerű körülmény (csapadék, olvadás stb.) függ- ■rcc. Mégis hosszabb időszak megfigyelései azt mutatják, hogy valamely folyón az

Page 64: A Víz Földrajza

árhullámok vagy a tartós kisvizek fellépésében az év folyamán jól kirajzolódó sza­bályszerűségek vannak.

A folyók vízhozam-ingadozásának átlagos, szabályos és évszakos sorrendjét vízjárás­nak 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 vízjárási típusok ismerhetők fel.

A vízjárástípusokat először Vojejkov, A. A. (1885) foglalta rendszerbe. A típusal­kotásnál a lefolyás évi menetét, a magasvizek tápláló forrásait (gleccser, ill. hóolvadék- víz, esővíz), továbbá a párolgást és a vízgyűjtők földrajzi helyzetét vette alapul. A későbbi rendszerek közül elég általánosan ismert Lvovics, M. I. (1945) összeállítá­sa, 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.

Az ingadozási együtthatót a K%Q°é"ar összefüggés alapján lehet meghatározni, ahol 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 összehason­líthatóvá 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 ingado­zási 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 hónapok­ban 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

Page 65: A Víz Földrajza

■ML ábra: Az „egyszerű rendszer” vízjárási ■picsái - Pardé, M. osztályozása szerint. 1= glaciális típus (a Rhöne Gletschnél), I —alföldi hótípus (a Dnyeper Kamenká-

j aüt. 3= hegyvidéki hótípus (a Rajna Fels­zegnél- Svájcban), 4= óceáni típus (a Szaj-

l mm Párizsnál), 5 = trópusi esőtípus (az Irra­waddy a delta fölött)

117. ábra: Az „eredeti-komplex rend­szer” vízjárási típusai Pardé, M. osztá­lyozása szerint. 1 = hó-átmeneti típus (Cowlitz-USA Washington állam),2 = hó-eső típus (Gave d’Oloron - Pire- neusok), 3 = eső-hó típus mediterrán altí­pusa (a Tiberis Rómánál), 4 = eső-hó tí­pus közép-európai kontinentális altípusa

(a Nysa Lengyelországban)

b, Hó-eső típus - az esők mindkét maximum létrejöttében szerepet játszanak, de a íömaximum döntően a hóolvadás következménye.

ci Eső-hó típus - mindkét magasvíz döntően esőkre vezethető vissza, a hóolvadás áakább csak megerősíti a február-május közötti főmaximumot. Ezt az altípust Pardé meg tovább tagolja a jura-, mediterrán, pireneusi, kontinentális, appalache-i és Mis- sssppi-típusok beiktatásával.

d, Eső típus - ez a két magasvizű típus az Egyenlítő vidéki kétperiódusú esők Kriiletére jellemző.

187

Page 66: A Víz Földrajza

e) Több mint kétmaximumos típus - sajátos éghajlati és domborzati viszonyok között három magasvizű folyók is előfordulnak. Japán északnyugati részén az egy­aránt 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 (váltakozóm 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 „példafo- lyók” 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 alapo­zott újszerű vízjárás-rendszerezésre Grimmnek (1968) az európai folyókra készített tipizálása említhető jó példaként.

Fontosabbmellékfolyók

Lippe, Emscher Ruhr, Wupper Erft

Sieg, Lahn

Ahr, Mosel, Nahe

Neckar

Murg, Kinzig, Elz

Lauter, IU

Wutach- Aare, Thur Bodeni - tó

Alpenrhein

118. ábra: Pardé „Váltakozóan komplex rend­szerének” példafolyója (Rajna). A folyó men­tén haladva a vízjárás típusa változik. Worms- nál pl. három maximum van az év során, ez az „eredeti komplex rendszer” negyedik típusának

I II III IV V VI VIIVIIIIX X XI XII jellemzője

188

Page 67: A Víz Földrajza

A vízfolyások fizikája

■ A vízfolyásokban az energia döntően három alakban (helyzeti, mozgási és hőener- ■pn formájában) van jelen. A felszínt formáló mechanikai munka szempontjából az ^Rkettőnek van érdemi jelentősége. A folyó energiája alapvetően onnan származik, ■ n a víz a Föld felszínén a nehézségi erőtérnek megfelelően a legalacsonyabb helyet

Íftpckszik elfoglalni, s mindenféle kiemelt helyzetből a szárazföldek mélyedései, ül.'a Kgcrszint felé tart. Mozgása (folyása) során a kiemelt helyzetből származó potenciá­l t energia - amit általánosságban az

pnefüggéssel jelölünk (m = a víz tömege, g = a nehézségi gyorsulás, h = az adott kgttságkülönbség) - mozgási energiává alakul.í A két energiamennyiség között azonban nincs egyenlőség, mert az átalakulás során ■■energia egy része a vízrészecskék egymáshoz (belső) és a meder széléhez való (külső) Bhlnil i i miatt részben (általában kis mértékben) hővé alakul, részben a meder ■hltjának Formálására és az így termelődő hordalék szállítására fordítódik.I A mozgási energia összefüggése (Em =* ¥201 v2, ahol m = a víz tömege, >v = a m egás sebessége) azt jelenti, hogy a folyó munkája a víz tömegétől és mindenekelőtt ■fenségétől függ. Ha azonban a folyó sebességét a szokványos módszerekkel (úszók- Bsnl vagy forgószámyas műszerekkel) mérjük, és sok mérés átlagaként meghatározzuk Hpdvényen átfolyó víz közepes sebességét, kiderül, hogy az a tajtékosan rohanó ■faszokon nem sokkal nagyobb, mint az alatta vagy felette lévő nyugodtabb b á s ú keresztmetszetekben, jóllehet a két szakasz felszínformáló hatása között Itaabeszökő a különbség. (Általában véve is elmondható, hogy az átfolyásí sebesség Bponészetben elég szűk határok között változik. Pl. egy viszonylag gyors folyású ^ n ő s 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 m áptá energiáját, mozgási energiája nem nő számottevően, esetleg nem is változik, ■fedez arra utal, hogy a folyóvizek mozgása - és főleg felszínalakító hatása - nem Hlanezhető kielégítően a középsebesség értékével. A probléma jobb megértéséhez ■ k n d y est meg kell ismerni a vízfolyás mechanizmusát.

Hktennészetben egészen ritka az olyan lassú folyás (néhány cm/s), ahol a vízrészecs- ü k egymással párhuzamosan mozognak, szinte párhuzamos vízszálak formájában. ^pklmmnáris folyás (1191 A. ábra, 13. táblázat), ami a sebesség kismértékű növekedé- H rI is örvénylővé (turbulens) válik (119/B. ábra). Lamináris folyás esetén a víz és■ ■nder fala (feneke) közti vékony határrétegben a sebesség gyakorlatilag nullára

Eh = mgh

A vízfolyás természete

189

Page 68: A Víz Földrajza

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 ellentéte­sen forgó, a görgőscsapágyakhoz hasonló vándorlóörvények is vannak.

119. ábra: Lamináris (A) és turbulens (B) folyás függőle- 120. ábra: Spirális áramlásges sebességi profilja (Petts és Foster - 1985 - szerint) 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

Sebesseg

Lamináris *-■**-- Turbulens folyás

<Re

190

Page 69: A Víz Földrajza

nsvobb a hullámok terjedési sebességénél, s így az akadály (vagy pl. egy vízbe dobott ki) keltette hullámok csak a folyásirányban lefelé láthatók, s az akadály hatása .visszafelé” csupán a vízszint kismértékű behorpadásában nyilvánul meg („hidrauli- i-r ugrás”). Az áramló és rohanó folyás szétválasztására a Froude-féle számot W . táblázat) használják. A kísérleti vizsgálatok (Mortensen, H.-Hövermann, J. P5~t azt mutatják, hogy a vízfolyások anyagszállító képességét elsősorban nem a Hőmennyiség és a sebesség, hanem mindenekelőtt a folyástípusok megváltozása befolyásolja mind pozitív, mind negatív irányba.

DL táblázatA folyástípusok feltételei

A folyás típusa Feltétel

Lamináris

Reynolds-szám (Re = vRq/]i)

Re <500Turbulens Re >2000Átmeneti Re = 500-2000

Áramló

Froude-szám (F = v/ j/gd)

F<1Rohanó F> 1

Jelzések: v = vízsebesség, R = hidraulikus sugár, wd

R SW—I- w ,2d

w ff vízfolyás szélessége, d = vízfolyás mélysége, q = a víz sűrűsége, n = dinamikai viszkozitás, g = nehézségi gyorsulás.

A víz helyzeti energiájának mozgási energiává alakulása során fellépő turbulencia í fcelsö súrlódás megnövekedését okozza, s így tulajdonképpen akadályozza, hogy a keresztmetszeten való átfolyás sebessége megnövekedjék. A turbulencia ilyen értelem- i n 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 ata l ellenállásra. Természetes tehát, hogy minél meredekebb egy folyószakasz esése,—mái nagyabb a külső és belső súrlódás által a folyás állandó gyorsulásának akadá­lyozására végzett munka, s annál jelentékenyebb a súrlódás által kikényszerített aaaieralak-változás (pl. mélyülés). Ezzel elérkeztünk a folyó esésének kérdéséhez.

191

Page 70: A Víz Földrajza

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 számértéki- leg 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 fűrészfogszerü, hiszen a mederben

2500 -2000 -

ü> 1500 -

1000-s: 500 -

0 -I

Bodeni-to Aare

4000

3500

3000-

d> 2500 '2 2000 g> 1500

E 1000 500

— 00 200 400 600 800

Távolság a fo rrástó l, km

121. ábra: A Rajna esésgörbéje

Homorúság= 2A/H=4274/4000=1,07

0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 Távolság a forrástól, km

122. ábra: Az Amazonas esésgörbéje. A =a folyó végpontjait összekötő egyenes magas­sága 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

540folyamkilométer m

560folyamkilométer

m

192

Page 71: A Víz Földrajza

lümélyített szakaszok is előfordulnak, sőt az üstök és zátonyok ritmikus váltakozása i meder egyik legalapvetőbb jellemzője. (A túlmélyítés esetleg olyan mértékű is lehet, no«> az örvények által kimosott üstök feneke a tengerszintnél is mélyebbre kerül. V Danán a Kazán-szorosban pl. 75 m mély üstök is előfordulnak, s ott a fenék több rant 20 m-rel a tengerszint alatt van.)

Az esésgörbék többsége homorú (konkáv) formájú, ami azt mutatja, hogy a folyók rsese felső szakaszukon nagyobb, mint az alsókon. A konkáv jelleg annyira gyakori, kkj mértékének jellemzésére Langbein, W. B. (1964) nyomán egy sajátos paramétert Insználnak:

. 2AHomorúság (concavity) = — ,

H

■hol 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 kirajzo­lódnak pl. a vízesések vagy a környezetüknél nagyobb esésű szakaszok. A vízfolyás muészetéről fentebb írtak értelmében a nagyobb esésű szakaszokon megnövekvő HurSódási munka fokozottan hat a mederfenék mélyítésére, s így a nagy esésű szakasz Beszüntetésére, az esés kiegyenlítésére. Ennek eltűnése után azonban természetsze-

fölötte növekszik meg az esés, és ott a kiegyenlítési folyamat újrakezdődik. így■ 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 aésgörbéknek nevezhetjük. Homogén, laza kőzetanyagban a normál esésgörbe vi- «on> lag gyorsan kialakul, ha azonban a folyó elférő keménységű kőzeteket keresztez, agy pl. lépcső vidékeken folyik át, a normál görbe formálódása igen hosszú időt vesz fó v b e .

