ÉGHAJLATI ÉS KÖRNYEZETI VÁLTOZÁSOK REGIONÁLIS HATÁSÁNAK FELTÁRÁSA ÉS ÖSSZEHASONLÍTÓ ELEMZÉSE VIZES ÉLŐHELYEKEN

Átírás

1 Magyarország-Románia Határon Átnyúló Együttműködési Program pályázati programra benyújtott ÉGHAJLATI ÉS KÖRNYEZETI VÁLTOZÁSOK REGIONÁLIS HATÁSÁNAK FELTÁRÁSA ÉS ÖSSZEHASONLÍTÓ ELEMZÉSE VIZES ÉLŐHELYEKEN című, 1 HURO/0901/207/2.2.2 számú, támogatásban részesült projekt lezáró dokumentációja Jelen tanulmány nem feltétlenül tükrözi az EU hivatalos álláspontját. Szeged 2012

2 TARTALOMJEGYZÉK I. BEVEZETÉS...8 II. ANYAG ÉS MÓDSZEREK...10 II. 1. ANYAG...10 II Nagyszéksós-tó mintavételi pontjai...10 II Vízminták mintavételi pontjai...10 II Talajminták mintavételi pontjai...11 II Üledékminták mintavételi pontjai...11 II A vízkémiai monitoring mintavételi pontjai...12 II Petea tó mintavételi pontjai...14 II Vízminták mintavételi pontjai...14 II Üledékminták mintavételi pontjai...14 II. 2. MÓDSZEREK...15 II A vízminták laboratóriumi vizsgálata...15 II ph mérés...15 II A vezetőképesség meghatározása...15 II A karbonát-, hidrokarbonát-tartalom meghatározása...16 II A nitrát-tartalom meghatározása...18 II A foszfát-tartalom meghatározása...20 II A víz klorid-tartalmának meghatározása...22 II A víz szulfát-tartalmának meghatározása...23 II A víz nátrium-tartalmának meghatározása...24 II A víz kálium-tartalmának meghatározása...26 II A víz magnézium-tartalmának meghatározása...27 II A víz kalcium-tartalmának meghatározása...29 II A víz humin- és fulvinsav-tartalmának vizsgálata...31 II Származtatott adatok...31 II Vízkeménység...31 II Effektív kalcium-, magnéziumion összeg koncentráció...32 II A relatív nátrium-tartalom (Na%)...32 II Effektív relatív nátrium-tartalom (Na eff %)...33 II Nátriumadszorpciós arány (SAR érték), effektív nátriumadszorpciós arány (SAR eff )

3 II Szódaegyenérték vagy maradék Na-karbonát-egyenérték (Sz e )...34 II A magnézium százalék (Mg%)...34 II Anion és kation szerinti víztípus...35 II A talajminták laboratóriumi vizsgálata...36 II Előkészítő műveletek, kivonatkészítés...36 II A talajminták szárítása, őrlése...36 II Talajkivonatok készítése...36 II A talaj fizikai vizsgálatai...37 II A talaj mechanikai összetétele...37 II Az Arany-féle kötöttségi szám...41 II A talaj kémiai vizsgálatai...42 II A talaj vizes- és kálium-kloridos ph értékének meghatározása...42 II Az elektromos vezetőképesség és a vízben oldható sótartalom...42 II A karbonát-tartalom meghatározása...43 II A talaj humusz-tartalmának meghatározása...44 II A nitrát-tartalom meghatározása...46 II A nitrit-tartalom meghatározása...47 II A foszfát-tartalom meghatározása...49 II A szulfát-tartalom meghatározása...50 II A klorid-tartalom meghatározása...52 II A nátrium-tartalom meghatározása...53 II A kálim-tartalom meghatározása...55 II A magnézium-tartalom meghatározása...56 II A mangán-tartalom meghatározása...58 II A cink-tartalom meghatározása...60 II A réz-tartalom meghatározása...62 II A vas-tartalom meghatározása...64 II A kationcsere-kapacitás meghatározása...66 II Az üledékminták vizsgálatának módszerei...72 II A mechanikai összetétel...72 II Malakológiai vizsgálatok...72 II Iszapolás és válogatás...72 II Határozás és diverzitás...72 II Taxonómiai vizsgálatok

4 II Iszapolás és válogatás...73 II Határozás...73 II Geostatisztikai módszerek...74 II Térképi ábrázolás...74 II A paraméterek térbeli eloszlásának számítása...75 II A háromszögelésen alapuló módszerek...77 II A lineáris interpoláció...78 II A Renka-féle interpoláció...78 II A kétváltozós Akima-féle interpoláció...79 II Súlyozott átlagszámításon alapuló interpolációk...79 II A távolság hatványával fordítottan arányos interpoláció, a Shepard módszer...79 II A módosított Shepard-módszer...81 II A természetes szomszéd módszer...81 II A variogramok és a krigelés...82 II Főkomponensanalízis...84 II Faktoranalízis...87 III. TÉNYFELTÁRÁS, EREDMÉNYEK...95 III. 1. Nagyszéksós-tó...95 III Nagyszéksós-tó vízkémiai vizsgálatainak eredményei...95 III Nagyszéksós-tó talajkémiai és talajfizikai vizsgálatainak eredményei III Nagyszéksós-tó szedimetológiai vizsgálatainak eredményei III Nagyszéksós-tó malakológiai vizsgálatainak eredményei III Malakofauna statisztikai értékelése III Nagyszéksós-tó taxonómiai vizsgálatainak eredményei III. 2. Petea tó III Petea tó vízkémiai vizsgálatainak eredményei III Petea tó szedimetológiai vizsgálatainak eredményei III Petea tó malakológiai vizsgálatainak eredményei III Malakofauna statisztikai értékelése III Petea tó taxonómiai vizsgálatainak eredményei III A tanulmányozott fajok által kedvelt környezeti feltételek

5 IV. A KÖRNYEZETI TÉNYEZŐK HATÁSMECHANIZMUSAI, KIÉRTÉKELÉS IV. 1. Nagyszéksós-tó IV Nagyszéksós-tó vízkémiai vizsgálatainak kiértékelése IV A vízkémiai eredmények kiértékelése IV Nagyszéksós-tó vízkémiai vizsgálatainak hibatérképei IV Nagyszéksós-tó vízkémiai eredményeinek statisztikai elemzése IV A hatástávolság meghatározása a Nagyszéksós-tó területén mért paraméterekre IV Nagyszéksós-tó éves vízkémiai monitoringjának elemzése, montoring pont javaslatok, új monitoring technikák lehetséges alkalmazása IV Az éves vízkémiai monitoring elemzése IV Javasolt monitoring pontok a mórahalmi Nagyszéksós-tó területére IV Új monitoring technikák lehetséges alkalmazása IV A kombinált műszerekkel vizsgált monitoring pontok elhelyezése IV Vízszint-, hőmérséklet-, vezetőképesség mérés IV A ph mérés IV A vízben diszpergált szerves anyag mérése IV Nagyszéksós-tó talajkémiai és talajfizikai vizsgálatainak kiértékelése IV A talajkémiai és talajfizikai eredmények kiértékelése IV A talaj- és vízkémiai adatok együttes kiértékelése IV Nagyszéksós-tó szedimentológiai vizsgálatainak kiértékelése IV A területen előforduló talajtípusok jellemzése IV Váztalajok IV Humuszos homoktalajok IV Szikes talajok IV Szoloncsák talajok IV Szoloncsák-szolonyec talajok IV Réti szolonyec talajok IV Nagyszéksós-tó talaj- és üledékmintáinak együttes értékelése a terepi leírások alapján IV Nagyszéksós-tó szedimentológiai térképei és modelljei IV Nagyszéksós-tó szediment rétegeinek ellenállás és textúraosztály elemzése

6 IV Nagyszéksós-tó malakológiai vizsgálatainak kiértékelése IV. 2. Petea-tó IV Petea-tó vízkémiai vizsgálatainak kiértékelése IV A vízkémiai eredmények kiértékelése IV Petea tó vízkémiai vizsgálatainak hibatérképei IV Petea tó vízkémiai eredményeinek statisztikai elemzése IV A hatástávolság meghatározása a Petea tó területén mért paraméterekre IV Petea tó javasolt montoring pontjai IV Petea tó szedimentológiai vizsgálatainak kiértékelése IV Petea tó szedimentológiai elemzése a rétegellenállás alapján IV Petea tó textúraosztály elemzése IV Petea tó malakológiai vizsgálatainak kiértékelése IV Petea tó taxonómiai vizsgálatainak kiértékelése IV Paleokörnyezeti viszonyok IV Biokronológiai viszonyok IV. 3. A vizsgált területek geológiai bemutatása, földtani jelentés IV A Pannon-medence szerkezetfejlődése IV Miocén szerkezetalakulás IV A Pannon-medence IV A Tiszai-egység bemutatása IV A Tiszai-egység fejlődéstörténete IV A Tiszai-egység prealpi terrénumai IV Kunsági-terrénum IV Alsó-paleozoos (variszkuszi) metamorf komplexumok IV Felső-karbon üledékciklus IV Permi üledékciklus IV Békés-Codrui terrénum IV Alsó-paleozoos földtani ciklus IV Felső-karbon üledékciklus IV Permi üledékciklus IV A Tiszai-egység alpi szerkezeti övei IV A Tiszai-egység mezozoos fejlődéstörténete IV Folyóvízi üledékképződés a kora-triászban

7 IV Anisusi transzgresszió - sziliciklasztikus rámpaevaporitos lagúna kialakulása IV Karbonátos sekély self fáciesek a középső-triászban IV Villány-Bihari-zóna IV A tengerparti-szárazföldi üledékképződés a késő-triászban IV Sekélytengeri, üledékhiányos jura IV Karbonát platform fejlődés a kora- és középső-krétában IV A felső-kréta üledékciklus IV Felső-senon-paleogén banatitok IV Eocén üledékciklus IV Oligocén-miocén üledékciklus IV Békés-Codrui-zóna IV Triász-alsó-kréta üledékciklus IV Jura-alsó-kréta üledékciklus IV Felső-kréta üledékciklus IV Nagyszéksós-tó környékének geológiája IV Mezozoikum IV Kainozoikum IV Nagyvárad környékének geológiája IV Mezozoikum IV Kainozoikum IV. 4. Fejlődéstörténet és klíma IV A negyedidőszaki klíma IV Nagyszéksós-tó fejlődéstörténete, klimatikus viszonyai IV Petea tó fejlődéstörténete, klimatikus viszonyai IV Következtetések, előrejelzés V. ÖSSZEFOGLALÁS KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS.443 IRODALOMJEGYZÉK.444 MELLÉKLETEK 7

8 I. BEVEZETÉS Napjainkban a természetes élőhelyek egyre veszélyeztetettebbek az emberi tájátalakító hatások és a klímaváltozás negatív következményei miatt. A legveszélyeztetettebb területek közé tartoznak a vizes élőhelyek, amelyek esetében már kismértékű antropogén hatás is jelentős és gyors változásokhoz vezethet. A Homokkert Kistérségi Integrációs Nonprofit Kft. Magyarország-Románia Határon Átnyúló Együttműködési Program pályázati programra benyújtott Éghajlati és környezeti változások regionális hatásának feltárása és összehasonlító elemzése vizes élőhelyeken című, HURO/0901/207/2.2.2 számú, támogatásban részesült projektjéhez a. a június 5-én kelt szerződés alapján egy darab komplex összefoglaló tanulmány elkészítésére vállalt kötelezettséget. A projekt keretében magyar oldalról a mórahalmi Nagyszéksós tó (szikes), a romániai projekt partner részéről a Nagyvárad közelében található Püspökfürdő (hévízi forrástó, karszt) környezetileg érzékeny vizes élőhelyekről gyűjtöttek fizikai és kémiai adatokat, készíttettek malakológiai, taxonómiai elemzéseket. Cégünk feladata az elvégzett vizsgálatok eredményeinek kielemzése, egységes összegző tanulmányba foglalása. Az állapotfelmérésen túl feladatunk az emberi behatásra érzékeny területek lehatárolása, az antropogén hatások okozta fizikai-kémiai folyamatok dinamikájának feltárása. A megbízás részét képezi egy új - a vizsgált területek specifikumait figyelembe vevő -, környezetmonitorozási módszer kidolgozása, a kapcsolódó kémiai adatok kiértékelése, összefoglalása, valamint javaslattétel a módszer más területeken alkalmazhatóságát illetően. A rendszer kidolgozásának célja, hogy az esetleges szennyezések észlelési idejét lerövidítse, valamint elősegítse a klimatikus változások nyomon követését a mintaterületeken, ezáltal is elősegítve a vizes élőhelyekkel, mint természeti erőforrásokkal való gazdálkodást. Az összefoglaló tanulmány struktúrája a következő: A tényfeltárás, eredmények fejezet a vízkémiai, talajkémiai, szedimentológiai, malakológiai és taxonómiai vizsgálatok eredményeit tartalmazza, valamint az összes paramétertérképet. A kiértékelés fejezetben a vízkémiai és talajkémiai paramétertérképek által mutatott képet magyarázzuk. A természetes és antropogén hatásokra bekövetkező 8

9 környezeti változásokat elemezzük, kísérletet teszünk az összefüggések és a mechanizmusok feltárására, lehatároljuk az antropogén hatásokra érzékeny területeket, statisztikai módszerekkel megvizsgáljuk a mért paraméterek megbízhatóságát, meghatározzuk az egyes vízkémiai paraméterekre a hatástávolságokat. A kiértékelés fejezet eredményeit és a tizenkét hónapos monitoring adatokat figyelembe véve javaslatot teszünk a monitoring rendszer pontjainak elhelyezésére indoklással, részletes magyarázatokkal, valamint egy új mérési módszer lehetőségét és alapelveit is vázoljuk. A földtani jelentés részeként az üledékmintákon végzett szemcseméret vizsgálatok és talajfizikai vizsgálatok eredményeképpen elkészült szedimentológiai térképet is bemutatjuk ebben a fejezetben. A tavak fejlődéstörténetét és klimatikus viszonyainak elemzését bemutató fejezet tartalmazza a malakológiai és taxonómiai vizsgálatok eredményeinek kiértékelését. A fejlődéstörténet és klimatológia egy fejezetben történő feldolgozását az indokolja, hogy a kettő egybefonódik, nem lehet a fejlődéstörténetet a klímaváltozások figyelmen kívül hagyásával elemezni és fordítva. Ebben a fejezetben nemcsak a múltbéli klimatikus viszonyokról, hanem a várható alakulásáról is szót ejtünk. Az tanulmány összeállítása során igyekeztünk szem előtt tartani a közérthetőséget, amely biztosítja, hogy a pályázat eredményeit gazdasági szereplők és környezetvédelmi szakemberek a jövőben alkalmazni tudják beruházási, oktatási vagy kutatási céllal, de néhány fejezet megkövetelte, hogy a tudományos szakmai igényesség a közérthetőség rovására menjen. A projekt eredményei mind a területeket felügyelő természetvédelmi és környezetvédelmi hatóságok számára, mind a terület- és településfejlesztéssel foglalkozó helyi önkormányzatok, cégek, befektetők, döntéshozó szervek számára jól hasznosítható. A tanulmány az említett területek szakembereinek és döntéshozóinak jól használható, a jelen állapotokat jól tükrözi és a jövőbeni tervezésre (új beruházások létesítése, hulladék elhelyezés, szennyvízelvezetés stb.), előrejelzésre is alkalmas az adatbázis folyamatos bővítésével. 9