A mederformálás mechanizmusa

F A mederformálódás meglehetősen összetett folyamat, számos komponens eredőjeként p * létre. Az egyes összetevők jelenléte és aránya több körülmény függvénye. Ezek tűzött 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) eseten.

Kohézió nélküli anyag jelenlétekor a hordalékmozgás megindulásának magyaráza­tánál három, egymással rokon megközelítés is használható. Vizsgálható a jelenség a kritikus nyíróerő (xkr), a kritikus sebesség (vkr) és az emelőerő oldaláról.

193

Page 72: A Víz Földrajza

A kritikus nyiróerő 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 nyiróerő (Tkr):

ahol r| a szemcse beágyazottságának mértéke (r| = nD2, itt n = a szemcsék száma), qs = a szemcse sűrűsége, q = a víz sűrűsége, g = gravitációs gyorsulás, cp= 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 nyiróerő (xkr) meghatározása sima fenék és gömbölyű szemcse esetén (Knighton, D. - 1984 - szerint), ahol xjn a vonszolóerő egységnyi területen felvett n számú szemcse esetén, D = a szemcse átmérője, cp = a szemcse támaszkodási szöge, q = a víz sűrűsége, Qs = a szemcse sűrűsége, g = a nehézségi gyorsulás.A vonszolóerő nyomatéka (erő • erőkar): nja ■ D/2 cos cp.

71 , .A víz alatti súly nyomatéka: g(es - q) - D • D/2 sin cp.oMivel a mozgás megindulásának küszöbén a kettő egymással egyenlő, és tci= t0, ezért

9<9s-9l X °3

Xc, D § ,I t„ 3 D ,— •—cos cp = g(es- e) 7 D t sin mnen n 2 6 2n

194

Page 73: A Víz Földrajza

nairc szemcsék irányába nő a kritikus indítósebesség értéke. Hjulström ábrája arra p felhívja a figyelmet, hogy a szemcsék mozgásba tartásához lényegesen kisebb pfltesség szükséges, mint elindításukhoz (az ún. kritikus lerakósebesség az indítóse- Ihmégnek mintegy %-a).

A szemcsékre ható emelőerő, ami a vonszolóerőre merőlegesen felfelé hat, a vonszo- Suerő nagyságától függetlenül is lehetővé teszi a szemcse elsodródását. Ez főként az riübbi okokból történhet (126. ábra):

m a szemcse alján és tetején a sebesség jelentősen különbözik, és ez a sebességdiffe- ■nmo-a jelentős, felfelé ható nyomásgradienst okoz;

k a szemcse mögött képződő turbulens örvénylés olyan helyi sebességkomponenst — hut 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, ■L emelőerő hatására megmozduló szemcsék révén történik.

ábra: Hjulström, F. diagramjának egy­szerűsített formája

0,01 0,1 1,0 10 100 Szemcseátmérö (mm)

126. ábra: Elsodródás az emelőerő révén. A függőleges sebességváltozás (Au) és a szemcse

mögötti örvénylés ennek a fő előmozdítói

195

Page 74: A Víz Földrajza

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 hordalék­kal, 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 vízpá­rával kitöltött gázbuborékok jönnek ott létre. A nyomáscsökkenés megszűnésével e buborékok hirtelen összeroppannak, s ha ez a meder fenekén vagy oldalán következik be, arra a korrózióhoz hasonló hatást gyakorol, s azt gyors ütemben rongálja, megbontja. Ilyen nyomáscsökkenés főként a szűk keresztmetszetű szakaszokon fellé­pő 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 munkájá­nak egyik döntő mozzanata ez a hordaléktermelés, de hozzá tartozik annak tovább­szállítása és helyenkénti lerakása, felhalmozása is. Az egész folyóvízi (fluviálís) felszín- fejlődés 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 lebegtet­ni. 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 ugráltatás. Végül külön kell említeni a vízben oldva szállított, sokszor igen tekintélyes anyag- mennyiséget (14. táblázat).

196

Page 75: A Víz Földrajza

14. táblázatAz oldott hordalék aránya néhány jelentős folyó hordalékszállításában

(Knighton, D. - 1984 - alapján)

1 Folyó Az összhordalék mennyisége

ion/év

Oldott hordalék 1 106 t/év

Oldott hordalék az összhordalék

%-ában

1 Kongó 100 47 481 Zambezi 115 15 131 Niger 78 10 13I Nílus 128 17 14I Brahmaputra 870 75 91 Gangesz 600 76 Sw 131 Huang-ho 1600 ' ’? 71 Jenyiszej 86 v -v 73 ÍÉ 851 Léna 100 85 851 Mississippi 481 131 27I Szt. Lőrinc 59 54 911 Amazonas 788 290 37I Orinoco 136 50 38

Az oldott szállítási mód kivételével a többi mind szilárd anyagok áttelepítését |dcaiti- Az emberi tevékenység, mindenekelőtt a gazdasági tevékenység mértékének WhtEksedésével újabban már a folyékony anyagok szállítására is fe l kell figyelni. Ezek tumorban nem mennyiségük és a felszínalakításban való részarányuk miatt fontosak, ■tmman mert jelenlétük a vizek növekvő szennyezésére utal. A vízszennyezés más horda- Ekszállitási módokat is befolyásol. Különösen az úszó és oldott hordalék arányát növeli. Ifivel a folyók az általános felszínlemosás révén is kapnak „kész” hordalékot, a mmcelési ágak változása is hatást gyakorol a hordalék mennyiségére és összetételére. A. hegy ségi erdőirtások vagy a helytelen talajművelés miatt felerősödő talajerózió pl.

■pky a lebegtetett hordalékot szaporítja.■fc-wl hordalék mennyisége és a hordalékszállítási módok aránya az emberi tevékenység- , aíí nem érintett vízfolyásokban sem változatlan. Mivel a folyó a hordalék termelésére ; fe szállítására saját energiáját használja fel, ezért a hordalékkal való telítődése csök­

kend az energiáját. Csökken pl. a sebessége, és ez olyan mértékű lehet, hogy már a I kritikus lerakósebességet sem éri el, s így hordalékát, illetve annak egy részét lerakja.

hordaléktól megszabadulva ismét nő az energiája, s újabb hordaléktermelésre p anzió ra) lesz képes. A hordalék felvétele és leadása tehát önmagában is ritmikussá [ a folyóvíz meder- és felszínformáló tevékenységét. A sebességingadozás a szállí­

tás módjára is hatással van: a görgetett, ugráltatott és lebegtetett szállítás a sebesség­iéi függően átmehet egymásba. (Adott méretű homokszemcse a sebesség növekedésé-

í mi pl. görgetésből átmehet ugráltatásba.)

197

Page 76: A Víz Földrajza

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+0) hányadosaként (Ü^/t)*,,) értelme­zett „szállítási fokozat” növekedésével homokos hordalék esetében a görgetésből sokkal hirte­lenebb 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).

Küszöbérték

127. ábra: A hordalékszállítási módok változásai a szállítási fokozat (Ü*/Ü+0) függvényében. Ü* = nyírási sebesség, 0*,,= a mozgás megindulá­

sának küszöbsebessége

Vízhozam m /s128. ábra: A szállított hordalék mennyiségének összefüggése a víz­hozammal a Bollin folyó esetén (Knighton, D. után). Q, = a horda­

lékhozam, Q = a vízhozam

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

Page 77: A Víz Földrajza

. A szállítás során természetesen maga a hordalék is változik. A változás fő tendenciája m 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 rrszeken viszont a finomabb szemcsék kerülnek túlsúlyba. Mivel a természetben nagy tömegben előforduló anyagok között különösen a kvarc tűnik ki ellenálló képességé­nél 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 jgyállítás távolságára és a származási helyre is következtetni lehet.

129. ábra: A vízfolyások színe az Amazonas rendszerében (Czaya, E. - 1989 - után)

Page 78: A Víz Földrajza

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 körül­mények - 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 átkevere­dik, 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 hőmérséklet­változását, s többnyire 14-17 óra közt éri el maximális értékét. Mérsékelt szélessége­ken 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 hülhet le fagypont körüli értékre. A jégképződés a part menti csendes vizeken kezdődik, de az itt keletkező vékony jéghártya befelé terjedését megakadályozza a növekvő vízse­besség, amely kisebb-nagyobb darabokat letör belőle, és magával sodor. A jégképző­dés megindulásának másik helye a meder feneke. A fenék közvetlen közelében lelassu-

200

Page 79: A Víz Földrajza

■MÉenazgás miatt a fenékre tapadva válnak ki az első jégdarabok. Hízásukkal (■gnövekszik a felhajtóerő, és azokat onnan felszakítja. A jégdarabok a felszínre ■■fednek, s a víz tetején sodródnak tova. Megkezdődik a jégzajlás. Ajég beállását ■Megás közben forgó, és így mindinkább kerek tálformát felvevő jégtáblák összetor- Kdxsa segíti elő. Ha egy alkalmas keresztmetszetben ajég mezővé áll össze, a felülről ■hEzó jégtáblák hozzáfagynak, így a mező gyors ütemben terjed a folyással szemben ■felé; és fokozatosan az egész folyót befedi. Vastagsága ezután már csak lassan nő, ■M a jég hőszigetelő, másrészt a jég alját a mozgó víz melegíti is.

A jtg felszakadása a folyásirányt tekintve rendszerint felülről lefelé halad. Az jfendás miatt megnövekvő vízmennyiség mind nehezebben fér el a jég alatti szűk ■Mnimetszeten, és feszítőereje előbb-utóbb felszakítja a jégpáncélt. Szibéria észak- x ú tartó folyamóriásain a vastag jég alatt olyan magas nyomás alakulhat ki, ami az ■Mnoppanás helyén hatalmas szökőkútként préseli ki a vizet. Ismét jégzajlás kezdő- ■k. Ez azonban más, veszélyesebb folyamat, mint a jég beállása előtt. Az összetört fepKzó szabálytalan alakú darabjai jóval vastagabbak, mint a beállás előtti jégtáb­la* ezért a medret elzáró összetorlódásuk is könnyebben bekövetkezhet. Kis esésű, IkSy, elfajult meder különösen kedvez a jégtorlaszok és a mögöttük felduzzadó jeges feüek kialakulásának. Ezek az árvizek meglehetősen rapszodikusan jelentkeznek, i l Méreteik gyakran katasztrofálisak. A Duna 1838-as pesti jeges árvize pl. a mai ■np^ 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 fefli szakaszon. Ha a torkolatsűrűség nagy, a torkolatok közti rövid szakaszokon fek korlátozott jégtömeg összetorlódására van lehetőség. Kis torkolatsűrűség esetén ■■aont megnő a jégdugulás veszélye. Jó példa erre a Duna alföldi szakasza Magyaror- f e o n .

A jeges árvizek a szabályozások előrehaladtával ritkulnak. Valószínűségüket az is ■okkenti, hogy a gazdaságilag fejlett területek folyóinak hőszennyezése az utóbbi időben jelentősen megnőtt, és befagyásuk, illetve jégzajlásuk időtartama kimutatha­tóan rövidült.