10 II. ANYAG ÉS MÓDSZEREK II. 1. ANYAG II Nagyszéksós-tó mintavételi pontjai II Vízminták mintavételi pontjai Nagyszéksós-tó mintaterületen a tó vízkémiájának átfogó megismeréséhez április 5-6-án került sor a vízminták begyűjtésére. Minden mintavételi pontot EOV koordinátákkal rögzítettek (297 mintavételi pont). A mintákat a vízfelszínről ~ 0-10 cm-es mélységből gyűjtötték, egy-egy mintavételi pontból kétszer fél litert üveg és műanyag tárolóedényekbe. Az üvegedényekbe gyűjtött vízmintákat nagytisztaságú salétromsavval tartósították (ph 3) és a mintavételt követően a mérésekig 4 o C-on tárolták. A ph-t és a vezetőképességet a helyszínen mérték meg. A mintavételi pontok helyét a vizsgált területen a 1. ábrán, valamint a 1. számú mellékletben tüntettük fel. A kék vonal a paramétertérképeknél figyelembe vett vízzel borított területet határolja le ábra A vízmintavételi pontok helye, Nagyszéksós-tó, Mórahalom, Magyarország

11 Éghajlati és környezeti változások regionális hatásának feltárása és összehasonlító elemzése vizes II Talajminták mintavételi pontjai Nagyszéksós-tó mintaterületen a tó körüli talajminták begyűjtésére április 5-6-án került sor. A mintavételi pontokat EOV koordinátákkal rögzítették (29 mintavételi pont, 33 talajminta). A mintavételi pontokból a szelvényeket Cobra mk1 típusú svéd gyártmányú bolygatatlan talajmintavevővel emelték ki. A talajmintákat a helyszíni leírást követően a talaj genetikai A-szintjéből vették (~ 500 g), kivéve a 27. számú mintavételi pontot, ahol a teljes szelvényből gyűjtöttek anyagot. A mintákat feliratozva, simítózáras műanyag tasakokban 4oC-on tárolva szállították a laboratóriumba. A helyszínen mérés nem történt. A mintavételi pontok helyét a vizsgált terület a 2. ábrán, valamint a 2. számú mellékletben tüntettük fel. A feltárt szelvény leírását a 3. számú melléklet tartalmazza. Az ábrán a kék vonal a paramétertérképeknél figyelembe vett vízzel borított terület határvonala, míg piros színnel a teljes vizsgált terület határait jelöltük ábra A mintavételi pontok helye talajok esetén, Nagyszéksós-tó, Mórahalom, Magyarország II Üledékminták mintavételi pontjai Nagyszéksós-tó mintaterületen az üledékminták begyűjtésére március 8-9én került sor. A mintavételi pontokat EOV koordinátákkal rögzítették (10 mintavételi pont). Az üledékmintákat (F1-F9) speciális geo-technikai fúróval a helyszínen

12 Éghajlati és környezeti változások regionális hatásának feltárása és összehasonlító elemzése vizes meghatározott litológiai szintekből vették, egy-egy rétegből ~ 500 g mintát. A mintákat feliratozva, simítózáras műanyag tasakokban szállították a laboratóriumba. A helyszínen mérés nem történt. Az S-10 jelű pontból a mintát a taxonómiai és malakológiai vizsgálatokhoz gyűjtötték olyan módon, hogy egy ~ 1 t össztömegű 0,6 m x 0,6 m x 0,6 m-es kocka üledékanyagát 10 cm-es rétegenként bezsákolták. A mintavételi pontok helyét a vizsgált terület a 3. ábrán, valamint a 4. számú mellékletben tüntettük fel ábra Az üledékminták mintavételi pontjai, Nagyszéksós-tó, Mórahalom, Magyarország II A vízkémiai monitoring mintavételi pontjai A mórahalmi Nagyszéksós-tó területén a 12 hónapos monitoring mérésekhez a mintavételt augusztusában kezdték meg és júliusában fejezték be. A mintavételek időpontjai a 1. táblázatban láthatók. Minden mintavételi pontot EOV koordinátákkal rögzítettek. Havonta - amennyire a vízfelszín engedte - két átlót követve összesen 60 minta került begyűjtésre. A mintákat ahol lehetett - a vízfelszínről ~ 0-10 cm-es mélységből gyűjtötték, egy-egy mintavételi pontból kétszer fél litert üveg és műanyag tárolóedényekbe. Az üvegedényekbe gyűjtött vízmintákat nagytisztaságú salétromsavval tartósították (ph 3) és a mintavételt követően a mérésekig 4oC-on

13 tárolták. Minden paramétert laboratóriumban mértek, helyszíni mérés nem történt. A mintavételi pontokat a 4. ábrán és az számú mellékletekben tüntettük fel. Sorszám A mintavételezés dátuma augusztus szeptember október november december január február március április május június július táblázat A monitoring mintavételek időpontjai ábra Az egy éves monitoring mintavételi pontjai a mórahalmi Nagyszéksós-tó területén

14 II Petea tó mintavételi pontjai II Vízminták mintavételi pontjai Petea tó (Püspökfürdő vagy Băile 1 Mai) mintaterületen a vízminták begyűjtésére október én került sor. A 150 mintavételi pontot EOV koordinátákkal rögzítettek. A mintákat a vízfelszín alól ~ 20 cm-es mélységből gyűjtötték, egy-egy mintavételi pontból kétszer fél litert üveg és műanyag tárolóedényekbe. Az üvegedényekbe gyűjtött vízmintákat nagytisztaságú salétromsavval tartósították (ph 3) és a mintavételt követően a mérésekig 4 o C-on tárolták. A ph-t és a vezetőképességet a helyszínen mérték meg. A mintavételi pontok helyét a vizsgált területen a 5. ábrán, valamint a 17. számú mellékletben tüntettük fel ábra A vízminták mintavételi pontjai, Petea tó, Nagyvárad, Románia II Üledékminták mintavételi pontjai Püspökfürdő termálvizű tó körüli üledékminták begyűjtésére december 29. és december 1. között került sor. 6. ábra Az üledék mintavételi pontok helye, Püspökfürdő, Nagyvárad, Románia

15 A mintavételi pontokat EOV koordinátákkal rögzítették (8 mintavételi pont). Az üledékmintákat (P1-P8) speciális geo-technikai fúróval a helyszínen meghatározott litológiai szintekből vették, egy-egy rétegből ~ 500 g mintát. A mintákat feliratozva, simítózáras műanyag tasakokban szállították a laboratóriumba. A helyszínen mérés nem történt. A mintavételi pontok helyét az 6. ábrán, valamint a 18. számú mellékletben tüntettük fel. A tó területén a nagyváradi Prospect Geo 2000 S.R.L. vállalat egy föltani szelvényt alakított ki, amelyből 42 darab, 20 centiméterenként kiemelt üledékanyagot adott át malakológiai és taxonómiai vizsgálatokra. II. 2. MÓDSZEREK II A vízminták laboratóriumi vizsgálata II ph mérés A vízminták ph értékét a Magyar Szabványok közül az MSZ :2009 alapján határozták meg. A meghatározás elve az, hogy a méréshez olyan elektródot használunk, amelynek potenciálja meghatározott hőmérsékleten a ph egyértelmű függvénye. A műszert ismert ph-jú puffer-oldatokkal állítják be. A ph-mérő készüléket bekapcsoljuk, majd 4,01; 7,00 és 10,01-es ph-értékű pufferrel kalibráljuk. (A pontos ph-érték a gyári készítményen a hőmérséklettől függően fel van tüntetve.) A készülék beállítását ellenőrizhetjük ismert ph-értékű tanúsított anyagminta-oldattal. Az üvegelektródot ioncserélt vízzel leöblítjük, majd a vízmintába merítjük, annak ph-értékét közvetlenül leolvassuk. A ph-mérő készülék beállítását mérés után ellenőrizni kell. A meghatározást lehetőség szerint a mintavételtől számított 6 órán belül el kell végezni. A mintát közvetlenül a mérés előtt öntjük ki mérőedénybe, ügyelve arra, hogy minél rövidebb ideig érintkezzen levegővel. Az eredményt egy tizedes-jegy pontossággal adjuk meg. 15 II A vezetőképesség meghatározása A vízminták ph értékét a Magyar Szabványok közül az MSZ EN 27888:1998 szabvány alapján határozták meg. A vizes oldatok elektromos vezetőképességét megfelelő műszerrel közvetlenül mérik. Az elektromos vezetőképesség a vízben oldott ionok vezetésének mértéke, amely az ionkoncentrációtól, az ionok fajtájától, az oldat hőmérsékletétől és viszkozitásától függ. A mérés kivitelezéséhez kell egy elektomos

16 vezetőképesség mérő műszer, amely hőmérsékletmérésre és hőmérsékletkompenzációra alkalmas és egy vezetőképesség mérő elektród. Az elektród mosásához használt ioncserélt víz vezetőképessége legfeljebb 8,0 µscm -1 lehet. A konduktométert bekapcsoljuk, majd ismert vezetőképességű ( 100, 1413 µscm -1, ill. 12,9 mscm -1 ) standard oldatokkal kalibráljuk. A mintába ismert (a kalibrációkor meghatározott) cellaállandójú, előzőleg ioncserélt vízzel leöblített, szárazra törölt elektródot helyezünk. A hőmérséklet-kompenzált vezetőképességet ms/cm-ben közvetlenül leolvassuk. A készülék beállítását mérés után ellenőrizni kell. A vezetőképesség mérést a lehető legrövidebb időn belül célszerű elvégezni. A mérésig a mintát hűtőszekrényben tároljuk, a vizsgálatot viszont szobahőmérsékletű mintából végezzük el. Az eredményt két tizedesjegy pontossággal adjuk meg mscm -1 - ben, feltüntetve a mérés hőmérsékletét. II A karbonát-, hidrokarbonát-tartalom meghatározása A vizsgálatot a Lúgosság, hidrogén-karbonátion- és karbonátion-tartalom meghatározása vízmintában című MSZ :1986 azonosítójú Magyar Szabvány alapján határozták meg. A módszer elve, hogy a p- és az m-lúgosság ismeretében számítással határozzák meg a vízminta hidrogén-karbonátion- és karbonátion koncentrációját. A fenolftaleinlúgosság (p-lúgosság) a fenolftaleinindikátor alkalmazásával, vagy potenciometriás végpontjelzéssel - 8,3 ph-értékig - megállapított lúgosság. Az összes vagy metilnarancs-lúgosság (m-lúgosság) a metilnarancs- vagy keverékindikátor alkalmazásával, vagy potenciometriás végpontjelzéssel - 4,4 ph-értékig megállapított lúgosság. A meghatározást zavarja a minta színe, zavarossága és lebegőanyag-tartalma. A minta színe és zavarossága az indikátor színátcsapását elfedi. A lebegőanyagok okozta zavaró hatást szűréssel (pl. szűrőpapírral), a minta színe áltat okozott zavaró hatást aktív szenes kezeléssel küszöbölhetjük ki. Az aktív klór az indikátort roncsolja, zavaró hatását néhány kristály nátrium-tioszulfát adagolásával szüntethetjük meg. Az oldatok készítéséhez szén-dioxid-mentes ioncserélt vizet használunk, amelyet az ioncserélt víz kb. 10 perces forralásával, és ezt követő gyors lehűtésével készítünk. A következő oldatok elkészítésére van szükség: 16

17 Sósav mérőoldat, 0,l mol/dm 3, illetve kénsavmérőoldat, 0,05 mol/dm 3. A sósav-, illetve a kénsavmérőoldat faktorozását kálium-hidrogén-karbonáttal, vagy C-on 1 órán át szárított nátrium-karbonáttal végezzük. Fenolftalein indikátor oldat: 1,0 g fenolftaleint 60 cm 3 96 %-os etil-alkoholban oldunk, majd az oldathoz hozzáadunk 40 cm 3 ioncserélt vizet. Az oldathoz néhány csepp híg (pl. 0,1 mol/dm 3 ) nátrium-hidroxid-oldatot adunk, amíg színe halvány rózsaszínű nem lesz. Metilnarancs indikátor oldat: 0,1 g metilnarancsot 100 cm 3 ioncserélt vízben oldunk. A színátcsapás jobban látható, ha a metilnarancs indikátor oldat helyett keverékindikátor oldatot használunk. Ekkor a színátcsapás után a mintát 2-3 percig forraljuk, majd gyors lehűtés után a titrálást befejezzük. A keverékindikátor receptje a következő: Brómkrezolzöld-metilvörös keverékindikátor oldat: 0,15 g brómkrezolzöld indikátort 150 cm 3 etil-alkoholban oldunk. 0,1 g metilvörös indikátort 50 cm 3 etil-alkoholban oldunk, majd az előbbi oldattal elegyítjük. A vizsgálatot a következőképpen hajtjuk végre: 100 cm 3 vízmintát titrálólombikba mérünk, hozzáadunk 2-3 csepp fenolftaiein indikátor oldatot, majd ha rózsaszínűvé vált az oldat, sósav- vagy kénsav mérőoldattal elszíntelenedésig titráljuk. Ha a vízminta a fenolftalein indikátor hozzáadása után színtelen marad, akkor a víznek p-lúgossága nincs. A p-lúgosság meghatározása után a mintához 2-3 csepp metilnarancs indikátor-oldatot adunk, és a sárga színű vízmintát sósav- vagy kénsav mérőoldattal átmeneti színűre (vöröshagyma színűre) titráljuk. A p- és m-lúgosságot a következő képletekkel számítjuk ki: p-lúgosság = A x f m lúgosság = B x f ahol A: a fenolftalein elszíntelenedéséig fogyott sósav-, ill. kénsav mérőoldat térfogata, cm 3 f: a sósav-, ill. a kénsav mérőoldat faktora B: a metilnarancs színátcsapásáig a titrálás kezdetétől fogyott sósav-, illetve kénsav mérőoldat teljes térfogata, cm 3. A lúgosság értékét egy tizedesjegyre kerekítve adjuk meg. 17