A tavak

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

201

Page 80: A Víz Földrajza

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 hőmér­sékleti és kémiai eredetű sűrűségkülönbségekből 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 meghatározha­tó 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 gyakori­ságáról. 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 alkal­mas 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 későpleisz­tocén nedves szakasza (pluviális időszak) valóságos tórendszert éltetett, amelynek a

202

Page 81: A Víz Földrajza

Mázat

A tómedencék gyakoribb típusai a kialakító folyamatok szerint

A folyamatok típusai a. Kimélyítéses medencék b. Elgátolásos medencék

Sk

I- Kéregmozgások

- tektonikus árkok kibillent rögök közötti mélye­dések

P- epirogenetikus süllyedékek

tektonikus mozgással elzárt tengerek

- tektonikus küszöbbel elzárt völgyek

tí gyűrűszerű felboltozódások út­ján

I “ 2. Vulkáni folyamatok - kalderák * maarok

vulkáni anyaggal elzárt mélye­dések kráterek

3. Egyéb - endogén eredetű hegyomlások

«o[gt)SO

A Jégtakarók

- glintlépcsők előtt - - sziklamedencék K túlmélyítéses csorgó tavak

- hullámos fenékmoréna-felszí- nek

jh* nyelvmedencék - végmoréna-vonulat mögöttuB Hegységi

gleccsereko - kárfülkék túlmélyített gleccservölgyek V gleccserjéggel elzárva

2. Termokarsztos folya­matok

- eltemetett jégtömbök, ill. talaj­jég utólagos olvadása útján

SAi

3. Folyóvízi erózió - üstökA- lefűzött kanyarulatok j elhagyott medrek - folyóhátak mögött

I ^ 4. Karsztosodás - oldásos mélyedések (dolina, uvala stb.)

- (mész)kicsapódásos gátak út­ján (tetarata lépcsők)

5. Eolikus folyamatok fe deflációs mélyedések homokfelhalmozódások kö­zött, mögött

6. Tengerpartok fejlődése- tengerek vízszintcsökkenése

útján- turzások, delták révén

7. Tömegmozgások 8- felszín alatti üregek beszakadá­sával

Éá- hegyomlásokkal - csuszamlásokkal

8. Élővilág hatásai - korallgátak, hódgátak stb. út­ján

ITT. Kozmikus hatás- meteoritbecsapódás következ­

tében

IV. Antropogén hatás Éjj- külszíni bányászat mélyedései - (völgy)zárógátak útján, tenger­öblök elzárásával

203

Page 82: A Víz Földrajza

jelenlegi tavak csak jelentéktelen maradvá­nyai (130. ábra). Sok, száraz területen el­vesző folyó végződése környékén világo­san felismerhetők a korábbi végtavak nyo­mai. A tavak földtörténeti értelemben rö­vid életű képződmények, de ez nemcsak a víz átmeneti jelenléte miatt van így. hanem azért is, mert sok esetben maguk a tóme­dencék 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 medencé­ben, 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 legmé­lyebb tava. Szélesség-hosszúság aránya: 1:14,4. Hasonló jellegű 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-árok- rendszerben 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 Nyaszag| 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 (Vörös­tenger, Akabai-öböl) tenger alatt fekszik, de elvégződése ismét szárazföldön fut (Szír-árok), jóllehet az árok talpa a földfelszín legmélyebb nyílt depressziójának

204

Page 83: A Víz Földrajza

If), tahiti*at In mCHA’U’Si Ili Vflli niA l t f k l n i f ! a I (Mil k 'g l t íU4n l P H e h b

(Czaya, E.- Marcinek, J. Keller, K., a Nagy Világatlasz és mások adatai alapján)

Terület (km2) 1 Keletkezése** (5000 km2 fölött) j ^ eiet*ezeseLegnagyobb mélység (m)

(300 m-t meghaladó) Keletkezése** Vízmennyiség (km3) (500 km3 fölött)

1. Caszpi* 371 0 0 0 I 1-1 Bajkál 1620 Kaszpi 79 3192. 7első 82 410 II- l-A -a Tanganyika 1435 Bajkál 23 0003. Viktória 68 800 1-1 Kaszpi 955 Tanganyika 18 9404. Arai* 66 500 1-1 Nyasza 706 Nagy-Medve 13 5005. Huron 59 590 I- l-A -a Isszik-kul 702 Nagy-Rabszolga 13 4206. Michigan 58 010 II- l-A -a Nagy-Rabszolga 614 Felső 12 0007. Tanganyika 32 890 1-1 Crater 608 1-2 Nyasza 8 4008. Bajkál * 31 500 1-1 Matana (Indonézia) 590 1-1 Michigan 5 7609. Nagy-Medve 31 080 II- l-A -a Hornindalsvatn (Norvégia) 514 II-l-B Huron 4 600

10. Nyasza 30 040 1-1 Szarezszkoje (Tádzsikisztán) 505 II—7 Viktória 2 70011. Nagy-Rabszolga 28 930 II- l-A -a Tahoe (USA) 501 1-1 Isszik-kul 1 73012. Erie 25 720 II- l-A -a Kiwu (Zaire-Burundi) 480 1-14-1-2 Ontario 1 72013. Winnipeg 24 530 II- l-A -a Chelani (USA) 458 II- l-B -a Arai 97014. Ontario 19 530 II- l-A -a Tóba (Indonézia) 450 1-1 +1-2 Ladoga 92015. Ladoga 18 400 II- l-A -a Mjosa (Norvégia) 448 II-l-B -a /b Titicaca 71016. Balhas -1 7 000-19 000 1-1 Manapouri (Új-Zéland) 445 II- l-B -a Erie 54017. Csád -1 2 000-26 000 1-1+ II - 5 Nagy-Medve 44518. Eyre -0 -1 5 000 1-1 Salsvatn (Norvégia) 445 II-l-B -a19. Onyega 9 940 II-l-A -a Tinnvatn (Norvégia) 438 II- l-B -a20. Titicaca 8 130 1-1 Tazawa (Japán) 425 1-2 Összehasonlításul21. Nicaragua 8 000 1-1 Como 410 II-l-B -a /b a Balaton:22. Athabasca 7 920 II- l-A -a Holt-tenger* 398 1-1 Keletkezés: 1-123. Turkana (Rudolf) 6 400-8 000 1-1 L. Maggiore 372 II-l-B -a /b Terület: 598 km224. Rénszarvas (Kanada) 6 330 II- l-A -a Wakatipu (Új-Zéland) 371 II- l-B -a Mélység: 11 m25. Isszik-kul 6 280 1-1 Shikotsu (Japán) 363 1-2 Vízmennyiség: 1,8 km326. Urmia (Irán) max. 6 000 1-1 Garda 346 II-l-B -a /b27. Nettilling (Kanada) 5 760 II- l-A -a Atitlán (Guatemala) 341 1-228. Vánern 5 550 II- l-A -a Genfi 309 II-l-A /B -a29. Winnipegosis (Kanada) 5 400 II- l-A -a Felső 30730. Mobutu (Albert) 5 300 1-1 Loch-Morar (Nagy-Britannia) 305 II-l-B -a

(Uganda-Zaire)

t ooL/l

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

Page 84: A Víz Földrajza

Mdrjalensee M = 2367 m

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. J ároktó a Tanganyika-tó példáján, 2= alpi fjordos tó (Königssee-Salzburgi Alpok), 3 = fjordos tó végmorénasánccal (Garda-tó), 4 = norvég fjordos tó (Homindalsvatn - Európa legmélyebb tava), 5 = a Rhőne-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 (Máijalensee)

6 Gyilkos- tó

^ flomindalsvatn M ;52hi

Page 85: A Víz Földrajza

V ik tó r ia - tó

M s U B i m

2 S zen t A n n a -tó M= 950 m

50 100 150 200 km

O hridi- tó M=695m

C r a te r - tó (USA) M= 1960 m

O eschinensee M=1592 m

0 50 100 km

132. ábra: Kerekded és szabálytalan alakú genetikus tótípusok (Jelmagyarázatot lásd a 131. jcránál) l = a lapos tálforma gyakori az epirogenetikus tómedencék esetén. 2 = kerekded fcratertó, 3 = csaknem szabályos kör alakú, a Föld legmélyebb kalderatava, 4 = az elliptikus aaienceforma gyakori a polje- (és dolina-) tavaknál, 5 = általában a kerekded alak jellemzi a fcirfülkék tavait, 6 = az ingadozó kiterjedés és a szabálytalan forma az arid területek tavainak

jellegzetessége (sötét a vízzel kitöltött terület)

Page 86: A Víz Földrajza

számít. Itt helyezkedik el a Föld legalacsonyabb víztükrű tava, a Holt-tenger. Tekin­télyes 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— 689 m, 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 (Al- bano, Nemi, Bolsena, Vico, Bracciano) és általában a közelmúltig aktív vulkáni vidékeken (Japán, Indonézia, Kamcsatka stb.). Egészen különleges az Oregon állam­beli (USA) Crater-tó - valójában kalderató (132. ábra), amely viszonylag kis mérete (55 km2) ellenére a földkerekség 7. legmélyebb állóvize. Szomszédságunkban a szé­kelyföldi Csornád krátertava (Szent Anna-tó) a legismertebb (132/2. ábra). A maar típusú tavak legszebb európai példái a Rajnai-palahegységben (Eifel) és a Francia­középhegységben (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

I. 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 tógaz­dagság 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 jellem­ző hóhatár közötti sávra.

208

Page 87: A Víz Földrajza

ákm: 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- pqzson egyaránt általánosan elterjedt sziklamedencék legtöbbször kőzetminőségi fefinibségek következtében (a puhább kőzeteken) vagy törésvonalak mentén alakul­jak ü Általában nagyméretű tavak sorakoznak az egykori jégperem közelében. Ügperemi tavak pl. Észak-Amerika legnagyobb tavai: a kanadai nagytavak (Nagy- Ifledve. Nagy-Rabszolga, Athabasca, Winnipeg Erdők-tava stb.) és az Öt-tó (Felső- ■üt Michigan, Huron, Erie, O ntariop 133. ábra). A csaknem szabályos körív mentén ribdvezkedő tósorozat nagyjából ajég letaroló tevékenységének peremét jelzi. A kör­i t k ü ső oldalán több helyen már épen m aradtak a kristályos tönköt fedő fiatalabb A dékek , és azok igen markáns pereme (az ún. glintlépcső) is hozzájárult a tavak ■■rack felduzzadásához. Kifejezetten glint jellegű nagy tavak pl. Kanadában a Nagy- liedve. Nagy-Rabszolga, Winnipeg, Európában pedig a Ladoga és az Onyega. Számos jcspcrani tó kialakulásában más (pl. tektonikai) folyamatok is közreműködtek.

209

Page 88: A Víz Földrajza

A jégtakarók által felhalmozott morénaanyag hullámos felszínén szinte megszám­lálhatatlan 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 közöt­tük az egykori jégtakaró alatt futó (szubglaciális) olvadékvizek által túlmélyített vagy hordalékkal elgátolt, hosszan elnyúló csorgótavak (134. ábra).