18 A karbonátion- és a hidrogénkarbonátion-tartalom kiszámítása A titrálás eredménye Hidroxilion (mmol/l) Karbonátion (mmol/l) Hidrogén-karbonátion (mmol/l) p = m p < ½ m 0 p m-2p p = ½ m 0 p 0 p > ½ m 2p-m m-p 0 p = m m táblázat A karbonát- és hidrogén-karbonátion-tartalom számítása A számítás alapja az, hogy hidroxilion és hidrogén-karbonátion egyidejűleg nincs a vízben. A számítást csak annak feltételezésével szabad alkalmazni, hogy hidroxil-, karbonát- és hidrogén-karbonátionon kívül más, lúgosságot okozó ion nincs a vízmintában. A karbonát- és hidrogén-karbonátion-tartalmat az alábbi táblázat (2. táblázat) szerint számítjuk. Az eredményeket mg/l-ben, egy tizedesjegyre kerekítve adjuk meg. II A nitrát-tartalom meghatározása A nitrát tartalmat az MSZ :2009 azonosítószámú Magyar Szabvány alapján mérték. A módszer elve, hogy a nitrátionokból tömény kénsav hatására keletkező salétromsav és nátrium-szalicilát reakciója során olyan nitroszármazék keletkezik, melynek nátriumsója lúgos közegben sárga színű. Az oldat színintenzitását (amely a nitrát-koncentrációval arányos) 410 nm hullámhosszon, spektrofotométerrel mérik. A mérést zavarhatja a vas(ii)-ionok jelenléte, amely 10 mg/dm 3 -nél kisebb nitráttartalom esetében jelentős lehet. A nitrition zavaró hatása általában elhanyagolható, mivel 20 mg/dm 3 nitrition legfeljebb 1 mg/dm 3 nitrátnak megfelelő színintenzitást ad. A kloridion 400 mg/dm 3 koncentrációig nem zavarja a mérést. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használnak. Kénsav, cc. Nátrium-szalicilát oldat, 5 g/dm 3 -es. 0,5 g nátrium-szalicilátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki. Az oldatot naponta frissen készítjük. Nátrium-hidroxid oldat, 40 g nátrium-hidroxidot 100 cm 3 ioncserélt vízben oldunk. 18

19 Kálium-nitrát törzsoldat, 1,6308 g, előzőleg 105 C-on tömegállandóságig szárított kálium-nitrátot ioncserélt vízben oldunk, majd térfogatát egy dm 3 -re egészítjük ki. Az oldat hűtőszekrényben 3 hétig tárolható. Az oldat nitrát koncentrációja 1 mg/cm 3. Kálium-nitrát kalibráló oldat, A kálium-nitrát törzsoldat 10,0 cm 3 -ét mérőlombikban 100 cm 3 -re hígítjuk. Az oldatot naponta frissen készítjük. 1 cm 3 oldat 0,10 mg NO - 3 -ot tartalmaz. Kálium-klorid oldat, 1 mol/dm 3. 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki A mérésnél 5,0 cm 3 kálium-kloridos talajkivonathoz 1 cm 3 nátrium-szalicilát oldatot adunk, majd 60 C-os szárítószekrényben, állandó hőmérsékleten szárazra pároljuk. A szárazmaradékot lehűlés után 1,0 cm 3 kénsavval nedvesítjük. 10 perc várakozás után az oldatot kb. 30 cm 3 ioncserélt vízzel óvatosan hígítjuk, majd 50,0 cm 3 - es mérőlombikba mossuk. A mérőlombikba 7,0 cm 3 nátrium-hidroxid oldatot adunk, hagyjuk lehűlni, majd a lombikot ioncserélt vízzel jelig töltjük. 20 perc elteltével de egy órán belül mérjük az oldat abszorbanciáját a talajkivonatból nátrium-szalicilát hozzáadása nélkül készült vakpróbával szemben, 410 nm hullámhosszon. 1 mg/dm 3 -nél kisebb nitrát-koncentráció esetén nagyobb térfogatú vízmintát bepárolva kaphatunk csak értékelhető eredményt. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi, alkalmazhatunk egyéb kivonószert is (pl.: ioncserélt víz); ennek megfelelően módosulhatnak a mérés egyes paraméterei (pl.: kalibráció koncentrációtartománya). A kalibrációs görbe felvételéhez 50,0 cm 3 -es mérőlombikokba a kalibráló oldatból 0,0; 1,0; 2,0; 3,0; 4,0; 5,0; 10,0; 20,0 cm 3 -t mérünk. A lombikokat káliumklorid oldattal jelig töltjük. Az oldatok 0,0; 2,0; 4,0; 6,0; 8,0; 10,0; 20,0; 40,0 mg/dm 3 nitrátiont tartalmaznak. Az oldatok elkészítése után az A vizsgálat végrehajtása szakasz szerint járunk el. A kapott abszorbancia értékeket a koncentráció függvényében ábrázoljuk. A mintaoldat abszorbanciáját korrigáljuk a talajkivonat azonos módon bepárolt és kezelt oldatának abszorbanciájával. A nitrátion koncentráció értékét a kalibrációs görbéről mg/dm 3 -ben olvassuk le. Hígítás esetén a koncentráció értékét szorozzuk a hígítási aránnyal. A nitrátion koncentrációt a következő képlettel számítjuk ki: - NO 3 [mg/kg] = (0,1 x c) x h / (m/1000) ahol c: a kalibrációs görbéről leolvasott nitrátion koncentráció, mg/dm 3 19

20 m: a bemért talajminta tömege, g h: hígítási arány Az eredményt mg/kg-ban adjuk meg egy tizedes-jegyre kerekítve. II A foszfát-tartalom meghatározása A vízminták foszfor-tartalmát az MSZ :2009 Magyar Szabvány alapján határozták meg. A módszer elve, hogy a vízben oldott ortofoszfátot közvetlenül mérjük, az összes más formájú foszfort hidrolízissel és roncsolással ortofoszfáttá alakítjuk. Az ortofoszfát molibdenáttal reagálva, kénsavas közegben, antimon(iii)-ionok jelenlétében, aszkorbinsavas redukció után kék színeződést ad. Az oldat abszorbanciáját amely arányos az ortofoszfát koncentrációval 820 vagy 665 nm hullámhosszon spektrofotométerrel mérjük. A zavaró hatások kiküszöbölésére az erősen savas vagy lúgos mintákat a meghatározás előtt fenolftalein indikátor jelenlétében ph 4-10 közé kell beállítani. A szilikát 100 mg/dm 3 -ig, a klorid 600 mg/dm 3 -ig nem zavar. Az üvegedények mosásához nem szabad foszfáttartalmú mosószereket használni. A mintavételhez, tároláshoz és a vizsgálathoz használt edényzetet 1:1 hígítású sósavval mossuk, és ioncserélt vízzel öblítjük. A meghatározás során analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A-oldat,: kénsavoldat, 5 n; 140 cm 3 tömény kénsavat állandó kevergetés közben kb. 800 cm 3 ioncserélt vízbe öntünk. Kihűlés után az oldatot 1 dm 3 -re egészítjük ki. B-oldat, ammónium-molibdenát oldat: 40 g kristályos ammónium-molibdenátot ioncserélt vízben oldunk és feltöltjük 1 dm 3 -re. C-oldat, aszkorbinsav oldat: 0,1 mol/dm 3 ; 0,53 g aszkorbinsavat 30 cm 3 ioncserélt vízben oldunk; az oldatot a felhasználás napján kell készíteni, az aszkorbinsav oxidálódásának elkerülése érdekében. D-oldat: Kálium-antimon(III)-tartarát oldat (1 mg/cm 3 antimontartalommal); 0,2743 g kálium-antimon(iii)-tartarátot ioncserélt vízben feloldunk és az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki. Kevert kémszer: 50 cm 3 A-oldatba öntünk 15 cm 3 B-oldatot, majd 30 cm 3 C-oldatot, végül 5 cm 3 D-oldatot. Minden oldat hozzáadása után gondosan elegyítünk. A kémszert a felhasználás napján kell készíteni. Kálium-perszulfát Nátrium-hidroxid oldat, 2% 20

21 Fenolftalein indikátor oldat Kálium-dihidrogén-foszfát oldatok: Alapoldat, 0,7165 g előzetesen 2 órán keresztül 105 o C-on szárított káliumdihidrogén-foszfátot 1 dm 3 -es mérőlombikban ioncserélt vízben oldunk, tartósítás céljából 2-3 csepp kloroformot adunk hozzá, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikot. 1 cm 3 oldat 0,5 mg PO 3-4 -t tartalmaz. Törzsoldat, 100 cm 3 -es mérőlombikba 10 cm 3 alapoldatot pipettázunk, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikot. 1 cm 3 oldat 0,05 mg PO 3-4 -t tartalmaz. A minta-előkészítés során az ortofoszfát tartalom meghatározását az összerázott mintából 0,45 µm-es membránszűrőn szűrt vízből 24 órán belül kell elvégezni. Ha az összes foszfát-tartalom meghatározását 24 órán belül nem végzik el, a mintát kloroformmal (1-2 cm 3 /dm 3 minta) tartósítani kell. Az oldott ortofoszfát tartalom meghatározásához a szűrt vízből 50 cm 3 -t 100 cm 3 -es Erlenmeyer lombikba pipettázunk és hozzáadunk 10 cm 3 kevert kémszert, majd gondosan elegyítjük. A vizsgálattal egyidőben 50 cm 3 ioncserélt vízzel vakpróbát készítünk. A minta abszorbanciáját az elegyítéstől számított 10 perc elteltével, de legkésőbb 30 percen belül 820 vagy 665 nm-es hullámhosszon, a vakpróbához hasonlítva mérjük. Az összes foszfát tartalom meghatározásához az eredeti, felrázással homogenizált mintából 10 cm 3 -t 100 cm 3 -es Erlenmeyer lombikba pipettázunk, hozzáadunk 2 cm 3 5 n kénsav oldatot, 1 g kálium-perszulfátot és kb. 30 cm 3 ioncserélt vizet. A lombik tartalmát 20 percen át enyhén forraljuk a lombik nyakába üvegtölcsért helyezve a bepárlódás megakadályozására. Ezt követően a lombik tartalmát lehűtjük, hozzáadunk 1 csepp fenolftalein indikátor oldatot, és 2%-os nátrium-hidroxid oldattal halvány rózsaszínig semlegesítjük. Végül az oldatot 1 csepp kénsavval elszíntelenítjük, 50 cm 3 - es mérőlombikba mossuk át, és ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikot. Ezután az előző szakaszban leírtak szerint járunk el. A kalibrációs görbe készítéséhez a törzsoldatból a 0,0; 0,1; 0,2; 0,5; 1,0 és 2,0 cm 3 -t 50 cm 3 -es mérőlombikokba pipettázzuk, és a lombikokat jelig töltjük ioncserélt vízzel. Az oldatok 0,0; 0,1; 0,2; 0,5; 1,0 és 2,0 mg/dm 3 foszfátot tartalmaznak. Az abszorbancia értékeket a foszfát koncentráció függvényében ábrázolva elkészítjük a kalibrációs görbét. A kalibrációs görbéről az esetleges hígítás figyelembe vételével közvetlenül leolvashatjuk az eredményeket mg/dm 3 -ben. PO 3-4 (mg/dm 3 ) = c x h 21

22 ahol c : a kalibrációs görbéről leolvasott foszfátion koncentráció (mg/dm 3 ) h: hígítási arány Az eredményt mg/dm 3 -ben kell megadni, 2,0 mg/dm 3 PO 4 3- tizedesjegyre, efölött egy tizedesjegyre kerekítve. koncentrációig két II A víz klorid-tartalmának meghatározása A meghatározás az MSZ :2009 Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a vízben levő kloridiont semleges vagy gyengén lúgos oldatban kálium-kromát indikátor jelenlétében ezüst-nitrát mérőoldattal titráljuk. A titrálás végét az ezüst-klorid teljes mennyiségének leválása után megjelenő vörösbarna színű ezüstkromát csapadék jelzi. Ha a víz ph-ja 6,5-8,5 tartománynál kisebb, kálium-hidrogén-karbonát kis részletekben való adagolásával közömbösítjük (a pezsgés megszűnése után 100 cm 3 -re további 0,2 g- ot adagolunk). Kissé színes vagy gyengén zavaros oldat minta esetén a vizsgálat során kétszeres mennyiségű kálium-kromát oldatot használunk (ugyanígy készítve a vakpróbát is). Az erősen színes vagy zavaros mintákat a vizsgálat előtt szűrőpapíron vagy membránszűrőn leszűrjük. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. Kálium-dikromát oldat, 100,0 g kálium-kromátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki. Kálium-hidrogén-karbonát Nátrium-klorid oldat, 1 g/dm 3 ; 0,1649 g előzőleg 140 C hőmérsékleten tömegállandóságig szárított nátrium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki. Ezüst-nitrát oldat, 0,4792 g ezüst-nitrátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki. A mérőoldat beállítását nátrium-klorid oldattal végezzük: 20 cm 3 nátrium-klorid oldathoz 2 cm 3 kálium-kromát oldatot adunk; az oldatot ezüst-nitrát oldattal titráljuk az ezüst kromát vörösbarna színének első megmaradó megjelenéséig. A méréshez 200 cm 3 -es Erlenmeyer-lombikba 100 cm 3 vízmintát pipettázunk, hozzáadunk 1 cm 3 semlegesített kálium-dikromát indikátor-oldatot és kevés szilárd kálium-hidrogén-karbonátot. A mintát 0,01 mol/dm 3 ezüst-nitrát mérőoldattal (rázogatás 22