Chosz^zno

SU m

15o 30'K

mA

134. ábra: Füzérszerűen elhelyezkedő csorgóta­vak a Pomerzei-tóhátságon (Lengyelország)

135. ábra: Kártavak cso­portja a Magas-Tátra fő­gerince mentén a Gerlah- falvi- és a Lomnici-csúcs között. 1 = gerincvonal,2 = kárlépcső, 3 = vízfo- I , ,

, / 0 km lyas i________i_______ i_______ i_______ i

7̂3 m

Zöld-te

MAGAS-TÁTRA

É

V a ran g y o s-tó

210

Page 89: A Víz Földrajza

WUGitccserek alkotta tómedencékkegy ségi gleccsererózió a kárfülkék kivésésével és a gleccservölgyek szakaszos

■kéiyítésével teremt a jég elolvadását követő időre tómedencéket. A kártavak Hpaszemek) vize a kárfülkék szálkőzetből gyalult, többnyire lépcsős kijárata mÖ-

duzzad fel (13215. ábra).Olykor egy fülkében több tó is van. Európában az H^ok és a Pireneusok mellett a Kárpátok több részletén - főleg a Magas-Tátrában b a Déli-Kárpátokban - töltik ki tengerszemek az egykori gleccserek kárfülkéit B p . ábra.) A Balkán-félszigeten a hóhatár közeiéig emelkedő Rilában és Pirinben ■ ■■toriak a kártavak.^Kjfeccservölgyek túlmélyített szakaszain sokszor egész füzért alkotnak a tavak.■ völgy helyzetétől és a jégár bevágódásának mértékétől függően a völgyfenék a ■■eerszint alá is mélyülhetett, és a gleccser eltűnése után a tenger benyomulva, azt pr-**1'* alakította. Ahol a tengeTelöntés nem történt meg, a völgyekben hosszan Qqnilő tavak keletkeztek (fjordos tavak, 132(2^4. és 136. ábra). Ezek egy része ■Miszerint kiszélesedve a hegységek előterére is kinyúlik (ha a gleccser nyelve is kiért [ f a , s itt vizük felduzzasztásában a gleccsemyelv előtti végmorénasáncoknak is

3*Ny

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

Page 90: A Víz Földrajza

szerepe van. Mélységük gyakorta igen tekintélyes, sokszor kriptodepressziókat rejte­nek. 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. ábraff. A legnagyobb alpesi tavak (a Bóden-tó és a Genfi-tó, 131/5. ábra.) már hegységelőtéri képződmények, és kialakításukban ajég 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 ajég 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 ázonban a tómedencék nem ajég mechanikai hatására, hanem az annak elolvadása révén bekövetkező térfogatcsőkkénés 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 elolvadá­sukkal a felszínen kerekded mélyedések keletkeztek. A bennük kialakult apró (sok­szor csak százméteres nagyságrendű) kerek tavak a sollok. A Germán-Lengyel-síkvi- déken főleg az utolsó eljegesedés fiatal morénavidékén rendkívül gyakoriak.

A termokarsztos folyamatok főleg a recens permafrost (fagyott altalajú) területe­ken 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 maga­sabb peremű jégékpoligonok közepén is kialakulhatnak, sőt a pingók (jéglakkolitok) berogyásával visszamaradó, a környezetük fölé emelkedő gyűrű alakú képződmé­nyekben is tavak csillognak. Egészében véve elmondható, hogy a jégkörnyéki terüle­tek 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

Page 91: A Víz Földrajza

ticsóbb elhagyott üstjei, vízesések alatt kimélyített forgók) szinte csak kuriózumnak liaán inlr a tavak között. Gyakoriabbak a folyóvízi akkumuláció kapcsán keletkező ■fcacck. A kanyarulatok lefűződésével visszamaradó holtmedrek (morotvák) több- ■ * jellegzetes kifli formájú állóvizei, valamint a meder menti folyóhátak mögé ■ I 9D árvizekből visszamaradó, jobbára igen sekély tavak a széles folyóvölgyek és phHkk rövid életű, de időről időre újra megjelenő jellegzetes képződményei. Ugyan- Brit gyakoriak a hordalékkúpjukon futásirányukat megváltoztató folyók elhagyott ■Anészleteit kitöltő állóvizek. Az ilyen, gyorsan feltöltődő, elláposodó tómedencék ■■ndhatatlan kísérőjelenségei voltak pl. a főként fluviális folyamatok révén for- ■üt magyar Alföld fejlődésének.mmJi karsztosfelszínfejlődés során -főként a trópuson kívüli területeken - szabálysze- ■pfanég zárt negatív formák kialakulása. E mélyedések vízzel való tartós kitöltődé­b e akkor kínálkozik lehetőség, ha a dolinák, uvalák, poljék, olykor víznyelők ■Kkit kellő vastagságú vízzáró anyag béleli ki. Ennek hiányában legfeljebb idősza­ka* tavak jönnek létre. Terjedelmes karsztos medencékben jelentős méretű tavak is ■fcpdulnak. Legalább részben ilyen eredetű pl. a Dinaridák klasszikus karsztvidé­kül zz Ohridi- és a Preszpa-tó (13214- ábra), s a tektonika mellett a még nagyobb ■ M rai-tó létrejöttében is szerepe volt a karsztosodásnak. Kisebb karsztos tavak ^■pMmszágon is vannak, pl. Vörös-tó (dolinató}, Aggteleki-tó (víznyelő tó) az ^■Bkki-karsztvidéken. Oldódással kialakult tómedencék kősó- és gipszvidékeken ■Mordulnak. Karsztos vízfolyások vizéből kicsapódó mészkőgátak mögött olykor ■ f i lépcsős tórendszerek duzzadnak fel (Plitvicei-tavak, Horvátország).

A szélkifúvásos vagy a szélbordta anyag mélyedéseiben kialakuló tómedencék HhMef a száraz, félszáraz vidékek jellemzői. Mivel vízutánpótlásuk bizonytalan, e m k mérete időben szélsőségesen ingadozó, sőt időszakosan ki is száradhatnak ■pndikus tavak). Az is előfordul, hogy vizük időről időre a medence más-más részét ■■Éja eL, így helyüket is változtathatják („csavargó tavak” - ilyen volt pl. a Lop-Nor ■Tarim-medencében). Többnyire lefolyástalanok, és vizük rendszerint sós. Kifejezet- !■■ sivatagi körülmények közt (pl. a Szahara belső részein) a deflációs eredetit ■Hfiewék teljesen szárazak, de fenéküledékük elárulja, hogy a pluviális időszakban H |k bennük víz. Méretük olykor 10000 km2-es nagyságrendű, de még gyakoribbak ■ h p n , rövid életű szélkifúvásos tómedencék. Magyarország futóhomokvidékein is ■ p r számban fordulnak elő (pl. a Sós-tó Nyíregyháza vagy Kiskunhalas mellett * MBfefai máris elvesztette vizét).^■Kiegyenesedő, lapos tengerpartok vonalát gyakorta füzérszerűen kísérik a turzá- mftkai elzárt lagúnatavak. Szép példái sorakoznak a franciaországi Landes vidékén ■Gárrone torkolatától-délre vagy a Balti-tenger lengyelországi partszakaszán.

tömegmozgásos folyamatok (mindenekelőtt az omlások és a csuszamlások) r n li mi mn iliril következik, hogy az elmozduló anyag mögött elgátolt, lefolyás ^ ^ ■ P mélyedések maradnak vissza. Itt nemcsak arról van sző, hogy pl. egy hegyom- I f c elzárhat egy folyóvölgyet, és így annak vízfolyása tóvá duzzad [mint pl. az erdélyi ^■jpkos-kő omlása nyomán 1837-ben a Gyilkos-tó (131/6. ábra) vagy mint a Pamír-

213

Page 92: A Víz Földrajza

ban a Murgáb völgyben 1911-ben az 505 m mély (!!) Szarezszkoje-tó stb.]. Maga tömegmozgás is anyaghiányos lejtőrészleteket teremt, s így a helyi erózióbázis fölö (pl. a lejtőoldalban) keletkezhetnek tómedencék. A földcsuszamlások elszakíthatatla kísérőjelenségei az ilyen ún. „hepe-tavak”. Vizük többnyire a csuszamlások követke/ tében felfakadó forrásokból származik.

8. Végül exogén erőhatás eredményeként értékelhetjük a növény- és állatvilá közreműködésével kialakuló tómedencéket. A sűrű növényzet elpusztult maradványa nak felhalmozódásával olykor egységes medencék tagolódhatnak kisebb önálló rí szekre. Korallépítmények is tómedencéket zárhatnak el. Pl. az atoll-lagúnák tóv változhatnak a tenger szintcsökkenése, esetleg a terület emelkedése révén (Washing ton vagy Teraine-sziget a csendes-óceáni Sor-szigeteken). Más helyi jelentőségű, apr tómedencék kialakításában is szerepe lehet az állatvilágnak (hódgátak, dagonyá stb.).

III. Kozmikus hatásra kialakult tómedencék

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

IV. Antropogén eredetű tómedencék

Rohamosan nő a Földön a mesteséges tavak száma. Az első víztározók már a kora öntözéses kultúrák kialakulásával együtt megépültek. A mesterséges tavakat azonban a mezőgazdaság vízellátása mellett kisebb mértékben hagyományosan más módokor 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 tóvidéke­ket. Mesterséges tavak nemcsak számuk (százezres nagyságrend), de méreteik tekinte­tében 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

Page 93: A Víz Földrajza

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

táblázat

Név/folyó Ország Terület(km2)

Tározóképesség(km3)

I Volta Ghána 8730 1651 K Jibisev

(Volga) Oroszország 6448 58( Ctarchill-II. Kanada 6200 32,3I Bofctarma

(Irtis) Kazahsztán 5500 53I Bratszk

(Angara) Oroszország 5470 169I Kariba

(Zambezi) Zimbabwe-Zambia 5180 160Vasszer

(Nílus) Egyiptom 5120 164

A tavak földrajzi elterjedése

A tómedencéket kialakító folyamatok földfelszíni elterjedése alapjában véve meg­cukrozza a tavak gyakoriságát is. Mivel ezek egy része kifejezetten egyes földrajzi ivekhez kötött, így a tavak elterjedésében is kimutatható bizonyos zonalitás. A Föld mfrnn gazdag övezetei mindenekelőtt olyan területeken vannak, ahol a vízhálózatot dhkitó jelenlegi (éghajlati) körülmények csak rövid ideje állnak fenn, így a vízhálózat nannnl rajzolata még nem fejlődhetett ki.

Az egyik ilyen zóna - a Föld legnagyobb tósűrűségű övezete - a fiatal pleisztocén d§egesedések vidéke. Finnországban a terület 9,4%-át, Svédországban 8,6%-át, Min­nesota államban (USA) 6,7%-át fedik tavak. Hasonló vagy még nagyobb arányok som os kanadai területen (Manitoba, Mackenzie) is mérhetők. A jég munkája nyo- ngn kialakult számtalan tómedence feltöltődésére vagy lecsapolására még nem volt nőd . viszont a víz általában bőségesen rendelkezésre áll azok kitöltésére. így ott a joezugos futású kusza vízhálózatnak elmaradhatatlan részei az állandó vizű, gyakorta ■■jptodepressziókat 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 nem pontjából átmeneti övezetek a csapadékmennyiség aránylag kismértékű megvál­tozására is igen érzékenyek, vízhálózatuk annak függvényében viszonylag gyorsan és otkdjesen megváltozik. Jelentős részük az utolsó évezredekben lényegesen szárazab­bá vált, a vízfolyások megritkultak (esetleg el is tűntek), s felszíni vizek többnyire csak í zárt. olykor a talajvizet is elérő mélyedésekben maradtak. Az ilyen tavak jelentős■ időszakos (néha csak epizodikus), alakjukat, méretüket, helyüket gyakorta nÉkoztatják, sós vizűek és lefolyástalanok.

215

Page 94: A Víz Földrajza

A közepes szélességek nedvesebb területein, valamint a belső trópusi tájakon a tósűrű­ség kicsi, és e tószegény övekben 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 szélsősé­gesen száraz belső sivatagi területek.

A fenti zonalitástól jórészt függetlenek az endogén erők hatására (főleg a tektoni­kus 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 magashegységei­ben (pl. Alpok) a jégtakaró helyenként a hegység peremén is túlnyúlt, ott a jelenlegi tógazdag­ság 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 (AV):

AV = H f + H a + C - L f - L a - P .