23 közben) a vörösbarna színátcsapásig titráljuk. Ioncserélt vízzel a leírt módon vakpróbát készítünk. 200 mg/dm 3 -nél nagyobb klorid koncentráció esetén a meghatározást hígításból kell elvégezni. A minta klorid koncentrációját a következő képlettel számítjuk ki: ahol Cl - [mg/l] = (a-b) x f x (1000 / V) x h a: a fogyott ezüst-nitrát mérőoldat térfogata, cm 3 b: a fogyott ezüst-nitrát mérőoldat térfogata a vakpróbánál, cm 3 f: az ezüst-nitrát mérőoldat faktora V: a minta térfogata, cm 3 h: hígítási arány Az eredményt mg/dm 3 -ben, egy tizedes-jegy pontossággal adjuk meg. II A víz szulfát-tartalmának meghatározása A meghatározás az MSZ :1983 számú Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a szulfátion-tartalmú mintából a bárium-kromát sósavas közegben bárium-szulfát csapadékot választ le. Az oldatot meglúgosítva a báriumkromát feleslege csapadék formájában leválik, de a szulfátionnal egyenértékű kromátion oldatban marad, amelynek koncentrációját 430 nm hullámhosszon, fotometriásan mérjük. A meghatározást a 15 mg/dm 3 -nél nagyobb foszfátion-koncentráció zavarja, hatása a minta hígításával kiküszöbölhető. A meghatározás során analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. Nátrium-szulfát-oldat, 1,479 g vízmentes nátrium-szulfátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát mérőlombikban 1 dm 3 -re egészítjük ki. Az oldat 1 cm 3 -e 1,0 mg szulfátiont tartalmaz. Bárium-kromát-oldat, 1,267 g bárium-kromátot (0,005 mol) 100 cm 3 1 mol/dm 3 -es sósavoldatban feloldunk, majd az oldat térfogatát mérőlombikban ioncserélt vízzel 1 dm 3 -re egészítjük ki. Kalcium-oxid szuszpenzió, 1,0 g kalcium-oxidot eldörzsölünk kevés 1:1 hígítású ammóniaoldattal, majd térfogatát 1 dm 3 -re egészítjük ki 1:1 hígítású ammóniaoldattal. A vizsgálat során 10,0 cm 3 vízmintához hozzáadunk 10,0 cm 3 bárium-kromátoldatot, majd 30 perc múlva 4,0 cm 3 kalcium-oxid szuszpenziót. 10 perc várakozás után, de egy órán belül a csapadékos oldatot közepes pórusméretű szűrőpapíron 23

24 leszűrjük, és a szűrlet abszorbanciáját a mintával azonos módon készített vakpróbával szemben, 430 nm hullámhosszon mérjük. A kalibrációs görbe elkészítéséhez a nátrium-szulfát-oldatból 50 cm 3 -es mérőlombikokba 2,5; 5,0; 10,0; 15,0 és 20,0 cm 3 -t pipettázunk, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikokat. Az így készített oldatsorozat szulfátion-koncentrációja 50,0; 100,0; 200,0; 300,0 és 400,0 mg/dm 3. A kalibrációs görbe legalább két pontját minden méréssorozat alkalmával ellenőrizni kell. A kalibráló oldatsorozat tagjait a vizsgálatnak megfelelően előkészítjük, majd lemérjük, és a koncentráció függvényében ábrázoljuk az abszorbancia értékeket. A szulfátion-koncentráció értékét a kalibrációs görbéről mg/dm 3 -ben olvassuk le, majd a minta szulfáttartalmát a következő képlet segítségével számítjuk: ahol SO 4 2- [mg/kg] = c x h c : a kalibrációs görbéről leolvasott szulfátion-koncentráció, mg/dm 3 h : a hígítási arány Az eredményt mg\dm 3 -ben, egy tizedes-jegyre kerekítve adjuk meg. II A víz nátrium-tartalmának meghatározása A meghatározása az MSZ :2006 számú Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a vízminták fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. A mérés általános irányelve, hogy minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. A mérést általában zavarják a könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: kálium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. A méréshez a gyári nátrium standard oldat (c Na = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Na = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható nátrium-koncentrációját) figyelembe 24

25 25 véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. A vízminták nátriumtartalma általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a nátrium standard oldat (c Na = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Na = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 1,25; 2,5; 3,75; 5 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 2,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat salétromsav-oldattal (HNO3 : H2O = 1 : 200). Az így elkészített kalibráló oldatok nátrium-koncentrációi: 0; 2,5; 5; 7,5; 10 mg/dm 3. Az oldat (c Na = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 2,541 g előzőleg 105 C-on 2 órán keresztül szárított nátrium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki. A mérésekhez ionizációs pufferként kálium-klorid-oldatot használunk, amely a következőképpen állítható elő. 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki (c K = 1 mol/dm 3 ). A hígításokhoz kétféle salétromsav-oldatot használunk: (1) 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk, (2) 200 cm 3 -es mérőlombikba 1 cm 3 tömény salétromsavat mérünk, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikot (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200). A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia vagy emissziós módszerrel, 589,0 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben. Háttérkorrekciót nem alkalmazunk. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldatok nátrium-tartalmának méréséhez 50 cm 3 -es mérőlombikba 5 cm 3 vízmintát és 2,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot mérünk, majd a lombikot salétromsavoldattal (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200) jelig töltjük. Ha szükséges, salétromsav-oldattal (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200) hígítjuk az oldatokat. hígítást. ahol A vízminta koncentrációjának kiszámításakor figyelembe vesszük az esetleges c 1 = c x h

26 c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, mg/dm 3 c : a leolvasott koncentráció, mg/dm 3 h : a hígítási arány Az eredményt mg/dm 3 -ben adjuk meg. II A víz kálium-tartalmának meghatározása A meghatározás az MSZ :2006 számú Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérik. Általános irányelv, hogy minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. Ionizációs zavarások általában könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: cézium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. A vízminták kálium-tartalmát a következő kalibráló oldatok előállításával lehet meghatározni: A kálium standard oldat (c K = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c K = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható kálium-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. A vízminták káliumtartalma általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a kálium standard oldat (c K = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c K = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 0,125; 0,25; 0,5; 1; 2,5; 3,75; 5 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 3,8 cm 3 cézium-klorid-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat salétromsav-oldattal (HNO3 : H2O = 1 : 200). Az így elkészített kalibráló oldatok kálium-koncentrációi: 0; 0,25; 0,5; 1; 2; 5; 7,5; 10 mg/dm 3. A kiindulási törzsoldat (c K = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 1,907 g előzőleg 105 C-on 2 órán keresztül szárított kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki. 26

27 Ionizációs pufferként cézium-klorid-oldatot használunk. 1,6836 g céziumkloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki (c Cs = 0,1 mol/dm 3 ). A hígításokhoz kétféle salétromsav-oldatot használunk: (1) 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk (HNO 3 : H 2 O = 1 : 3), (2) 200 cm 3 -es mérőlombikba 1 cm 3 tömény salétromsavat mérünk, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikot (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200). A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia vagy emissziós módszerrel, 766,5 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben. Háttérkorrekciót nem alkalmazunk. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav : ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldatok kálium-tartalmának méréséhez 50 cm 3 -es mérőlombikba 3,8 cm 3 cézium-klorid-oldatot mérünk, majd a lombikot a vízmintával jelig töltjük. Ha szükséges, salétromsav-oldattal (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200) hígítjuk az oldatokat. A vízminta kálium koncentrációjának kiszámításakor figyelembe vesszük az esetleges hígítást. c 1 = c x h ahol c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, mg/dm 3 c : a leolvasott koncentráció, mg/dm 3 h : a hígítási arány Az eredményt mg/dm 3 -ben adjuk meg. 27 II A víz magnézium-tartalmának meghatározása A meghatározás az MSZ :2006 számú Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a vízminták fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. Általános irányelv, hogy minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard

28 addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. A háttérabszorpció kompenzálására deutériumlámpás háttérkorrekciót alkalmazunk. Ionizációs zavarások általában könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: kálium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. A vízminták magnézium-tartalmát a következő kalibráló oldatok előállításával lehet meghatározni: A magnézium standard oldat (c Mg = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mg = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható magnézium-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. A vízminták magnéziumtartalma általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a magnézium standard oldat (c Mg = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mg = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 1,25; 2,5; 3,75; 5; 12,5 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 2,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat salétromsavoldattal (HNO3 : H2O = 1 : 200). Az így elkészített kalibráló oldatok magnéziumkoncentrációi: 0; 2,5; 5; 7,5; 10; 25 mg/dm 3. A kiindulási törzsoldat (c Mg = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 1,658 g előzőleg 105 C-on 2 órán keresztül szárított magnézium-oxidot 50 cm 3 1:1 hígítású salétromsavban feloldunk, majd az oldat térfogatát ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Ionizációs pufferként kálium-klorid-oldatot használunk: 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki (c K = 1 mol/dm 3 ). Hígításhoz salétromsav-oldatot használunk. 200 cm 3 -es mérőlombikba 1 cm 3 tömény salétromsavat mérünk, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikot (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200). A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia méréssel 202,5 nm hullámhosszon, levegőacetilén elegyben. A háttérkorrekciót alkalmazunk (~ 45 ma). A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav : ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az 28

29 adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldatok magnézium-tartalmának méréséhez 50 cm 3 -es mérőlombikba 2,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot mérünk, majd a lombikot a vízmintával jelig töltjük. Ha szükséges, salétromsav-oldattal (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200) hígítjuk az oldatokat. A vízminta kálium koncentrációjának kiszámításakor figyelembe vesszük az esetleges hígítást. ahol c 1 = c x h c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, mg/dm 3 c : a leolvasott koncentráció, mg/dm 3 h : a hígítási arány Az eredményt mg/dm 3 -ben adjuk meg. II A víz kalcium-tartalmának meghatározása A meghatározás az MSZ :2006 számú Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. Általános irányelv, hogy minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. Az ionizációs zavarások általában könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: kálium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. A vízminták magnézium-tartalmát a következő kalibráló oldatok előállításával lehet meghatározni: A kalcium standard oldat (c Ca = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 - re hígítjuk mérőlombikban (c Ca = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható kalcium-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. 29

30 30 A vízminták kalciumtartalma általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a kalcium standard oldat (c Ca = 1000 mg/dm 3 ), 20 cm 3 -ét 200 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Ca = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 2,5; 5; 7,5; 10; 25 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 2,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat salétromsav-oldattal (HNO3 : H2O = 1 : 200). Az így elkészített kalibráló oldatok kalcium-koncentrációi: 0; 5; 10; 15; 20; 50 mg/dm 3. A kiindulási törzsoldat (c Ca = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 2,497 g előzőleg 105 C-on 2 órán keresztül szárított kalciumkarbonátot 1000 cm 3 -es mérőlombikba mérünk és cm 3 ioncserélt vízben szuszpendálunk, hozzáadunk 10 cm 3 tömény sósavat, majd az oldat térfogatát ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Ionizációs pufferként kálium-klorid-oldatot használunk: 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki (c K = 1 mol/dm 3 ). A hígításokhoz kétféle salétromsav-oldatot használunk: (1) 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk (HNO 3 : H 2 O = 1 : 3), (2) 200 cm 3 -es mérőlombikba 1 cm 3 tömény salétromsavat mérünk, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikot (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200). A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia méréssel 422,7 nm hullámhosszon, dinitrogénoxid-acetilén elegyben, sztöchiometrikus lángtípusban. Háttérkorrekciót nem alkalmazunk. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldatok kalcium-tartalmának méréséhez 50 cm 3 -es mérőlombikba 5 cm 3 vízmintát és 2,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot mérünk, majd a lombikot salétromsavoldattal (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200) jelig töltjük. Ha szükséges, salétromsav-oldattal (HNO 3 : H 2 O = 1 : 200) hígítjuk az oldatokat. hígítást. ahol A vízminta koncentrációjának kiszámításakor figyelembe vesszük az esetleges c 1 = c x h c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, mg/dm 3

31 c : a leolvasott koncentráció, mg/dm 3 h : a hígítási arány Az eredményt mg/dm 3 -ben adjuk meg. II A víz humin- és fulvinsav-tartalmának vizsgálata A vízben szuszpendált formában jelen lévő humin- és fulvinsav-tartalmat UV- VIS spektrofotometriával vizsgáltuk. A spektrumokat Shimatzu UV-mini 1240 készülékkel 1x1 cm-es kvarcküvettával mértük. A készülékkel mérhető teljes spektrumot felvettük, amelyből a kiértékeléshez 200 nm-től 800 nm-ig tartó tartományt használtuk. II Származtatott adatok II Vízkeménység Összes keménységnek nevezzük a víz kalcium-és magnéziumionkoncentrációját kalcium-oxid egyenértékben kifejezve. Az ún. karbonátkeménység a vízben oldott kalcium- és magnézium-ionoknak hidrogén-karbonát- és karbonátionokhoz rendelhető része. A nemkarbonát-keménység a vízben oldott kalcium- és magnéziumionoknak a nem karbonát- vagy hidrogénkarbonát-ionokhoz, hanem egyéb anionokhoz (pl. klorid, szulfát, nitrát stb.) rendelhető részét adja meg. A vízmintákban az összes, a karbonát- és a nemkarbonát-keménység meghatározása az MSZ :1986 szabványban megadott számítások alapján történt. A számoláshoz az atomabszorpciós spektroszkópiával meghatározott kalcium- és magnézium-ion koncentrációkat vettük figyelembe. Az összes keménységet a kalcium- és magnéziumion-koncentráció ismeretében a következő képlettel számíthatjuk: c ÖK = c(ca 2+ ) x 1,40 + c(mg 2+ ) x 2,33 ahol c ÖK : az összes keménység kalcium-oxidban kifejezve, CaO mg/l c(ca 2+ ) : a mért kalciumion-koncentráció, mg/dm 3 1,40 : CaO/Ca átszámítási faktor c(mg 2+ ) : a mért magnéziumion-koncentráció, mg/dm 3 2,33 : CaO/Mg átszámítási faktor A karbonát-keménységet a víz lúgosságából a következő képlettel számítjuk ki: c KK = a x 28 31

32 ahol c KK : a vízminta karbonát-keménysége kalcium-oxidban kifejezve, CaO mg/dm 3 a : a víz lúgossága, mmol/dm 3 28 : a kalcium-oxidra való átszámításból adódó tényező, mg/mmol Ha a számított érték az összes keménység értékénél nagyobbnak adódik (szikes vizek), akkor karbonát-keménységként is az összes keménység értékét adjuk meg. A nemkarbonát-keménység értékét az összes keménység és a karbonátkeménység különbségeként számítjuk ki és szintén CaO mg/dm 3 -ben adjuk meg. ahol c KK = c ÖK - c KK c KK : a vízminta nemkarbonát-keménysége kalcium-oxidban kifejezve, CaO mg/dm 3 c ÖK : a vízminta összes keménysége kalcium-oxidban kifejezve, CaO mg/dm 3 c KK : a vízminta karbonát-keménysége kalcium-oxidban kifejezve, CaO mg/dm 3 Szikes vizeknél a nemkarbonát-keménység értéke nulla. II Effektív kalcium-, magnéziumion összeg koncentráció Kísérletek és számítások szerint az öntözővíz kalcium- és magnéziumionok egy része (átlagosan a hidrokarbonát-ion és karbonátionok összegének ¼ részével egyenértékű hányada) kalcium-karbonát és magnézium-karbonát formájában kicsapódik a talajban (Thorne & Thorne, 1979; Filep, 1988), ezért a víz hatékony kalcium- és magnézium-tartalma sokszor jóval kisebb a mért összes mennyiségnél. Az effektív (kalcium és magnézium összeg) koncentráció becslésére a következő egyenlet használható: (Ca 2+ + Mg 2+ ) eff = (Ca 2+ + Mg 2+ ) mért 0,25(HCO CO 2-3 ), vagy, bevezetve a (HCO CO 2-3 ) = alkalinitás = Alk jelölést, (Ca 2+ + Mg 2+ ) eff = (Ca 2+ + Mg 2+ ) mért 0,25(Alk). 32 A számított effektív sókoncentráció: kat eff = (Ca + Mg + Na + K) 0,25 Alk. A képletekben az egyes ionok koncentrációja mgeé/l egységekben van kifejezve. II A relatív nátrium-tartalom (Na%) A víz összetétele akkor kedvező, ha kevés nátriumiont tartalmaz. A szikesítő hatás szempontjából azonban elsősorban nem a nátriumionok abszolút mennyisége,

33 hanem a többi kationhoz viszonyított részaránya (a víz nátrium-százaléka) a döntő. Ennek kiszámítása az alábbi összefüggés szerint történik: ahol Na% = ([Na + ] / ([Na + ] + [K + ] + [Ca 2+ ] + [Mg 2+ ])) x 100 [Na + ], [K + ], [Ca 2+ ], [Mg 2+ ]: az egyes ionok mgeé/l-ben kifejezett koncentrációi. A Na% megengedhető értéke a víz sótartalmától és az öntözendő talaj tulajdonságaitól függ. Magyarországon kis sótartalmú vizeknél a Na% átlagosan, mintegy 40-50% körüli lehet. II Effektív relatív nátrium-tartalom (Na eff %) Ha a relatív nátrium tartalmat az effektív (Ca+Mg)-koncentráció figyelembevételével számítjuk ki a víz kation- és anion-összetételétől függően az előzőnél nagyobb értéket kapunk, mivel Na eff % =([Na]/(([Ca 2+ ]+[Mg 2+ ]+[Na + ]+[K + ]) - 0,25 x ([HCO - 3 ]+[CO 2-3 ]))) x 100 ahol [Na + ], [K + ], [Ca 2+ ], [Mg 2+ ], [HCO - 3 ], [CO 2-3 ]: az egyes ionok mgeé/l-ben kifejezett koncentrációi. 33 II Nátriumadszorpciós arány (SAR érték), effektív nátriumadszorpciós arány (SAR eff ) A víz szikesítő hatásának kifejezésére a relatív nátrium-tartalom helyett külföldön a Gapon-egyenletből származó nátriumadszorbciós arányt (Sodium Adsorption Ratio) használják. SAR = [Na + ] / (([Ca 2+ ] + [Mg 2+ ])/2) A SAR-érték kifejezésre juttatja azt a törvényszerűséget, hogy a víz koncentrációjának emelkedésével fokozódik a szikesítő hatás. (Ugyanolyan relatív Natartalmú víz SAR-jének 1,41-szeresére, 2-szeresére emelkedik). adja: Az effektív nátriumadszorpciós arányt (SAR eff ) pedig a következő összefüggés

34 ahol SAR eff = [Na + ] / (([Ca 2+ ] + [Mg 2+ ]-0,25Alk)/2) [Na + ], [Ca 2+ ], [Mg 2+ ], [HCO 3 - ], [CO 3 2- ]: az egyes ionok mgeé/l-ben kifejezett koncentrációi. II Szódaegyenérték vagy maradék Na-karbonát-egyenérték (Sz e ) A jó öntözővízben nem lehetnek fenolftalein-lúgosságot okozó sók. A fenolftalein-lúgosságot nem mutató vizek is tartalmazhatnak azonban erősen szikesítő hatású nátrium-sókat (elsősorban nátrium-hidrogén-karbonátot). Ennek mennyisége, az ún. szódaegyenérték, a következőképpen becsülhető: ahol Sz e = ([HCO 3 - ] + [CO 3 2- ]) ([Ca 2+ ] + [Mg 2+ ]). [Ca 2+ ], [Mg 2+ ], [HCO 3 - ], [CO 3 2- ]: az egyes ionok mgeé/l-ben kifejezett koncentrációi. A képletből következik, hogy csak azokban a vizekben van maradék nátriumkarbonát, amelyekben a: ([HCO - 3 ] + [CO 2-3 ]) > ([Ca 2+ ] + [Mg 2+ ]). A jó minőségű öntözővizekben a szódaegyenérték kisebb 1,25-nél. 34 II A magnézium százalék (Mg%) Nagy magnéziumtartalmú öntözővízből jelentős mennyiségű magnéziumion adszorbeálódhat a talajkolloidokon, ezért kívánatos, hogy a magnéziumionok mennyisége jóva kisebb legyen, mint a kalciumionoké. A vízben a magnéziumkoncentrációt tehát nem az összkation tartalomhoz, hanem csak a két vegyértékű fémek összmennyiségéhez viszonyítva értékeljük, azaz Mg% = ([Mg 2+ ]/([Mg 2+ ]+[Ca 2+ ])) x 100 Amennyiben a Mg% körüli, néhány talajon (pl. kötött réti talajokon) kérdéses a víz alkalmazhatósága.

35 II Anion és kation szerinti víztípus Az anion (3. táblázat) és a kation (4. táblázat) szerinti víztípust a vízmintából előzetesen meghatározott, milligrammegyenérték/liter egységben kifejezett ionkoncentrációk alapján a talajvédelmi terv készítésének részletes szabályairól szóló 90/2008. (VII. 18.) FVM rendeletben leírtak szerint, számítással határozzuk meg. A kategóriák a következők: Anion szerinti víztípus [CO HCO 3 ] /Σ[anion] [SO 4 2 ] /Σ[anion] [Cl] /Σ[anion] a víz típusa 0,5-1,0 <0,25 <0,25 karbonát-hidrogén-karbonátos 0,5-1,0 0,25-0,5 <0,25 hidrogén-karbonát-szulfátos 0,25-0,5 0,5-0,75 <0,25 szulfát-hidrogén-karbonátos 0,25-0,5 <0,25 0,25-0,5 hidrogén-karbonát-klorid-szulfátos 3. táblázat Az anion szerinti víztípus kategóriái Kation szerinti víztípus 35 [Na + ]/Σ[kation] [Mg 2+ ]/[Ca 2+ + Mg 2+ ] a víz típusa < 0,35 < 0,25 kalciumos < 0,35 0,25-0,5 kalciumos - magnéziumos < 0,5 0,5-1,0 magnéziumos - kalciumos 0,35-0,5 < 0,5 kalciumos - nátriumos 0,50-0,65 < 0,5 nátriumos - kalciumos > 0,55 < 0,5 nátriumos > 0,65 0,5-1,0 nátriumos - magnéziumos 4. táblázat Az kation szerinti víztípus kategóriái Megjegyzés: Az ionok mgeé/l-ben kifejezett koncentrációját az alábbiak szerint számítjuk: ahol Z: töltésszám, M: moláris tömeg, (g/mol). c(mgeé/l) = (c(mg/l) x Z) / M

36 II A talajminták laboratóriumi vizsgálata II Előkészítő műveletek, kivonatkészítés II A talajminták szárítása, őrlése A talajminták szárítása és őrlése az MSZ :1978 szabvány alapján történt. A mérések légszáraz talajmintákból történtek. A terepről beérkező mintákat kézzel a természetes aggregátumok méretére szétmorzsolva, sav- és lúgmentes levegőjű szobahőmérsékletű helységben 3-4 napig szárítjuk. Ezt követően a légszáraz talajminták aggregátumait őrlőberendezéssel felaprózzuk úgy, hogy az őrlemény az őrlőberendezésben elhelyezett 2 mm lyukbőségű szitán teljesen átessen. Minden talajminta után az őrlőteret kitisztítjuk. Egyöntetű talajminta anyag esetén az őrlőteret tisztíthatjuk úgy is, hogy a sorrakerülő talajminta kisebb részét az őrlőberendezésen átengedjük. Ilyenkor a tisztításra használt őrlemény eldobjuk. A köves, kavicsos talajt külön kezeljük a következő módon: A talajmintákból az őrlés előtt a követ, kavicsot kiszedjük és lemérjük. Ugyancsak lemérjük a visszamaradt, vizsgálatra előkészített talajmintát is. Ezután kiszámítjuk, hogy a kő és a kavics az összes talajminta súlyának hány százaléka. (A kavicsmentes talajmintával végzett vizsgálatok eredményeit át kell számolni az eredeti kő és kavicstartalmú talajra.) A vizsgálatra előkészített talajmintát száraz helyiségben szárazon tároljuk. 36 II Talajkivonatok készítése A talajkivonatok készítése az MSZ-20135:1999 számú Magyar Szabvány szabvány alapján történt. Az oldatok elkészítéséhez analitikailag legtisztább (a.lt.) minőségű vegyszereket használunk. Az ún. Lakanen-Erviö-oldat a következőképpen készül: 1000 cm 3 -es mérőlombikba bemérünk 5,85 g EDTE-t, 35 cm 3 ammóniumhidroxidot (25% m/m) és kb. 400 cm 3 ioncserélt vizet. Az EDTE teljes feloldódása után 57 cm 3 ecetsavat adunk az oldathoz és térfogatát kb. 950 cm 3 -re egészítjük ki. Az oldat ph-ját ammónium-hidroxiddal és ecetsavval 4,65 ± 0,05 értékre állítjuk be, majd a lombikot jelre töltjük ioncserélt vízzel. Az 1 M kálium-klorid oldat előállításához 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Lakanen-Erviö talajkivonat készítése:

37 A légszáraz, őrölt, homogenizált minta 5,00 g-ját 250 cm 3 -es Erlenmeyer-lombikba mérjük és hozzáadunk 50 cm 3 Lakanen-Erviö kivonószert. Az Erlenmeyer lombikot 1 órán át rázógéppel rázatjuk, majd a talajszuszpenziót szűrőpapíron leszűrjük a szűrlet első kb. 10 cm 3 -ét elöntve. Amennyiben előreláthatólag nagyobb mennyiségű talajkivonat szükséges a meghatározások elvégzéséhez, a kivonatkészítést 10,00 g talajmintából, 100 cm 3 kivonószer hozzáadásával végezzük. Kálium-kloridos talajkivonat készítése: A légszáraz, őrölt, homogenizált minta 40,00 g-ját 250 cm 3 -es Erlenmeyer-lombikba mérjük és hozzáadunk 100 cm 3 kálium-klorid oldatot. Az Erlenmeyer lombikot 1 órán át rázógéppel rázatjuk, majd a talajszuszpenziót szűrőpapíron leszűrjük a szűrlet első kb. 20 cm 3 -ét elöntve. A talajkivonatokat a készítés után hűtőszekrényben, C hőmérsékleten, maximum 1 hétig tároljuk. II A talaj fizikai vizsgálatai II A talaj mechanikai összetétele A talaj mechanikai összetételének meghatározása az MSZ :1978 alapján történt. A talaj mechanikai összetétele alatt a talaj szilád fázisát alkotó elemi szemcsék méret szerinti megoszlását értjük. A meghatározás elvi alapja, hogy a durva vázrészek előzetes eltávolítása után a vizsgálatra kerülő talajt elemi szemcsékre diszpergáljuk, majd a meghatározott méretű szemcsefrakciókat ülepítéssel választjuk el egymástól. 37 A vizsgálat végrehajtása a következőképpen zajlik: 1. 2 mm-es szitán átengedett légszáraz talajból 25,00 g-nyit porcelán mozsárba mérünk. 2. A talajhoz bürettából a kötöttségi számnak megfelelő mennyiségű 0,5 n nátriumpirofoszfát oldatot adagolunk és a talajt egyenletes, csomómentes péppé keverjük. 3. A nátriumpirofoszfátos talajpépet ezután tölcséren keresztül desztillált vízzel, veszteségmentesen 1000 ml-es rázólombikba mossuk, majd a tölcsért utánaöblítve a rázólombikot desztillált vízzel kb. a feléig töltjük. 4. A szuszpenziót rotációs rázógépen 6-10 órán keresztül rázatjuk, hogy a talaj valamennyi aggregátuma elemi részecskékké diszpergálódjon.