A felszín alatti hozzá-, ill. elfolyás nehezen határozható meg. Egy rövid időszakra (pl. egy nagyobb csapadékot követő áradás idején) azonban nyugodtan eltekinthe­tünk ezek arányának változásától, sőt a párolgástól is. így az összefüggés négy, viszonylag könnyebben mérhető tényezőjének vizsgálata világossá teszi, hogy a nö­vekvő hozzáfolyás és a csapadék hatására megnő ugyan a lefolyás is, de azok össz- mennyiségénél kisebb mértékben. A kü­lönbözet a tó víztömegét növeli. A tavak­nak tehát lefolyást mérséklő, sőt azt késlel­tető hatásuk van (137. ábra). “

137. ábra: A tavak lefolyásmérséklő hatása x (Henselmann, R. ábrája Wilhelm, F.B- 1987 -

könyvéből)

216

Page 95: A Víz Földrajza

A részletes vizsgálatok (Henselmann, R. 1970) azt is kimutatták, hogy növekvő hozzáfolyás Mén a tó vizvisszatartó hatása is nő. A bajor alpi előtér tavain végzett vizsgálatok szerint a toiyásmérséklő hatás még a hozzáfolyás minimuma esetén is mintegy 50%-os, ami a hozzáfo- «tj növekedésével 80% fölé is emelkedhet. A Chiem-See esetén pl. a fajlagos hozzáfolyás K snrös növekedése a lefolyás ötszöröződésével, az Ammer-See esetén négyszerződésével jár. kkfiohásmérséklés más tényezőktől is függ: így pl. a tó és vízgyűjtő területe nagyságának Majától. (Nagyobb tó visszatartó hatása jelentősebb.) Befolyásolja azt a parti lejtők meredek­b e is. Lankás lejtők esetén ugyanis egységnyi vízszintemelkedés jobban megnöveli a tó IümijiIi' i' i (és így visszatartó hatását), mint meredek lejtők mellett.

Az ítfolyásos tavak olyan jelentős mértékben csillapítják az átmenő folyók víszint- és ■aílozam-ingadozását, hogy azáltal a környezetük ökológiai viszonyaira is érdemleges hatást pakorolnak. A völgyzáró gátakkal létesített víztározók építésekor sokszor éppen a folyók ■npnsának megváltoztatása a fő cél.

A vízháztartást szabályozó tényezők megléte vagy hiánya alapján történik a tavak tgjik legalapvetőbb csoportosítása. Az átfolyásos tavaknak egyaránt van felszíni I k á- és lefolyása. Az utóbbi hiánya esetén beszélünk lefolytástalan, ill. végtavakról. JkkÉf fogalom nem teljesen azonos, mert a végtó kifejezés feltételezi a felszíni hozzáfo- %ns meglétét. Lefolyástalan tó viszont anélkül is kialakulhat, pl. a magasra emelkedő ■ritafiízböl (gyakori ez szélfújta mélyedések tavainál). A források feltörési helyén ■toEjövö tavakat forrástavaknak hívjuk (pl. a Hévízi-tó).

Hőháztartás

A tavak vizének energiabevétele döntően a rövidhullámú napsugárzásból szármá­juk. 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 áikaiaban jelentéktelen, az ún. advektív hőtranszport (a tavon átfolyó víztömeg

H ÍB ánítása) pedig esetleges, csak az erőteljes átfolyású tavak esetén lényeges. A hőve- ■ e k s hatása is alárendelt. Elméleti számítások szerint, ha csak hővezetés révén terjed-

i. m tí hó. 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 >_£-irzásnak a beesési szögtől függő kisebb-nagyobb része ugyanis visszaverődik, és jív a víz hőmérsékletének emelésében nincs jelentősége.

p Merőleges beesés esetén csak 4% a visszaverődő rész, de 60°-nál már 6, 30°-nál 9, 10°-nál ytsr.'f csaknem 35%. Az alacsony napállású területeken, illetve időszakokban tehát a tavak

|«pim sbevétele lényegesen csökken. A vízbejutó sugarak még átlátszó víz esetén is viszonylag i gyorsan elnyelődnek. (Schmidt, W. 1908-as kísérletei szerint az első mm 5%-ot, az első cm 27, Kptcfeö 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 anvel a melegebb víz sűrűsége kisebb, annak hőmennyisége csak hővezetéssel és a

n r ib m z á s keverő hatására juthat az alsóbb rétegekbe. (A legfelső vékony rétegben

217

Page 96: A Víz Földrajza

létrejöhet az ún. termohalinás konvekció, ami azt jelenti, hogy a melegedő vízfelszín erősödő párolgása miatt sótartalma, és így sűrűsége megnő, s részecskéi helyet cserél­hetnek 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 folya­mán 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 hőmérsék­letével 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 „beállásá­hoz”). 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”

24 °C 0°C

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

Page 97: A Víz Földrajza

1% lassú - még a sekély tavak is ritkán fagynak be fenékig (a Balatonon pl. 1 m-es px csak elvétve fordul elő).

Az olvadás jellegzetessége, hogy a jégpáncél a hőmérséklet emelkedésekor viszony- ■ g hosszan megmarad, jóllehet közben kásássá válik. Ha viszont valahol felszakad, pe íjra meginduló hullámzás miatt gyorsan eltűnik.K a befagyott tavak jégpáncélján végbemenő jelenségek kutatásában jelentős érdemeket szer- wm Cholnoky J. a századforduló idején végzett balatoni tanulmányai során, p Hagy hidegben a jég összehúzódik, és hangtünemény közben (durrogás) repedések futnak MpS rajta, sőt a parttól is elszakadhat. A sérült helyeken feltörő víz természetesen újra megfagy I J n ik ' a jég). Ha a hőmérséklet emelkedik, a kiterjedő jég nem fér el a medencében, s a ■■sokon vagy korábbi repedések mentén feltorlódik („turolás”). A torlasz több méter magas■ fckt Olvadáskor a repedések helyén jelenik meg először a nyílt víz hosszú csatornák ■■Májában. Ez a rianás - a jégen közlekedő balatoni emberre leselkedő legfőbb veszély.

L Melegedés esetén újra cirkuláció kezdődik a tóban, mert ha a felszíni víz hőmérsék- hse pl. 2 °C-ra nő, sűrűbb lesz, mint az alatta levő 1 °C-os, tehát helyet cserél vele. K cirkuláció az újabb homotermia beállásáig (az egész tóvíz 4 °C-ra melegedéséig) HM; 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 pfiriött hőmérsékletjárásuk alapján különböző típusokat különítsünk el. Ezek az ún. WBmtrsékleti tótípusok a Földön jellegzetes, a földi zonalitáshoz illeszkedő elterjedést anEBmak (139. ábra).■ i . Azon tavak vize, amelyek hőmérséklete a fent leírt „egész utat bejárja”, az év MHj un in kétszer teljesen átkeveredik: hűlés esetén +4 °C eléréséig, a melegedési ■nitfrin 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 ■üius== kevert alakjából származik.)I 2. Ha a tóvíz hőmérséklete soha nem süllyed + 4 °C alá, akkor évente csak egyszer,■ lehúlési fázisban keveredik át. Hasonló a helyzet a +4 °C-nál mindig hidegebb ■■okban, de ott az átkeveredés a melegedési szakaszban következik be. Ezek az i psaer átkeveredő (monomiktikus) tavak tehát két - hideg és meleg - altípusba ■Holhatók. A hideg tavak a poláris, szubpoláris területek, a rövid és hűvös nyarú tandrák jellemzői. A meleg monomiktikus altípus viszont a meleg-mérsékelt és szubt­rópusi vidékeken fordul elő,

3. Az évente többször átkeveredő (polimiktikus) tavak a trópusok egyperiódusú M in ) esőkkel jellemzett területien (Aw klíma) általánosak. Ott a száraz évszakban ■icfós hosszúhullámú sugárzás miatt olyan jelentős a felszíni vízrétegek napi hőinga- dorasa, hogy - különösen erős légmozgás esetén - a nem túl mély tavak szinte

219

Page 98: A Víz Földrajza

139. ábra: A hőmérsékleti tótípusok elterjedése a Földön (Löffler, H. ábrája Wilhelm, F. - 1987 - könyvéből). l = a z 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

Page 99: A Víz Földrajza

k p * * 1* átkeveredhetnek (meleg polimiktikus tavak). Az átkeveredés a trópusi ma- f j- '-c r- >éaek tavaiban is igen gyakori. Itt azonban az állandó viszonylag alacsony Ünnersekiet teszi azt lehetővé. Az ilyen tavakban ugyanis nincs jelentős sűrűségkü- f c r s e s . és főleg száraz éghajlaton az éjjeli órákban teljes cirkuláció következhet be ■ ■ k p polimiktikus tavak). Sokat idézett példa a Titicaca-tó.

+ H a a tavak egész víztömege állandóan magas hőmérsékletű, mert környezetük M gt páratartalmú és kis hőingadozású, hosszú időre igen stabil rétegződés alakulhat l ih o n o k , és alig fordul elő átkeveredés (oligomiktikus tavak). Ezek az Egyenlítő ■ácáen jellegzetesek.

5- \eeül meg kell említeni a soha át nem keveredő (amiktikus) tavak típusát. [Az dfÜJiekben tárgyalt, átkeveredő tavakat összefoglalóan holomiktikus (holo = teljes, tpcj tavaknak nevezik.] Az amiktikus tavak közé az eljegesedett területek állandóan ftria@ott. ill. a száraz vidékek tavai tartoznak. Utóbbiaknál a lefelé növekvő sótarta- kan olyan sűrűségkülönbséget okoz, hogy lehetetlenné válik a cirkuláció.

A sös fenékvizű mély tavaknál a vízcsere a nagyobb mélységekben általában nem hnwetkezik be. A Tanganyika-tó 200 m-nél mélyebb részein pl. keveredés hiányában Vfa&aián nincs oxigén.

Afcmz magas sótartalma olykor egészen különleges helyzeteket teremthet. Előfordulhat pl., N b * tómedencét alkotó kőzet nagy sótartalma még humidus tájakon is sóssá teszi a tó vizét, ft. sr»oo átfolyó patak könnyű édesvize felszíni rétegként borítja az alsó sós vizet. Az édesvíz QgifWHlr de rajta keresztül a napsugárzás mindjobban felmelegíti a mélyebb rétegeket. Maga Itárfblyó édesvíz szigetel, és megakadályozza a meleg, de sűrű sós víz lehűlését, így az akár Mwii hőmérsékletűvé is melegedhet (pl. a Medve-tó az erdélyi Szovátán, 140. ábra).

Mi abra: Édesvíz-átfolyású sós tó hőmérsékle- g 5i loezződése (Szováta - Medve-tó - Sturza, o. 10IC . ábrája Újvári J. - 1962 - könyvéből). A ma- >• 15■■■Es hőmérsékletű vonalkázott sáv felett az * 20

átfolyó édesvíz, alul sósvíz van

A keveredés természetesen hullámzás hatására is bekövetkezhet. Sekély tavakon a ÉBim i > keverő hatása miatt tartós hőmérsékleti rétegződés nem is jöhet létre, s így i n oxigénellátottságában sem lehetnek a mély tavakat jellemző különbségek. A szél ■lására történő átkeveredés a nagyobb vízfelszínű, így erősebben hullámzó tavakon Khebb szintekig érvényesül. A hullámzás hatásosságát a tó hőmérsékleti állapota í befolyásolja. A homotermiához közel álló esetekben a keveredés könnyebb. Erős kábái rétegzés, fejlett ugróréteg viszont csökkenti a keveredési mélységet. Magyaror- z i i '.ermészetes tavai olyan sekélyek, hogy tartós hőmérsékleti rétegződés hiányában izük átkeverését a hullámzás végzi.

A tavi cirkuláció és a víz hőmérséklete hatással van a tó oxigén- és tápanyag-ellá- ■ttságára, így a vízi életre és azon keresztül a tó fejlődésére is.

221

Page 100: A Víz Földrajza

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 túl­zott 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 fejlő­dése 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-utánpótlás­hoz, az ugróréteggel elzárt hipolimnion oxigéntartalma csökken, lefelé növekvő mér­tékben (oxigénrétegzettség). Megjegyezhető, hogy erősen algásodott tavak felsőbb zónájában nyáron olykor oxigén-túltelítettség is kialakulhat, aminek ugyancsak szá­mos 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 fel- gyorsulását jól mutatja az a tény, hogy az Alpok északi előterének tavai, amelyek & századfordulón még oligotrófok voltak, napjainkra rendre eutróffá váltak. A folya­mat előrehaladásával egyre inkább fogy a víz oxigéntartalma, s a bomló anyagokból az élőlényekre mérgező hatású vegyületek (pl. kénhidrogén) is kialakulnak. A több­nyire zavaros (zöldessárga, esetleg szürkés) vizű, rendszerint nem túl mély eutróf tavakban ezért a vízi élet egy bizonyos ponton csökkenni kezd, és a tó diszharmoni­kussá válik.

Page 101: A Víz Földrajza

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

A tavak fejlődése (pusztulása)A tavak rövid életű, átmeneti képződmények. Megszűnésüknek két alapoka lehet:

•agy 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 Klröitődik (2/b).

I. A víz eltűnése leggyakrabban éghajlatváltozás következménye Aj az ariditás ■övekvő mértéke miatt a vízháztartás tartósan veszteségessé válik (lásd az észak- űiKrikai Nagy-medencét, számos Szahara-peremi tómedencét stb.). Lokálisan más, wietlenszerű 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 a«eg\ áltoztatja 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 ■d kiszáradásával járhat stb.

.? 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 lefo- Kástalanságát a peremek felől hátravágódó folyók szüntették meg, s elvezették vízfölöslegüket. Ez történt a Kongó esetében, a Zambezi felső szakaszán (amely előzőleg elveszett a Kalahári (áljában) 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 uvak 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

Page 102: A Víz Földrajza

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 szubglaciáHs vulkáni működés hatására megolvadó jégtömegek árvizéből táplálko­zó tókitöréseknek. Izlandon ezek igen gyakoriak, s ilyenkor a lezúduló víztömeg rövid időre a Föld legnagyobb folyamóriásainak vízhozamával vetekszik. Az ilyőn áradá­sok alapvetően megváltoztatják a felszín korábbi konfigurációját. Az alpi tókitöré­seknek 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 „modem típusai” a völgyi zárógátak átszaka­dásának következményei. A tározótavak gátjai természeti okokból (földrengés, hegy- csuszamlások stb.) és emberi mulasztás (pl. tervezési hibák) következtében is össze­omolhatnak. Szomorú példa lehet erre az olaszországi Vajont-tározó 1963-as gátsza­kadása, amikor a völgyön lezúduló víztömegnek Longarone 2500 lakosa esett áldoza­tul.• - 2/6. A tómedencék feltöltődése kialakulásukkal egyidejűleg megkezdődik. Mivel a medence létrejötte általában időben elhúzódó folyamat, formálódása pl. egy süllye- déktó 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. Feltöltődése a medence formálódása közben is tartott. A medencemélyülés és -feltöltődés mértéke időben természetszerűleg változó lehet, s a tó vízmennyiségének növekedése szakaszo­san a tó mélyülését is eredményezheti. A tófejlődés általános iránya azonban rendsze­rint 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 tóvíz mozgása (C) - elsősorban hullám­zása - 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 deltakép­ződés mechanizmusa hasonló a tengerparti deltákéhoz, üteme pedig azokénál na­gyobb is lehet. Megtörténhet, hogy a tóba nyúló delta kettéválasztja a korábbat egységes medencét. Ilyen „delta osztotta” tóból keletkezett Svájcban a Thuni- és e Brienzi-tó. A folyók finom lebegő hordaléka csak lassan ülepszik le a tavakban (főlef édesvizű tó esetén, mert itt nem jelentkezik a sós víz kicsapó hatása), és az áramlásol révén a tó csaknem minden részébe eljuthat. így az a képződő fenéküledék fonto;

224

Page 103: A Víz Földrajza

összetevője. A fcltöltődés 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 évléke 1 cm körüli. így a tó 200 méteres átlagmélysége ellenére is legfeljebb 20 000 éves élettartam ra szám íthat Különösen gyors lehet a síksági tározótavak feltöltődése, hiszen azok rendszerint m ár 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 ■íha, vize a fenékre süllyed, és ott tovább mozogva valóságos medret vájhat. Ezt teszi pl. a JLrna a Bódeni-tóban, a Rhőne a Genfi-tóban.

B) A z élővilág szerepe a feltöltődésben. A tavi élővilág közvetlenül, bomló testanya­gának 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 ju tó 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- n r . vezető szerepet játszó növényzet vízmélységtől függő zonációja az üledékképző- dfcsben is hasonlóan sávos elrendeződést hoz létre (141. ábra).

141. ábra: A parti növényzet és a fenéküledék sávos elrendeződése (Felfödy L ,$ 1981 H után)

Az édesvizű tavakban négy organikus üledéktípus a jellemző. A barna vizű, humuszgazdag laiak jellegzetes bomló (nem rothadó) üledéke a dy(dü). A főleg plankton eredetű jüttja fgwttja) 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 |dm t. hiszen a feltöltődéssel sekélyebbé váló helyen egymást követően alakul ki a planktonos- itónáros-nádas-zsombékos stb. állapot. Ezáltal a tó vagy még pontosabban a nyílt víz kiterjedé- k csökken. Ezt a folyamatot természetesen a betorkolló vizek hordalékfelhalmozása is segíti,

225

Page 104: A Víz Földrajza

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 fejlődéstörténeté­nek 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 feltöltődése (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 part­részletek is vannak (Balatonberény, Balatonboglár, Fonyód, Szemes), a tó északkeleti részén pedig hosszabb összefüggő szakaszon (Világostól Keneséig) húzódik magaspart.

A tómedence feltöltődésében részt vevő folyamatok előbb-utóbb annyira elsekélye- sítik a tó vizét, hogy a fenékhez rögzülő növényzet már mindenütt képes megteleped­ni. 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 sottoknak, Iránban kevireknek, Belső-Ázsiában bazsiroknak, szá- láknak, a Turáni-alföldön takiroknak, az Andokban és a Pampákon salaroknak. salináknak, playáknak, Mexikóban bolsonoknak hívják. Magát az egész folyamatól nálunk többnyire keviresedésnek nevezik.

226

Page 105: A Víz Földrajza

A mocsarak és a lápok a tófejlődés folyamatába illeszkedő képződmények, de ■Okibban önállóan - tavaktól függetlenül is - létrejönnek. Előfordulhat, hogy igen bpos medencékben eleve mocsár képződik, és viszonylag hosszú időn át fennmarad.

elsődleges mocsarak főként terjengős síksági vízválasztók vidékén gyakoriak (pl. Mfgaty mocsarak). Később ezek a mocsarak is elláposodhatnak. Ha a lápokban ■pamaghiány vagy a vízszint süllyedése miatt alacsonyabb rendű növények váltak ■alkodévá, s köztük túlsúlyra jut a tőzegmoha (Sphagnum), a láp jellege megválto­t t A tőzegmoha szivacsként szívja testébe a vizet, s pusztulása után az új mohagene- i c : annak felszínére telepszik. így a láp felszíne emelkedni kezd, és a síkláp fokoza­tosan dagadóláppá alakul. Dagadólápok önállóan is kialakulnak, ha az éghajlati körülmények alkalmasak. Gyakran hegységekben fordulnak elő, ezért korábban- kdvtelenül - hegyi vagy fel-lápoknak nevezték őket. Mivel meleg éghajlaton a ■övényi részek gyorsan bomlanak, a túl hideg körülmények pedig a növényi életnek ■em kedveznek, a dagadólápok főleg a közepes szélességek hűvös óceánikus vidékein jdfcmzőek. Nyugat-Európa északi felében igen gyakoriak. Főleg a Brit-szigetek

a dagadólápok igazi hazáját. Írország tómedencéinek többségében dagadólá­pok vannak. A láp dómszerűen felmagasodó mohatömege olyan nagy mennyiségű ■ k i raktároz, hogy ha az időnként kitör (lápkitörés), környezetére komoly veszélyt leköthet. A knocknageehai (Írország) láp kitörésekor 1896-ban 5 millió m3 folyékony ■nzeges massza árasztotta el a vidéket.

Felszín alatti vizek

A földi vízkészlet legkevésbé pontosan becsülhető része a felszín alatt helyezkedik cL A készletbecslési bizonytalanságok ellenére is kimondható azonban, hogy a vízkör- torgásba 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 ketöltött szerepét puszta tömegén kívül az is növeli, hogy elterjedése planetáris eleiemben is általános. így - ha eltérő mértékben is - mindenütt rendelkezésére áll a földrajzi burok természeti folyamatainak, és általában a társadalom céljaira is derhető és igénybe vehető. Az élettelen és élő természet felszíni jelenségeinek számot­tevő része legalább közvetve a felszín alatti vízhez, illetve annak hatásaihoz is kapcso­lódik, 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

Page 106: A Víz Földrajza

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

A felszín alatti y íz elhelyezkedéseA helyzet szerinti osztályozás elsősorban a víztartó kőzetek jellegét veszi tekintetbe

Ennek alapján a porózus és hasadékos kőzetek vizeit lehet elkülöníteni. Az előbbi í kőzet szemcséi közti különböző méretű pórusokban helyezkedik el, az utóbbi viszon 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 léve víz mennyiségét és viselkedését - pl. mozgás- és nyomásviszonyait - nagymértékbei befolyásolják, ezért a további vízfajták elkülönítésében jelentős szerepük van.

Hagyományos meghatározás szerint a porózus kőzetekben a felszín alatt, de az els( vízzáró réteg fölött elhelyezkedő vizet talajvíznek, a vízzáró rétegek közé zárt vize 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 rétege] helyezkednek el (pl. durva anyagú hordalékkúpokon), akkor a bennük lévő összefüggő víztö meget bizonyos mélységen túl már rétegvíznek tekintik (a magyar hidrológiában általába; 20 m, a vízügyi gyakorlatban 50 m ez az önkényesen megválasztott határ). Akkor is nehéz meghatározás elve szerint eljárni, ha a felszínen vízzáró kőzet van, mert ilyenkor elvileg má 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- é rétegvíz elkülönítés helyett a vízzáró rétegekkel elválasztott felszín alatti vizeket talajvizeinek tekként fogjuk fel, mint ahogy azt pl. a német szakirodalom teszi. A következő fejezetekbe: mi mégis megmaradunk a Magyarországon általános talajvíz és rétegvíz elnevezéseknél.

A felszín alatti porózus kőzetek mindenütt tartalmaznak bizonyos mennyiség vizet, de talajvízről csak akkor beszélünk, ha valamennyi pórust víz tölti ki. A talajví tükre tehát ott húzható meg, ahol a pórusok egy részében m ár megjelenik a levegc A felszín és a talajvíztükör közötti zóna víztartalmát talajnedvességnek nevezzük.

A talajnedvesség

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

228

Page 107: A Víz Földrajza

4éf- 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 levegő­vel 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 éghajlatun­kon pl. a talajvíz szivárgás útján rendszerint csak a téli félévben kap utánpótlást. Ilyenkor a kisebb párolgás miatt és a többnyire tartós felszíni vízutánpótlás (hóolva- dékvíz, 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 külön­böző 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 számá­ra. 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

Page 108: A Víz Földrajza

ízzáró réteg, ezért csak kivételes esetben kerül nyomás alá, egyébként tükrén a külső jgnyomás hatása érvényesül (nyílt tükrű talajvíz). Helyzetét általában talajvízmérő ■lakban határozzák meg.