38 5. A felrázott szuszpenziót 0,25 mm-es lyukbőségű szitán keresztül 1000 ml-es mérőhengerbe visszük át, majd a szitát desztillált vízzel utánaöblítve, a mérőhengert jelig töltjük. 6. A 0,25 mm-es szitán fennmaradt homokfrakciót desztillált vízzel, veszteségesen, számozott, ismert tömegű bepárlócsészébe mossuk át. A bepárlócsésze tartalmát víz-vagy homokfürdőn szárazra pároljuk, majd szárítószekrényben 105 C-on súlyállandóságig szárítjuk. Kihűlés után a homokfrakciót tartalmazó bepárlócsészét analitikai mérlegen 4 tizedes pontossággal mérjük. A talaj >0,25 mm-es szemcsefrakciójának a mennyiségét az alábbi képlet szerint számítjuk: a%= ((a 1 -x a )/y)*100 ahol, a% = >0,25 mm-es frakció mennyisége a talaj százalékában a 1 = szemcsefrakció + edény együttes tömege, g x a = edény tömege, g y = bemért abszolút száraz talaj tömege, g (bemért légszáraz talaj tömege mínusz a légszáraz talaj nedvességtartalma) 7. a szuszpenziót alaposan felrázzuk vagy felkeverjük, majd rázkódásmentes helyen ülepedni hagyjuk. Az egyes szemcsefrakciók meghatározásához az ülepedési körülményeknek (szemcseátmérő, talaj fajsúlya, szuszpenzió hőmérséklete) megfelelő mélységből és időpontban 25 ml szuszpenziót pipettázunk 50 ml-es számozott, ismert tömegű főzőpoharakba 8. a pipettázás mélységének és időpontjának meghatározása az alábbiak szerint történik: t x = t 0,05 *(D 2 0,05 /D 2 x )*D 2 0,05 *(D 2 0,05 /D 2 x ) = F ahol, t x = a kívánt átmérőjű (D) részecske ülepedési sebessége, mp t 0,05 = a 0,05 mm átmérőjű részecskék ülepedési sebessége másodpercben, 10 cm-es rétegvastagság esetén a t 0,05 értékét a talaj fajsúlyától, valamint a szuszpenzió hőmérsékletétől függően, vagy a 7. ábrán közölt nomogramról olvashatjuk le, vagy az alábbi (5.) táblázatból kereshetjük ki: 38

39 t C d 1 2,40 2,45 2,50 2,55 2,60 2,65 2,70 2,75 2, ,6 66,3 64,1 61,9 60,0 58,2 56,5 54,9 53, ,9 62,2 60,6 58,6 56,7 55,0 53,4 51,9 50, ,5 59,5 57,4 55,6 53,9 52,2 50,6 49,2 47, ,4 56,4 54,5 52,8 51,1 49,5 48,1 46,8 45, ,5 53,6 51,8 50,1 48,6 47,1 46,2 44,4 43, ,8 50,9 49,3 47,6 46,2 44,8 43,5 42,3 41, ,3 48,6 47,0 45,4 44,0 42,7 41,7 40,2 39, ,9 46,2 44,7 43,3 41,9 40,7 39,5 38,3 37, ,8 44,2 42,7 41,4 40,1 38,9 37,7 36,7 35, ,7 42,2 40,8 39,5 38,2 37,1 36,0 35,0 34, ,8 40,4 39,0 37,8 36,6 35,5 34,5 33,5 32,6 5. táblázat 0,05 mm átmérőjű (D) részecskék esési ideje mp-ekben, 10 cm mélyre, a talaj fajsúlyától (d 1 g/cm 3 ) és a szuszpenzió hőfokától (t C) függően A leggyakrabban meghatározott szemcseméretre vonatkozóan az F értékei a következők: t 0,02 = t 0,05 *6,25 t 0,01 = t 0,05 *25 t 0,005 = t 0,05 *100 t 0,002 = t 0,05 *625 A leggyakrabban meghatározott szemcsefrakciók meghatározására a pipettázás időpontjait és mélységeit a talaj fajsúlyától függően, 20 C szuszpenzió-hőmérsékletet feltételezve az alábbi (6.) táblázat tartalmazza: cm 10 cm 25 cm 10 cm 25 cm Fajsúly 0,05-0,02 0,02-0,01 0,01-0,005 0,005-0,002 < 0,002 g/cm 3 min s min s min s h min s h min s 2, , , , , , , , , táblázat A mechanikai elemzés során a leggyakrabban meghatározott szemcsefrakciók kipipettázási mélysége és időpontja a talaj fajsúlyától függően (t=20 C) 9. a 0,05-0,02 mm-es frakció (c) kipipettázása után a szuszpenziót felkeverés és felrázás nélkül zavartalanul állni hagyjuk, majd a közölt táblázat adatai alapján megfelelő időpontban és mélységből végezzük el a további frakciók: 0,02-0,01 mm

40 (d), 0,01-0,005 mm (e), 0,005-0,002 mm (f) és <0,002 mm (g) frakciók kipipettázását. A pipettázás mélysége minden esetben a pipettázás előtti szuszpenzió felszínének és a pipetta nyílásának függőleges távolsága. 10. a főzőpohárba pipettázott szuszpenziókat víz- vagy homokfürdőn szárazra pároljuk, majd a szárítószekrényben 105 C-on súlyállandóságig szárítjuk. Kihűlés után a frakciókat tartalmazó főzőpoharakat analitikai mérlegen négy tizedes pontossággal mérjük. Az eredményeket a következő képletekkel számítjuk ki: ahol, b % = 100-(a % +c % +d % +e % +f % +g % ) c % = (4000*C)/yx C = c 1 (x c + D + E + F + G) d % = (4000*D)/y D = d 1 (x d + E + F + G) e % = (4000*E)/y E = e 1 (x e + F + G) f % = (4000*F)/y F = f 1 (f g + G) g % = (4000*G)/y G = g 1 - x g a %, b %...g % az adott szemcsefrakciók mennyisége a talaj százalékában A, B G az adott szemcsefrakciók tömege g-ban a 1, b 1 g 1 az adott szemcsefrakciók és a főzőpohár együttes tömege g-ban x a, x b x g főzőpohár tömege g-ban y = a bemért abszolút száraz talaj mennyisége (bemért légszáraz talaj tömege, mínusz légszáraz talaj nedvességtartalma) ábra A 0,05 mm átmérőjű részecskék esési ideje másodpercekben. 10 cm mélyre, a talaj fajsúlyának (d 1 ) és a szuszpenzió hőfokának (t= C) függvényében

41 II Az Arany-féle kötöttségi szám Az Arany-féle kötöttségi szám a képlékenység felső határát jellemző érték, az a cm 3 -ben kifejezett vízmennyiség, amelyet 100 g légszáraz talajhoz kell adagolni az ún. fonalpróba eléréséig. Meghatározás az MSZ :1983 Magyar Szabvány alapján történik. A légszáraz az MSZ :1978 szabvány alapján előkészített talajból 50 g-ot cm átmérőjű porcelánmozsárba vagy műanyagtálba mérünk. Ehhez 50 cm 3 -es feltölthető bürettából (beosztása legalább 0,1 cm 3 ) kisebb részletekben ioncserélt vizet adunk és állandóan keverjük addig, amíg egyenletesen átnedvesedett, egynemű, csomómentes, képlékeny pépet kapunk. Ehhez a péphez állandó keverés közben ioncserélt vizet adagolunk mindaddig, míg a képlékeny pép már fonalpróbát ad. A leírt módon elkészített talajpépbe a porcelántörőt vagy spatulát belenyomjuk, majd hirtelen kivesszük, így hegyes kúp keletkezik az edénybe helyezett pépen vagy a keverőn. Ha elegendő ioncserélt vizet adunk a talajhoz és egyenletesen dolgozzuk el, a kihúzott kúp hegye visszahajlik. Ez a fonalpróba. Az ioncserélt vizet csak az első fonalpróba megjelenéséig adagoljuk, mert nagyon kötött talajok cm 3 víz túladagolása mellett is adnak fonalpróbát. A fonalpróba eléréséig fogyott ioncserélt víz cm 3 -ben mért mennyiségéből számítható az Arany-féle kötöttségi szám. Az eljárás homok mechanikai összetételű és szerves eredetű talajoknál (tőzeg, kotu) nem ad reális eredményt. K A = (b/g) x 100 ahol K A : Arany-féle kötöttségi szám b: a fogyott víz térfogata, cm 3 g: a bemért talaj tömege, g Az eredményt egész számra kerekítve adjuk meg. 41 Kötöttségi szám Fizikai féleség 30 alatt homok homokos vályog vályog agyagos vályog agyag kötött agyag 80 felett igen kötött agyag 7. táblázat A talajok fizikai félesége az Arany-féle kötöttségi szám alapján

42 A talajok fizikai féleségének megállapítását az Arany-féle kötöttségi szám alapján a fent közölt 7. táblázat közelítő határértékei szerint végezzük. II A talaj kémiai vizsgálatai II A talaj vizes- és kálium-kloridos ph értékének meghatározása Talajmintákban a ph-érték meghatározása az MSZ :1978 számú Magyar Szabvány alapján történt. A talaj ph-értékét (a.) 2,5:1 arányú ioncserélt víz : talaj szuszpenzióban, illetve (b.) 2,5:1 arányú 1 mol/dm 3 koncentrációjú kálium-klorid oldat : talaj szuszpenzióban potenciometriásan határozzuk meg. Az előkészítés során üvegedénybe 15 cm 3 ioncserélt vizet adagolunk, majd 6 g az MSZ :1978 számú szabvány előírásainak megfelelően vizsgálatra előkészített talajmintát mérünk bele. A talajszuszpenziót jól felrázzuk, lefedjük, legalább 12 órát sav- és lúgmentes levegőjű helységben állni hagyjuk. Az 1 mol/dm 3 koncentrációjú kálium-klorid oldattal meghatározott ph(kcl)-érték méréshez az előbbiekben ismertetett módon járunk el, azzal a különbséggel, hogy az üvegedényekbe ioncserélt víz helyett kálium-klorid oldatot adagolunk. A mérés menete a következő: A ph-mérő készüléket bekapcsoljuk, majd 4,01; 7,00 és 10,01-es ph-értékű pufferrel kalibráljuk. (A pontos ph-érték a gyári készítményen a hőmérséklettől függően fel van tüntetve). A készülék beállítását ellenőrizhetjük ismert ph-értékű tanúsított anyagminta-oldattal. Az üvegelektródot ioncserélt vízzel leöblítjük, majd a talajszuszpenzióba merítjük, annak ph-értékét közvetlenül leolvassuk. A ph-mérő készülék beállítását mérés után ellenőrizni kell. Ha vizes és kálium-kloridos ph-értéket mérünk párhuzamos sorozatban, akkor előbb a vizes, majd a kálium-kloridos ph mérést végezzük el. Az eredményt egy tizedesjegy pontossággal adjuk meg. 42 II Az elektromos vezetőképesség és a vízben oldható sótartalom Talajmintákban a vezetőképesség és a vízben oldható összes sótartalom meghatározása az MSZ :1978 számú Magyar Szabvány alapján történt. A sók mennyisége függ az alkalmazott talaj víz aránytól. A mérés a képlékenység felső határáig vízzel telített talajpép elektromos vezetőképességén alapszik. A vizsgálathoz az Arany-féle kötöttségi szám, ill. telítési százalék meghatározásához készített talajpépet

43 használjuk fel. Az előkészítésnél és a mérésnél ügyelni kell arra, hogy az ioncserélt víz vezetőképessége legfeljebb 8,0 µscm -1 legyen. A mérés kezdetén a konduktométer bekapcsolása után a melegedési idő néhány percét követően a készüléket ismert vezetőképességű (100, 1413 µscm -1, ill. 12,9 mscm -1 ) standard oldatokkal kalibráljuk. (A pontos vezetőképesség-érték a gyári készítményen a hőmérséklettől függően fel van tüntetve.) Vízben oldható összes sótartalom meghatározása esetén az előzetesen elkészített kálium-klorid oldatsorozattal (0-2%) elvégezzük a kalibrációt. Az előkészített talajpépbe ismert (a kalibrációkor meghatározott) cellaállandójú, előzőleg ioncserélt vízzel leöblített, szárazra törölt merülő elektródot helyezünk. A merülő elektródot úgy tesszük a talajpépbe, hogy ne érjen a porcelántál aljához, falához, mert ez mérési hibát okoz. A hőmérsékletkompenzált vezetőképességet ms/cm-ben közvetlenül leolvassuk. A készülék beállítását mérés után ellenőrizni kell. Ha a vezetőképességi értékből a talaj vízben oldható összes sótartalmát kell meghatározni, akkor a megfelelő kálium-klorid oldatsorozattal (0-2%) elvégezzük a szükséges kalibrációt. A kalibrációs görbét a következő módon állítjuk elő: 50 cm 3 -es mérőlombikba a kalibráló oldatból 0; 0,5; 1,0; 2,5; 3,75; 5,0; 10,0 cm 3 -t mérünk, majd az oldatok térfogatát 50 cm 3 -re egészítjük ki ioncserélt vízzel. Az így készült oldatok 0; 0,01; 0,02; 0,05; 0,075; 0,1; 0,2 m/v% sótartalomnak felelnek meg. Az eredményt két tizedesjegy pontossággal adjuk meg mscm -1 -ben, feltüntetve a mérés hőmérsékletét. Vízben oldható összes sótartalom meghatározásánál az eredményt a kalibrációs görbéről közvetlenül leolvassuk; az eredményt %-ban adjuk meg. 43 II A karbonát-tartalom meghatározása A talajminták összes karbonát-tartalmát nem Magyar Szabvány, hanem a laboratórium által validált módszer szerint mérték. A módszer alapját Dean (Dean, 1974) dolgozta ki. A meghatározás izzítási veszteségen alapszik. A karbonát-tartalmat az 550 C és 1000 C között a mintából eltávozó szén-dioxid tömegéből számítjuk, és kalcium-karbonátra vonatkoztatjuk. A mérés lépései a következők: Az MSZ :1978 szabvány alapján előkészített, légszáraz talajból 3,0000 g-ot analitikai mérlegen előzetesen 1000 C-on kiizzított izzítótégelybe bemérünk. A mintát 60 percig 105 C-on szárítjuk, majd miután exszikkátorban lehűlt, tömegét visszamérjük. A mintát 60 percig 550 C-on izzítjuk, exszikkátorban szobahőmérsékletre hűtjük, majd tömegét visszamérjük. A mintát 60