A rendszeres talajvízmérések jó másfél száz éve HBődtek (Sussex grófság - Anglia). Magyaror- eágon Rohringer Sándor építette ki az első mérő- káthálózatot a Duna-Tisza közén az 1920-as évek weaén.

143. ábra: A talajvízszint és a domborzat kapcso- , •................ - ......................... .lata T77777//////7/y//777777/7//Z/Z7/T/

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 f 144. ábra).

0 10 2030 M) km

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

Rónai A. -

231

Page 109: A Víz Földrajza

TalajvíztípusokA talajvíz elhelyezkedésének „klasszikus” esete, ha a felszín vízáteresztő (permeábi-

lis) 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 ingado­zó 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

Időszakos (lebegő) talajvíz

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

Page 110: A Víz Földrajza

TalajvízháztartásA 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-

Iks azonban csak közvetve, távolabbi vidékekről való hozzáfolyás révén történik. Már a talajnedvesség kapcsán is utaltunk rá, hogy a beszivárgó csapadék nem mindig éri d 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 talajvíz- sant-emelkedést a már előzetesen átázott talajra jutó újabb vízmennyiség okozza. Tehát, ha a tél folyamán átnedvesedett talaj jelentős kora tavaszi (márciusi) csapadé­kot kap, különösen magas talajvízre lehet számítani. A talajvíz-emelkedés tekinteté­ken a tél eleji csapadék hatása kisebb, mert az még főként a talaj nedvességtartalmá­nak növelését szolgálja.

L'bell K. vizsgálatai szerint (1962) ez összességében azt jelenti, hogy a magyar Alföldön a •éí felév csapadékának 62-72%-a jut el szivárgással a talajvíz szintjéig, és járul hozzá annak emelkedéséhez. A talajvizet tápláló évi csapadék kedvező domborzati és beszivárgási körűimé­inek között a talajvíz mélységétől függően 100-180 mm-re tehető. A talajvíz táplálására dtósorban a felszíni lefolyás szempontjából kedvezőtlen, viszonylag sík, vízáteresztő anyagú ö kopár (gyér növényzetű) területek előnyösek.

- Valamely hely talajvizét a környezet nagyobb abszolút magasságú talajvize is táplálja. A talajvíz oldalirányú áramlása különösen hegylábi területeken, medencékbe ayúló hordalékkúpok testében erős. Áramló talajvizű helyeken a talajvíz visszatartá­sát. szintemelését gyakran az áramlás irányára merőlegesen épített vízzáró anyagú felszín alatti gátakkal biztosítják. Ahol a felszín lejtésében hirtelen csökkenés követke­zik be (pl. hordalékkúpok peremén), gyakori a talajvíz felfakadása, belvizek kialaku­lása.

- Fontos talajvíztápláló forrást jelentenek az állandó jellegű felszíni vizek. Termé­szetesen 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 na­gyobb 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) követ­keztében 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 érezhe­tő a duzzasztások hatása.

233

Page 111: A Víz Földrajza

* 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. Égy közepesen nedves esztendő ilyenkor lényeges vízszint- emelkedéssel 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 leszívási felületet is kialakíthatnak.

-* Fontos, napjainkban növekvő jelentőségű veszteséget okoz a talajvízkészletben á 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) vala­mely terület ökológiai egyensúlyának megbomlását, az ökológiai viszonyok megvál­tozását 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 állandód 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

Page 112: A Víz Földrajza

vet november elsejétől szokták számolni.) Az átlagos évi ingadozás a mérőhelyek többségén i m alatt marad, s csak jó vízáteresztő talajú, kis relatív vízmélységű állomásokon ér el 110-250 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 nyo­más legközönségesebben hidrosztatikai, mert a környező területek magasabb víszint- jétől 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

^ Csapadékból ^beszivárgó víz

146. ábra: Tipikus rétegvíztartó szerkezet az ausztráliai Nagy-Artézi­medence egyszerűsített példáján (Balázs D. - 1978 - után). 1 = vízzáró

kőzetek, 2= víztározó rétegek

235

Page 113: A Víz Földrajza

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 hézag­térfogatú felső vagy alsó agyagból a közbezárt durvább szemcséjű (homokos) rétegek­be. Ez a helyzet pl. Szentpétervárott a Néva síkja alatti mélyebb rétegekben. Az utánpótlás esetleg teljesen lehetetlen, ilyenkor fosszilis vizekről beszélünk. Fossziüs 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 köszönhe­tik, 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 feksze­nek, amelyek a medence középpontjától a peremek felé jelentősen emelkednek. A me­dence 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, egy­mástól is elválasztva alsókréta és jura homokkőösszlet tartalmazza Ausztrália felbe­csülhetetlen 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 mil­lió 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-Ártézi-medencéét, de kihasználtsá­guk általában kisebb mértékű.

Az artézi medencék másik típusánál csak az egyik szárnyon emelkednek fel - több­nyire valamilyen hegységre támaszkodva - a víztartó rétegek. Itt a vízutánpótlás ebből az irányból származik. Ilyen terület Észak-Amerikában a Prérí-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 kiterje­dése. A kutak mellett a Mississippi felé tartó, mélyrevágódott völgyek is megcsapolják víztartalékát. Az Appalache-hegységtől keletre, a Parti-síkságnak is hasonló adottsá-

236

Page 114: A Víz Földrajza

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

■ H Tannak. Afrikában a Szahara északi részén van ilyen típusú artézi medence. Ez K Atlasz felől kapja vízutánpótlását.

Í Nehezen lehetne túlbecsülni a Kárpát-medence, mindenekelőtt a magyar Alföld ■ttczrvíz-készletének jelentőségét.

jfr Jóllehet az első rétegvízkutat már 1830-ban megnyitották a dunántúli Ugodon, az artézi víz ípagvarányú hasznosítása csak Zsigmondy Vilmos, majd unokaöccse, Zsigmondy Béla rétegvíz- ■Éárö munkásságával kezdődött a múlt század 60-as éveiben. Zsigmondy Vilmos előbb a ■tajitszigeten (1866-73), majd a Városligetben (1868-78) végzett sikeres fúrásokat. Városlige- m k ira . amely 970 méteres mélységével akkor európai rangelső volt, napi 1,3 millió liter 74 °C vBaérsékletü, kitűnő minőségű tiszta vizét 13,5 m magasra lövellte. Nem sokkal később feszítette el Zsigmondy Béla az Alföld első artézi kútjait a püspökladányi vasútállomáson és

-■ádmezővásárhelyen (1878). Az alföldi lakosság vízszükségletének fedezésében - elsősorban u készséges ivóvíz ellátásban - ettől kezdve rohamosan nőtt az artézi kutak szerepe. Tizenöt «• alatt több mint ezer kutat fúrtak. 1980-ban pedig már 58 000 mélyfúrású kutat tartott

m anón a statisztika, s ebből 43 000 az Alföldön volt. Közülük kereken 9000 a pozitív kutak

Az Alföld artézi vizei a medencét változatosan kitöltő fiatal laza üledékekben vannak. Főként a negyedidőszaki durvább szemcséjű folyóvízi rétegek és a felső-

I pannóniai tavi lerakódások a jó vízszolgáltatók. Az alsó-pannóniai tengeri, tavi■ sá rg á k és kemény homokkövek, valamint a 300-400 m átlagos vastagságú pliocén237

Page 115: A Víz Földrajza

148. ábra: Vízzáró és vízáteresztő rétegek váltakozása az Alföld közepén egy Ny—K-i metszet­ben (Rónai A. - 1985 - után egyszerűsítve). 1 = vízáteresztő, víztartó rétegek, 2 = vízzáró rétegek, 3 = miocén és mezozoos képződmények, 4=plio-pleisztocén határ, 5 = felső-pannó- niai-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 fiókmeden­cékként. A 148. ábra a hasznosítás szempontjából igen fontos fajlagos hozam nagysá­gára is felhívja a figyelmet. (Fajlagos hozam alatt a percenként kitermelhető vízmeny- nyiséget értjük a nyugalmi szinthez viszonyított egyméteres leszívás esetén.) Az Alföld mélységi vízben leggazdagabb területei egyrészt a Duna völgye, a Bereg-Szatmári- síkság, a Bodrogköz, a Sajó-völgy alsó szakasza és részben már eltemetett hordalék­kúpja. Itt a vastag kavicsösszlet helyenként 1000-2000 l/p/m hozamot is biztosíi egy-egy kútnak. Távlatilag azonban ezeknél is fontosabb az Alsó-Tísza-vidék, meri 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

Page 116: A Víz Földrajza

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 következmé­nye, 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 ered­mények 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 keletkezé­si körülményeire. Azok egy része a kőzet kialakulásával egyidős (pl. a kőzet megszi­lárdulásakor a térfogatcsökkenés eredményeként jön létre), más esetekben viszont utólag keletkezik (pl. tektonikus mozgások hatására, vagy a víz oldó hatása következ­tében). 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 mészkő területeken 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 tíz­méteres 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 Tauem-alagút fúrása közben pl. 60 l/s hozamú vízeret vágtak át, de a

239

Page 117: A Víz Földrajza

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 át­szőtt 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 típusaiA 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 karsztvíz­szint. 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 erózióbá­zisnál mélyebben fekszik, a támaszkodóöv vízszintes áramlásai egy lencse formájú zó­nában jellemzőek (149. ábra). Itt a víz oldó hatása - főként a keveredési korrózió miatt - jelentős lehet, a támaszkodóöv al­sóbb részein azonban m ár 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, sekélykarszíról beszélünk, ha a víztömeg az alatt helyezkedik el, mélykarsztnak nevezzük. A sekélykarszt felszíni kapcsolatai közvetlenek, vízmennyisége erősen csa­padékfüggő. 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.

149. ábra: A támaszkodó karsztvízöv áram­lásai (Jakucs L. - 1971 - után). 1 = vízzáró

alapkőzet, 2 = karsztosodó kőzet

240

Page 118: A Víz Földrajza

i Aggteleki-karszt vagy a Bükk és a Dunántúli-középhegység jelentős mészkőterüle- ri. Fedett karszt általában a medencékben vagy küszöbhelyzetben gyakori (pl. Tata- inyai-medence).

A karsztkutatók (Cvijic, J., Grand, A., Katzer, F. és mások) között hosszas vita folyt arról, ogy a karsztterületek belsejében kijelölhető-e egységes karsztvízszint. Lehmann, O. 1932-ben gy közelítette a két álláspontot, hogy kimutatta egy-egy régió karsztvizeinek szoros kapcsola­ti, 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, ■int 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 hóolva- lékviz sokkal gyorsabban hat a karsztvízszintre, mint pl. a talajvízre. Mivel föld alatti lefutási ideje lerövidül, már csak ezért is kisebb a lehetősége az öntisztulásra. A poró­zus kőzetek szűrő hatása is elmarad. Mindezek miatt a karsztvíz igen érzékeny a felszíni szennyező hatásokra, s ezt hasznosítás esetén figyelembe kell venni (legcélsze­rűbb természetesen a megelőzés, a szennyező források megszüntetése).

A karsztvidékek üreg- és járatrendszerei rendszerint tekintélyes víztömeget tartalé­kolnak, 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- ksi 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 következ­ményeivel is fenyeget. Karsztvízkincsünk megóvása, illetve átgondolt hasznosítása a környezetvédelem egyik elsőrendű feladata.

A Bakony nyugati részében a karsztvízkiemelés főleg a nyirádi bauxitbányászat feifutása miatt öltött aggasztó mértéket. 1986-ban a bányászati célú vízkiemelés már I>3 m3/perc hozamú volt, ami 4,7 m3/s, ill. 400 000 m3/nap mennyiséget jelent. (Ösz- oehasonlításul: a Hernád Hidasnémetinél mintegy 5 m3/s vizet szállít kisvíz idején.) A vízkitermelésből Nyirád 240 m3-rel részesedett. Ezt a veszteséget a karsztvíz után­pótlása nem ellensúlyozhatta, hiszen az ország pótlódó karsztvízmennyisége összesen

íMintegy 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 oett. holott korábban esetenként a 8001-t is megközelítette. Bár magának a forrásnak a hőmérséklete nem változott, de a csökkenő vízhozam miatt a tó érezhetően lehűlt.

241

Page 119: A Víz Földrajza

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 hőmérsékleteA 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 hőmérsék­lete 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 konk­rét hőmérsékletétől függetlenül hévíz­nek tekinthető. Ilyen megközelítésben Magyarországon (az évi középhőmér­séklet kereken 10 °C) már pl. a 15°-os víz is hévíz, ezzel szemben trópusi te­rületeken a 20-25 °C hőmérsékletű sem tekinthető annak. Természetesen egész más a helyzet mondjuk balneoló- giai szempontból, amely szerint általá­ban csak a 20 °C-nál melegebb víz mi­nősül 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 nyerhető. A Kárpát-medence, minde­nekelőtt az Alföld, lemeztektonikai okokból - részletesebben lásd ott -

A ta la jv íz hőmérséklete (°C)

150. ábra: A talajvíz hőmérsékletének ingadozása az év folyamán a mélység függvényében (Léczfalvy S. ábrája Juhász J. - 1976 - után egyszerűsítve)

242

Page 120: A Víz Földrajza

ói terület, s ezért a feltárt rétegvizek jelentős hőenergiát hordoznak. A vizsgálatok ■int a medence területén mindössze a fúrások 2%-ánál haladja meg a gradiens a te -l A 151'i ábra és a 18. táblázat szerint az ország jelentős részén a 18 m-t sem éri Ez főleg a rossz hővezető képességű laza üledékek következménye, és alacsony

Éket okoznak a nagy mélységig hatoló szerkezeti vonalak is. Utóbbi esetben kis ■iieten belül igen jelentős eltérések tapasztalhatók. A környezet emelkedő hőmér- Hete emeli a víz hőfokát, de a víz is hat környezetére. Nagy tömegű, mélyről jövő rpl csökkenti a gradienst. Nagy sebességű, lefelé tartó vagy oldalirányú szivárgás, ■elás esetén viszont a víz nem tudja átvenni a kőzetek hőmérsékletét, és gyakran Iemős hűtő hatása van. Ez elsősorban karsztvizeknél gyakori. A nagy felszíni •őmegek is növelik a geotermikus lépcső magasságát.

A geotermikus lépcső értéke néhány magyarországi mélyfúrásban

A fúrás helye Mélysége (m) Átlagos geotermikus lépcső (m/°C)

Városliget (Bp.) 1256 18Kiskőrös 1450 15,75Dorog 620 33,29Mihályi II. 2476 29,45Sikonda 419 14,5Hajdúszoboszló II. 2000 16,24Gyula 2000 20,97Karcag-Berekfürdő 1187 17,88Sátoraljaújhely 474 57,73

243

Page 121: A Víz Földrajza

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 különö­sen 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-Kalifor- nia stb.).

A felszín alatti vizek minőségeA felszín alá kerülő víz eredeti tulajdonságaitól, valamint a különböző rétegekben

megtett útja során végbemenő oldási és más vegyi folyamatoktól függően többé- kevésbé híg oldattá változik, s egyúttal savas vagy lúgos jelleget is kaphat. A termé­szeti 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 se mennyisége és a minősége is).

Az oldott sómennyiséget többnyire mg/l-ben vagy %o-ben (1000 mg/l = l%o-ny: töménység) adják meg. Ha azok mennyisége meghalad bizonyosé* fajtánként eltérő - határértéket, ásványvízről beszélünk. Az édesvizek össz-sómennyisége l%o alatti, a; \%0 körüli sókoncentráció átmenet a sósvizek felé (brakkvíz). Mindkét kategóriábai további altípusok különíthetők el.

244

Page 122: A Víz Földrajza

Ammöségi elkülönítés az oldott kationok és anionok alapján történik. Az ásványvizek esetén i kssismertebb a Hintz- és Grünhut-féle osztályozás, amely az 1000 mg/l szabad szén-dioxidot ■mimazó 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 CP-ionok)- keserű vizek (Mg++- és Na+-, valamint SO4 “-ionok)

t — vasas vizek- kénes vizek- jódos-brómos vizek

[ - radioaktív vizek

A magyarországi - főleg az alföldi - talajvizekben a N a+ a legnagyobb mennyiség­im előforduló kation, ami leggyakrabban hidrokarbonáttal „társul” (sziksós vizek). |Eaenkivűl a szulfát és a klorid is általánosan elterjedt anion. Az ivásra alkalmasabb Mnr1-"**" illetve magnézium-hidrokarbonátos vizek az Alföld északkeleti részén ké- ■onek nagyobb összefüggő területet, de kisebb foltokban több homokos hordalék- isapon megjelennek. A talajvíz gyakorta 2-5%o töménységű, így jelentős területeken M n ak tekinthető. (Emberi fogyasztásra, illetve korlátozás nélküli mezőgazdasági ■Jhasználásra csak az l,6%o-nél kisebb koncentrációjú vizek alkalmasak. Az ideális öpőnriz koncentrációja 0,5%o körüli, de minőségét a jelen lévő ionok megoszlása is Jnölyásolja.)I Rétegvizeink sótartalma ugyan általában nem túl magas (19. táblázat), de ahol ez ■Hördül, ott gazdasági hasznosításuk körülményes.

■ L ú tiáza t

Az alföldi földtani alapfúrások mélységi vízfigyelő kútjainak sókoncentrációja (Rónai, A. - 1985 - alapján)

Sókoncentráció Kutak száma

< 0,5%o 40,5—l%o 341-1,5%» 21l,5-2%« 7>2%o 7

Szerencse, hogy a nagyobb sótartalmú mélységi vizek sómegoszlása gyakorta «Kan. hogy azok gyógyvíznek minősülnek. Az ausztráliai artézi vizek felhasználásá­vá] alapvető gond a magas sókoncentráció. Többségük nemcsak ivásra, de még

■Baftözésre is alkalmatlan. Állatok itatására a 4,8-9,4%o-est (juhok esetén még a I _16%»-est) is használják (Balázs D. - 1978).

245

Page 123: A Víz Földrajza

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 tár­sadalom növekvő vízszükséglete miatt a föld alatti vizek mind nagyobb részét mester­ségesen 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 mu­tatjuk be. A tipizálás alapja - Juhász J. (1976) gondolatmenetét követve - a forrás és táplálóterülete magassági helyzetének összehasonlítása. Az így adódó forrástípu­sok igen közel állnak azokhoz, amelyeket Keilhack, K. 1935-ből származó, általáno­san elteijedt, 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 Afa-b része ilyen úri. rétegforrások at 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 horda­lékban 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

Page 124: A Víz Földrajza

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

szálló vetőforrás, b = réteggyűrődéses forrás, F = forrás

í 152. ábra). Ilyenkor csak a forrás szintje felett elhelyezkedő víztömeg kiürülésére van mód. Az átbukóforrások klasszikus esete, amikor a vízzáró fekü üstszerűen helyezke- ük el, s a benne (rajta) lévő víz mintegy túlcsordul (152. B/a ábra). Átbukónak tekinthetők a duzzasztott források is. A duzzasztást nemcsak vízzáró, hanem kevésbé rízáteresztő réteg közbeékelődése is előidézheti. Ebbe a kategóriába sorolhatók a nztartó összlet elkeskenyedése m iatt kialakuló ún. szűkülőjorrások (152. Bjb-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 vetővonalak jelentik (152. C/a ábra). Az is előfordul azonban, hogy réteggyűrődés teszi lehetővé felszálló- források kialakulását (152. ábra Cjb).

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 s valóságos füzért alkot ez a forrástípus, Egertől Bogácson, Kácson át Miskolcig.

247

Page 125: A Víz Földrajza

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 - több­nyire ritkán - kiújuló (epizodikus források)*

A talaj- vagy rétegvizekből táplálkozó állandó források vízhozama többnyire cse­kély (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 Vauc- luse-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 hoza­muk nem is vetekszik a már említettekével, jelentős részt vállalhatnak egy-egy telepü­lés 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 szabá­lyozhatja. 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 kiürü­lésekor működnek. Mechanizmusukat Darcy fejtette meg még a múlt században (153. ábra). Ennek az a lényege, hogy a tárolóüreg táplálónyílása (nyílásai) magasab­ban fekszik ugyan a kivezető járat torkolatánál, de ez utóbbi további szakasza szivomya jellegű, s a kiürülés csak akkor indul meg, ha a tároló vízszintje a szivomya 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 meg­emelkedhet, hogy az egyébként száraz forrásnyílásokból is vízfolyás indulhat meg.

248

Page 126: A Víz Földrajza

03 - ábra: Intermittáló forrás szifonnal 154. ábra: Gejzír csatornarendszere g = gőz

Gyakran éhségforrásoknak nevezték ezeket, mert a működésüket megindító túl ned- ms időjárás akár éhínség rémével is fenyegetett.

Az időszakosan működő források szélsőséges példáit jelentik az ún. katavotrák. b e k karsztos medencék (pl. poljék) fenekén, peremén előforduló olyan víznyelők, ■■éhek a karsztvízszint emelkedésével - pl. évszakosán 3 forrásként működnek. A Dinaridák vidékén gyakori jelenségek.

Irodalom

Ahnássy. E.: Hidrológia-hidrográfia. Budapest, 1977. p. 230.IM bz&. D.: Ausztrália, Óceánia, Antarktisz. Budapest, 1978. p. 497.Baontgartner, A.-Reichel, E.: Die Weltwasserbilanz. München, 1975.fegárdi, J.: Vízfolyások hordalékszállítása. Akadémiai Kiadó, Budapest, 1971. p. 837.■■fa, B. (szerk.): Általános természeti földrajz I. k. Bp., 1953. p. 554.■■dó. Á.: Kísérleti fizika I. Budapest, 1968. p. 517.Cxna. E.: A Föld folyói. Gondolat Kiadó, Budapest, 1988. p. 212.Dtarwin, G. H.: Ebbe und Flut. Leipzig, 1902. p. 344.Étanch. G.: Ozeanographie. Westermann, Braunschweig, 1976. p. 118. üdfökiy, L.: A vizek környezettana. Budapest, 1981. p. 290.Gábris. Gy.: A vízhálózat geomorfológiai célú elemzése. Kand. értekezés. Budapest, 1987. p. 136. Cferioff-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.Gcesswell, K.-Huxley, A. (szerk.): Rivers and Lakes. New York, 1965. p. 384.Cnmm. F.: Das Abflussverhalten in Európa. Typen und regionale Gliederung. In.: Wiss.

Veröff. d. Deutschen Inst. f. Lánderkunde, N. F. 25/26. Leipzig, 1968.Grand. A.: Karstwasserhydrographie. Geogr. Abhandlungen VII. 1903.Hjniström, F.: Studies on the morphological activity of river Klarálven Bull. Geol. Inst, of

Uppsala, 25, 221-527. 1935.

249

Page 127: A Víz Földrajza

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. dér Erdkunde Wien-Leipzig, 1932. Lvovics, M. 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 dér Schotterbewegungen im Wildbach. Peter-

manns 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 dér Erdatmospháre. Promet, 5/2-3. Offenbach. 1975. Schmidt, K. H.: Dér 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 drainage-

basin 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