44 percig 1000 C-on izzítjuk, exszikkátorban hűlni hagyjuk, majd tömegét visszamérjük. A meghatározás során a tégelyeket kizárólag tégelyfogó csipesszel mozgatjuk! A karbonát-tartalmat abszolút száraz talajra és kalcium-karbonátra vonatkoztatva egy tizedesjegy pontossággal, százalékban adjuk meg. CaCO 3 % = [ [ [((m 550 m edény )-(m 1000 m edény )) / 44,00] x 100,09] / (m 105 -m edény )] x ahol 100, m 105 : izzítási maradék tömege 105 o C-on, g (abszolút száraz talaj tömege) m 550 : izzítási maradék tömege 550 o C-on, g m 1000 : izzítási maradék tömege 1000 o C-on, g m edény : az üres izzítótégely tömege, g II A talaj humusz-tartalmának meghatározása A talaj szervesanyag-tartalmát az MSZ :1983 szabvány alapján mérték. A meghatározás a szervesanyagok azon tulajdonságán alapszik, hogy oxidálhatók. Az oxidációt roncsolással, kénsavas közegben kálium-dikromáttal végezzük. A szerves szén hatására a Cr 6+ -ionok Cr 3+ -ionokká redukálódnak. A Cr 3+ -ionok koncentrációját 589,3 nm-es hullámhosszon fotometriás eljárással mérjük, mivel a Cr 3+ -ionok mennyisége egyenesen arányos a szerves szén mennyiségével. A meghatározás során analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A meghatározáshoz a következő oldatokra van szükség, amelyeket az alábbiak szerint állítunk elő: Kálium-dikromát oldat, 1/6 mol/dm 3 : 1000 cm 3 -es mérőlombikba 49,035 g kálium-dikromátot mérünk, kb cm 3 ioncserélt vizet, majd óvatosan 10 cm 3 tömény kénsavat adunk hozzá. Az anyag feloldódása után a lombikot ioncserélt vízzel jelig töltjük. Kalibráló alapoldat, 7,2506g a.lt. kristályvízmentes (C 6 H 12 O 6 ) vagy 7,9757g a.lt. kristályvizes glükózt (C 6 H 12 O. 6 H 2 O) 1000 cm 3 -es mérőlombikba mérünk, ioncserélt vízben feloldjuk, majd a lombikot jelig töltjük, tartalmát összerázzuk. Az oldat C- koncentrációja 2,91 mg/cm 3, mely grammra és humusztartalomra átszámítva 0,0050 g/cm 3 humusztartalomnak felel meg. Az oldatot frissen készítjük. Kalibráló oldat: a kalibráló alapoldatból 0,0; 1,0; 2,0; 3,0; 4,0; 6,0 és 8,0 cm 3 -t 250 cm 3 - es Erlemeyer-lombikba pipettázunk, majd az oldatsor minden egyes tagját a talajmintáknál leírt módon oxidáljuk. Lehűlés után az Erlenmeyer-lombikba 100,0; 99,0; 98,0; 97,0; 96,0; 94,0; 92,0 cm 3 ioncserélt vizet adagolunk. Az így elkészített 44

45 kalibrálósor 0,0; 0,5; 1,0; 1,5; 2,0; 3,0; 4,0% humusztartalomnak felel meg talajra számolva, 1,0 g-os bemérés esetén. 0,5 g-os bemérésnél az értéket 2-vel szorozzuk. A laboratóriumi vizsgálatra történő minta előkészítését az MSZ :1983- ban leírtaknak megfelelően végezzük a következő kiegészítéssel. Fokozott figyelmet kell fordítani a még nem humifikálódott szerves törmelék maradéktalan eltávolítására. Ezt úgy érhetjük el, hogy a vizsgálatra kerülő száraz, őrölt mintából részmintát képzünk, tiszta papírlapon rétegben szétterítjük és elektrosztatizált ebonitrúddal a szerves törmeléket eltávolítjuk. Az előkészített talajmintából a várható humusztartalomtól függően 1,00 vagy 0,50 g-ot 250 cm 3 -es Erlenmeyer-lombikba mérünk. A bemérés megengedett hibája +/- 0,02 g. A bemért talajhoz vegyifülke alatt 10 cm 3 kálium-dikromát oldatot és 20 cm 3 tömény kénsavat adagolunk. Óvatosan vízszintes és körkörös mozgatással a lombikot összerázzuk, majd kb. 30 percig hűlni hagyjuk. A műveletet rendkívül körültekintően kell elvégezni, mivel a kénsavmennyiséget egyszerre kell a mintához hozzáadni. A magas reakcióhő következtében fokozott a balesetveszély, ezért a védő felszerelés (szemüveg, kesztyű), valamint vegyifülke használata kötelező. A szobahőmérsékletre történő lehűlés után a mintához 100 cm 3 ioncserélt vizet adunk, összerázzuk, majd a teljes leülepedésig (kb. 24 óra) állni hagyjuk. Az így előkészített oldatot dekantáljuk, a dekantált oldatot használjuk a meghatározáshoz. A spektrofotométer segítségével a kalibrálósor minden tagjának abszorbanciáját 589,3 nm hullámhosszon lemérjük. A kapott abszorbanciaértékek alapján megszerkesztjük a kalibrációs görbét. Ezután lemérjük a mintákat. Ellenőrzésképpen minden 30 minta után lemérjük a vizsgálandó oldat abszorbanciájához legközelebb eső standardot. A módszer lineáris méréstartománya talajra vonatkozó koncentrációban 1,00 g talaj bemérésénél 0-4% humusz; 0,50 g talaj bemérésnél 0-8% humusz. Az eredményeket az abszorbancia értékek alapján megszerkesztett kalibrációs görbéről közvetlenül %-ban határozzuk meg. Az eredményeket légszáraz talajra vonatkoztatva, két tizedesjegy pontossággal adjuk. Az oxidált szerves kötésű szén mennyiségét 1,724- gyel megszorozva megkapjuk a talaj humusztartalmát. Az 1,724 szorzószám nagyszámú különböző minőségű humuszanyagok elemzésekor kapott átlagérték. 45

46 II A nitrát-tartalom meghatározása A nitrát tartalmat az MSZ :2009 azonosítószámú Magyar Szabvány alapján mérték. A módszer elve, hogy a nitrátionokból tömény kénsav hatására keletkező salétromsav és nátrium-szalicilát reakciója során olyan nitroszármazék keletkezik, melynek nátriumsója lúgos közegben sárga színű. Az oldat színintenzitását (amely a nitrát-koncentrációval arányos) 410 nm hullámhosszon, spektrofotométerrel mérik. A mérést zavarhatja a vas(ii)-ionok jelenléte, amely 10 mg/dm 3 -nél kisebb nitráttartalom esetében jelentős lehet. A nitrition zavaró hatása általában elhanyagolható, mivel 20 mg/dm 3 nitrition legfeljebb 1 mg/dm 3 nitrátnak megfelelő színintenzitást ad. A kloridion 400 mg/dm 3 koncentrációig nem zavarja a mérést. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használnak. Kénsav, cc. Nátrium-szalicilát oldat, 5 g/dm 3 -es. 0,5 g nátrium-szalicilátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki. Az oldatot naponta frissen készítjük. Nátrium-hidroxid oldat, 40 g nátrium-hidroxidot 100 cm 3 ioncserélt vízben oldunk. Kálium-nitrát törzsoldat, 1,6308 g, előzőleg 105 C-on tömegállandóságig szárított kálium-nitrátot ioncserélt vízben oldunk, majd térfogatát egy dm 3 -re egészítjük ki. Az oldat hűtőszekrényben 3 hétig tárolható. Az oldat nitrát koncentrációja 1 mg/cm 3. Kálium-nitrát kalibráló oldat, A kálium-nitrát törzsoldat 10,0 cm 3 -ét mérőlombikban 100 cm 3 -re hígítjuk. Az oldatot naponta frissen készítjük. 1 cm 3 oldat 0,10 mg NO - 3 -ot tartalmaz. Kálium-klorid oldat, 1 mol/dm 3. 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki. A mérésnél 5,0 cm 3 kálium-kloridos talajkivonathoz 1 cm 3 nátrium-szalicilát oldatot adunk, majd 60 C-os szárítószekrényben, állandó hőmérsékleten szárazra pároljuk. A szárazmaradékot lehűlés után 1,0 cm 3 kénsavval nedvesítjük. 10 perc várakozás után az oldatot kb. 30 cm 3 ioncserélt vízzel óvatosan hígítjuk, majd 50,0 cm 3 - es mérőlombikba mossuk. A mérőlombikba 7,0 cm 3 nátrium-hidroxid oldatot adunk, hagyjuk lehűlni, majd a lombikot ioncserélt vízzel jelig töltjük. 20 perc elteltével de egy órán belül mérjük az oldat abszorbanciáját a talajkivonatból nátrium-szalicilát hozzáadása nélkül készült vakpróbával szemben, 410 nm hullámhosszon. 46

47 1 mg/dm 3 -nél kisebb nitrát-koncentráció esetén nagyobb térfogatú vízmintát bepárolva kaphatunk csak értékelhető eredményt. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi, alkalmazhatunk egyéb kivonószert is (pl.: ioncserélt víz); ennek megfelelően módosulhatnak a mérés egyes paraméterei (pl.: kalibráció koncentrációtartománya). A kalibrációs görbe felvételéhez 50,0 cm 3 -es mérőlombikokba a kalibráló oldatból 0,0; 1,0; 2,0; 3,0; 4,0; 5,0; 10,0; 20,0 cm 3 -t mérünk. A lombikokat káliumklorid oldattal jelig töltjük. Az oldatok 0,0; 2,0; 4,0; 6,0; 8,0; 10,0; 20,0; 40,0 mg/dm 3 nitrátiont tartalmaznak. Az oldatok elkészítése után az A vizsgálat végrehajtása szakasz szerint járunk el. A kapott abszorbancia értékeket a koncentráció függvényében ábrázoljuk. A mintaoldat abszorbanciáját korrigáljuk a talajkivonat azonos módon bepárolt és kezelt oldatának abszorbanciájával. A nitrátion koncentráció értékét a kalibrációs görbéről mg/dm 3 -ben olvassuk le. Hígítás esetén a koncentráció értékét szorozzuk a hígítási aránnyal. A nitrátion koncentrációt a következő képlettel számítjuk ki: - NO 3 [mg/kg] = (0,1 x c) x h / (m/1000) ahol c: a kalibrációs görbéről leolvasott nitrátion koncentráció, mg/dm 3 m: a bemért talajminta tömege, g h: hígítási arány Az eredményt mg/kg-ban adjuk meg egy tizedes-jegyre kerekítve. 47 II A nitrit-tartalom meghatározása A nitrit tartalmat az MSZ :2009 azonosítószámú Magyar Szabvány alapján mérték. A módszer elve, hogy a nitritionok savas közegben szulfanil-amiddal (vagy szulfanilsavval) diazoniumvegyületet alkotnak, amely N-(1-naftil)-etiléndiaminnal (NAD) piros színű azo-szinezékké alakul. Az oldat színintenzitását (amely arányos a nitrit-koncentrációval) 540 nm hullámhosszon, spektrofotométerrel mérjük. A zavaró hatások kiküszöbölésére színes minta esetén szulfanil-amid hozzáadásával, de NAD nélkül, vakpróbát készítünk, és mérjük az oldat abszorbanciáját ioncserélt vízzel szemben. Az így kapott abszorbancia értéket levonjuk az eredeti mintából készített oldat abszorbanciájából. A réz(ii)-ion katalizálja a diazotált szulfanilamid bomlását, ezért a mérésnél negatív hibát okozhat. Hatását hígítással küszöböljük ki. A vas(iii)-ion 1,0 mg/dm 3 -nél nagyobb koncentráció esetén zavarja a mérést, amit

48 cink-hidroxidos derítéssel küszöbölhetünk ki: 100 cm 3 mintához 2 cm g/dm 3 -es cink-szulfát és 1 cm 3 80 g/dm 3 -es nátrium-hidroxid oldatot adunk. A szuszpenziót alaposan összekeverjük, majd ülepedni hagyjuk. A folyadék tisztájából végezzük el a vizsgálatot. Ha az oldat opálos, finompórusú száraz szűrőpapíron szűrjük. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket és nitritmentes ioncserélt vizet használunk. Szulfanil-amid oldat, 5 g szulfanil-amidot 50 cm 3 tömény sósav és kb. 300 cm 3 nitritmentes ioncserélt víz elegyében oldunk, és térfogatát 500 cm 3 -re kiegészítjük. Az oldat néhány hónapig eltartható. NAD-oldat, 0,50 g N-(1-naftil)-etilén-diamin-dihidro-kloridot 500 cm 3 nitritmentes ioncserélt vízben oldunk. Az oldat sötét üvegben tárolva kb. 1 hónapig használható. Ha elszíneződés tapasztalható, nem szabad használni. Nátrium-nitrit törzsoldat, 105 C-on 2 órán keresztül szárított nátrium-nitritből (amely lehetőleg friss, de mindenképpen nedvességtől óvott vegyszerből származik), 1,497 g-ot mérőlombikban kb. 100 cm 3 ioncserélt vízben oldunk, majd feltöltjük 1000 cm 3 -re. 1 cm 3 oldat 1 mg NO - 2 -et tartalmaz. Nátrium-nitrit közbenső oldat, A nátrium-nitrit törzsoldat 50,0 cm 3 -ét nitritmentes ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re töltjük fel. 1 cm 3 oldat 0,05 mg NO - 2 -et tartalmaz. Az oldatot frissen kell készíteni. Nátrium-nitrit kalibráló oldat, A nátrium-nitrit közbenső oldat 50,0 cm 3 -ét nitritmentes ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re töltjük fel. 1cm 3 oldat 2,5 µg NO - 2 -et tartalmaz. Az oldatot frissen kell készíteni. A vizsgálat megkezdésekor a minta hőmérséklete a szobahőmérséklethez közel álló (± 3 C) legyen. 50 cm 3 -es mérőlombikba 25,0 cm 3 kálium-kloridos talajkivonatot mérünk. Hozzáadunk 1,0 cm 3 szulfanil-amid oldatot, elegyítjük, majd 2-8 perc állás után 1,0 cm 3 NAD-oldatot mérünk hozzá, azonnal elegyítjük, és jelig töltjük a lombikot nitritmentes ioncserélt vízzel. 20 perc után de 2 órán belül mérjük az abszorbanciát nitritmentes ioncserélt vízzel készített vakpróbával szemben 540 nm hullámhosszon. Az eljárás a 0,01-2,0 mg/dm 3 NO - 2 -koncentráció tartományban használható. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi, alkalmazhatunk egyéb kivonószert is (pl.: ioncserélt víz); ennek megfelelően módosulhatnak a mérés egyes paraméterei (pl.: kalibráció koncentráció-tartománya). A kalibrációs görbét a következő módon készítjük: 50 cm 3 -es mérőlombikokba a kalibráló oldatból 0,0; 0,25; 0,50; 0,75; 1,0; 2,0; 5,0; 10,0; 15,0 és 20,0 cm 3 -t mérünk, 48

49 majd az oldatok térfogatát 25 cm 3 -re egészítjük ki ioncserélt vízzel. Az oldatok 0,0; 0,025; 0,05; 0,075; 0,1; 0,2; 0,5; 1,0; 1,5 és 2,0 mg/dm 3 NO 2 - -t tartalmaznak Ezután az előző szakasz szerint elvégezzük a vizsgálatot. A kapott abszorbancia értékeket a koncentráció függvényében ábrázoljuk. A nitrit koncentrációt az alábbi képlettel számítjuk ki: NO 2 [mg/dm 3 ] = (c x h x 0,1) / (m/1000) ahol: c: a kalibrációs görbéről leolvasott koncentráció, mg/dm 3 h: hígítási arány m: a kivonatkészítéshez bemért talaj tömege, g Az eredményt mg/kg-ben adjuk meg két tizedesjegyre kerekítve. II A foszfát-tartalom meghatározása A foszfát-tartalmat az MSZ :2009 azonosítószámú Magyar Szabvány alapján mérték. A módszer elve, hogy az ortofoszfátionok savas közegben, antimon- és molibdenát-ionokkal antimon-foszfor-molibdenát komplexet képeznek, amely aszkorbinsavval redukálva molibdénkék komplexet alkot. A szín intenzitását (amely az ortofoszfátkoncentrációval arányos) 820 nm hullámhosszon mérjük. A szilikátok 100 mg/dm 3, a kloridionok 600mg/dm 3 -koncentrációig nem zavarják a mérést. A meghatározás során analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A-oldat, kénsav oldat: 2,5 mol/dm 3, 140 cm 3 tömény kénsavat állandó kevergetés közben kb. 800 cm 3 ioncserélt vízbe öntünk. Kihűlés után az oldatot 1 dm 3 -re egészítjük ki. B-oldat, ammónium-molibdenát oldat: 40 g kristályos ammónium-molibdenátot vagy 42,47 g ammónium-molibdenát-4-hidrátot ioncserélt vízben oldunk és feltöltjük 1 dm 3 -re. C-oldat, aszkorbinsav oldat: 0,1 mol/dm 3, 0,53 g aszkorbinsavat 30 cm 3 ioncserélt vízben oldunk; az oldatot a felhasználás napján kell készíteni, az aszkorbinsav oxidálódásának elkerülése érdekében. D-oldat, kálium-antimon(iii)-tartarát oldat: (1 mg/cm 3 antimontartalommal) 0,2743 g káliumantimon(iii)-tartarátot vagy 0,2819 g kálium-antimon(iii)-tartarát-1/2-hidrátot ioncserélt vízben feloldunk és 100 cm 3 -re töltjük fel. Kevert kémszer: 50 cm 3 A-oldatba öntünk 15 cm 3 B-oldatot, majd 30 cm 3 C-oldatot, végül 5 cm 3 D-oldatot. Minden oldat hozzáadása után gondosan elegyítünk. A kémszert a felhasználás napján kell készíteni. 49

50 Kálium-dihidrogén-foszfát oldatok: Alapoldat, Előzetesen 2 órán keresztül 105 o C-on szárított 0,7165 g kálium-dihidrogén-foszfátot 1000cm 3 -es mérőlombikban, ioncserélt vízben oldunk, tartósítás céljából 2-3 csepp kloroformot adunk hozzá, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük. 1 cm 3 oldat 0,5 mg PO 3-4 -t tartalmaz. Törzsoldat, 100 cm 3 -es mérőlombikba 10 cm 3 alapoldatot pipettázunk, majd a lombikot ioncserélt vízzel jelig töltjük. 1 cm 3 oldat 0,05 mg PO 3-4 -t tartalmaz. Megjegyzés: Az üvegedények mosásához nem szabad foszfáttartalmú mosószereket használni. A mintavételhez, tároláshoz és a vizsgálathoz használt edényzetet 1:1 hígítású sósavval mossuk, és ioncserélt vízzel öblítjük. Az ortofoszfát tartalom meghatározásához a Lakanen-Erviö talajkivonatból 1,0 cm 3 -t 100 cm 3 -es mérőlombikba mérünk, ioncsrélt vízzel jelig töltjük, homogenizáljuk, majd az oldatból 50 cm 3 -t 100 cm 3 -es Erlenmeyer-lombikba pipettázunk és hozzáadunk 10 cm 3 kevert kémszert, majd gondosan elegyítjük. A minta abszorbanciáját az elegyítéstől számított 10 perc elteltével, de legkésőbb 30 percen belül 820 nm-en a vakpróbához hasonlítva mérjük. Megjegyzés: amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi, alkalmazhatunk egyéb kivonószert is (pl.: ioncserélt víz); ennek megfelelően módosulhatnak a mérés egyes paraméterei (pl.: kalibráció koncentráció-tartománya). A kalibrációs görbe elkészítéséhez a törzsoldatból a 0,0; 0,2; 0,4; 1,0, 2,0 és 4,0 cm 3 -t 100 cm 3 - es mérőlombikokba pipettázzuk, és az oldatok térfogatát ioncserélt vízzel 100 cm 3 -re egészítjük ki. Az oldatok 0,0; 0,1; 0,2; 0,5; 1,0 és 2,0 mg/dm 3 foszfátot tartalmaznak. A mérést az előző szakasz szerint végezzük. Az abszorbancia értékeket a foszfát koncentráció függvényében ábrázolva elkészítjük a kalibrációs görbét. Az eredményeket az alábbi képlettel számítjuk: 50 PO 3-4 [mg/kg] = (c x h x 0,05)/(m/1000), ahol c: a kalibrációs görbéről leolvasott foszfát koncentráció, mg/dm 3 h: hígítási arány m: bemért talajminta tömege, g. II A szulfát-tartalom meghatározása A talajminták szulfát-tartalmának meghatározása az MSZ :1983 alapján történt. A módszer elve, hogy a szulfátion-tartalmú mintából a bárium-kromát sósavas közegben bárium-szulfát csapadékot választ le. Az oldatot meglúgosítva a báriumkromát feleslege csapadék formájában leválik, de a szulfátionnal egyenértékű kromátion oldatban marad, amelynek koncentrációját 430 nm hullámhosszon, fotometriásan mérjük.

51 A meghatározást a 15 mg/dm 3 -nél nagyobb foszfátion-koncentráció zavarja, hatása a minta hígításával kiküszöbölhető. A meghatározás során analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. Nátrium-szulfát oldat, 1,479 g vízmentes nátrium-szulfátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát mérőlombikban 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Az oldat 1 cm 3 -e 1,0 mg szulfátiont tartalmaz. Bárium-kromát oldat, 1,267 g bárium-kromátot (0,005 mól) 100 cm 3 1 mol/dm 3 sósavoldatban feloldunk, majd az oldat térfogatát mérőlombikban ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Kalcium-oxid szuszpenzió, 1,0 g kalcium-oxidot eldörzsölünk kevés 1:1 hígítású ammóniaoldattal, majd térfogatát 1000 cm 3 -re kiegészítjük 1:1 hígítású ammóniaoldattal. A vizsgálatot a következőképpen végezzük: 10,0 cm 3 kálium-kloridos talajkivonathoz hozzáadunk 10,0 cm 3 bárium-kromát oldatot, majd 30 perc múlva 4,0 cm 3 kalcium-oxid szuszpenziót. 10 perc várakozás után, de egy órán belül a csapadékos oldatot közepes pórusméretű szűrőpapíron leszűrjük, és a szűrlet abszorbanciáját a mintával azonos módon készített vakpróbával szemben, 430 nm hullámhosszon mérjük. Megjegyzés: amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi, alkalmazhatunk egyéb kivonószert is (pl.: ioncserélt víz); ennek megfelelően módosulhatnak a mérés egyes paraméterei (pl.: kalibráció koncentráció-tartománya). A kalibrációs görbe elkészítéséhez a nátrium-szulfát oldatból 50 cm 3 -es mérőlombikokba 2,5; 5,0; 10,0; 15,0 és 20,0 cm 3 -t pipettázunk, majd ioncserélt vízzel jelig töltjük a lombikokat. Az így készített oldatsorozat szulfátion-koncentrációja 50,0; 100,0; 200,0; 300,0 és 400,0 mg/dm 3. A kalibrációs görbe legalább két pontját minden méréssorozat alkalmával ellenőrizni kell. A kalibráló oldatsorozat tagjait a vizsgálatnak megfelelően előkészítjük, majd lemérjük, és a koncentráció függvényében ábrázoljuk az abszorbancia értékeket. A szulfátion-koncentráció értékét a kalibrációs görbéről mg/dm 3 -ben olvassuk le, majd a minta szulfáttartalmát a következő képlet segítségével számítjuk: 51 ahol SO 4 2- [mg/kg] = ( c x h x 0,1) \ (m \ 1000), c : a kalibrációs görbéről leolvasott szulfátion-koncentráció, mg/dm 3 h : a hígítási arány

52 m: bemért talaj tömege, g Az eredményt mg\kg-ban, egész számra kerekítve adjuk meg. II A klorid-tartalom meghatározása Az összes klorid-tartalom meghatározása talajmintákban az MSZ :1986 alapján történt. A módszer elve, hogy a talajt az összes kloridtartalmának meghatározásához, zárt térben tömény salétromsavoldattal feltárjuk. A roncsolási maradékot salétromsav oldatban felvesszük. A mintaoldat kloridtartalmát argentometriásan, Mohr szerint határozzuk meg. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. Salétromsav, cc. Salétromsav oldat, 1:1 hígítású és 0,5 mol/dm 3 Ezüst-nitrát oldat, 0,01 mol/dm 3 (faktorát kálium-klorid oldattal határozzuk meg) 1,6989 g 120 C-on 3-4 órán keresztül szárított ezüst-nitrátot 1000 cm 3 -es mérőlombikba bemérünk, ioncserélt vízben feloldjuk és a lombikot jelig feltöltjük. A mérőoldatot sötét színű üvegdugós üvegben hűtőszekrényben tároljuk. Kálium-dikromát oldat, 5% m/m, semlegesített Megjegyzések: A meghatározáshoz használt valamennyi üvegeszközt és a mintavevő, ill. mintatároló edényeket előzetesen 1:1 hígítású salétromsavoldattal kimossuk, majd ioncserélt vízzel többször kiöblítjük. A minta feltárásának kivitelezése a következő: Az MSZ :1978 szabvány alapján előkészített, szárított, porított talajból 5,0 g-ot ± 10 mg pontossággal teflonbombába bemérünk, 10 cm 3 ioncserélt vízzel szuszpendáljuk, majd 20 cm 3 tömény salétromsavat adunk hozzá. A teflonbombát 10 percig nyitva tartjuk, hogy a fejlődő gázok eltávozhassanak, majd másfél órára 160 C-os szárítószekrénybe helyezzük. A teflonbombát a szárítószekrényben szobahőmérsékletre való lehűlése után vegyifülkébe tesszük, és felnyitjuk. A roncsolt anyagot 0,5 mol/dm 3 salétromsav oldattal 1000 cm 3 -es mérőlombikba mossuk, és a lombikot jelig feltöltjük. A klorid-tartalmat ebből a mintaoldatból határozzuk meg. A klorid-tartalom meghatározásához egy 200 cm 3 -es Erlenmeyer-lombikba 50 cm 3 mintaoldatot pipettázunk, hozzáadunk 1 cm 3 semlegesített kálium-dikromát indikátor-oldatot. A 0,01 mol/dm 3 ezüst-nitrát mérőoldattal (rázogatás közben) addig titrálunk, míg a leváló csapadék vörösbarna színt vesz fel. 52

53 A talaj összes kloridtartalmát a következő képlettel számítjuk ki: Cl - [mg/kg] = A x 141,84 x h ahol A: a fogyott ezüst-nitrát mérőoldat térfogata, cm 3 141,84: bemérésből, hígításból, valamint 1 cm 3 mérőoldatnak megfelelő 0,3546 mg klorid egyenértékből adódó faktor h: a feltárt mintaoldat hígítási aránya Az eredményt mg/kg-ban, egy tizedesjegy pontossággal, légszáraz talajra vonatkoztatva adjuk meg. II A nátrium-tartalom meghatározása A talajmintákban a nátriumtartalom meghatározása az MSZ 20135:1999 sz. Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. Zavaró hatások kiküszöbölése érdekében minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Az ionizációs zavaró hatások kiküszöbölésére általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. Általában könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: kálium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: Talajmintákban a tápelemként oldható nátrium általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a nátrium standard oldat (c Na = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Na = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 1,25; 2,5; 3,75; 5 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 2,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat Lakanen-Erviö-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok kálium-koncentrációi: 0; 2,5; 5; 7,5; 10 mg/dm 3. 53

54 Megjegyzés: az oldat (c Na = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 2,541 g előzőleg 105 C-on 2 órán keresztül szárított nátrium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Ionizációs pufferként kálium-klorid-oldatot használunk: 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki (c K = 1 mol/dm 3 ). A meghatározásokat Lakanen-Erviö talajkivonatokból végezzük. A készülék égőfejének tisztításához salétromsav-oldatot használtunk: 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk. A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia vagy emissziós módszerrel, 589,0 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben, acetilénszegény lángtípusban. Háttérkorrekciót nem alkalmazunk. Ha szükséges, a kivonószerrel hígítjuk a mintaoldatokat. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldatok a következő módon állítjuk össze: 10 cm 3 -es mérőlombikba 0,5 cm 3 kálium-klorid-oldatot mérünk, majd a lombikot Lakanen-Erviö talajkivonattal jelig töltjük. Az eredményeket úgy adjuk meg, hogy a szoftver által számított koncentrációt (mg/dm 3 ) figyelembe véve az esetleges hígítást és a bemért talajminta tömegét átszámítjuk mg/kg-ra. 54 c 1 = (c x h) x V/m ahol c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, µg/kg vagy mg/kg c : a leolvasott koncentráció, µg/dm 3 vagy mg/dm 3 V: a talajkivonat térfogata, dm 3 m: bemért talaj tömege, kg h : a hígítási arány Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, mg/kg-ban adjuk meg.

55 II A kálim-tartalom meghatározása A kálium-tartalom meghatározása talajmintában az MSZ 20135:1999 számú Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. A zavaró hatások kiküszöbölésére minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Az ionizációs zavarás általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. Általában könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: cézium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: A kálium standard oldat (c K = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c K = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható kálium-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. Talajmintákban a tápelemként oldható kálium általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a kálium standard oldat (c K = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c K = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 1,25; 2,5; 3,75; 5 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 3,8 cm 3 cézium-klorid-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat Lakanen- Erviö-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok kálium-koncentrációi: 0; 2,5; 5; 7,5; 10 mg/dm 3. Megjegyzés: az oldat (c K = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 1,907 g előzőleg 105 C-on 2 órán keresztül szárított kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Ionizációs pufferként cézium-klorid-oldatot használunk: 1,6836 g céziumkloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki (c Cs = 0,1 M). 55

56 A meghatározásokat Lakanen-Erviö talajkivonatokból végezzük. A készülék égőfejének tisztításához salétromsav-oldatot használtunk: 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk. A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia vagy emissziós módszerrel, 766,5 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben, acetilénszegény lángtípusban. Háttérkorrekciót nem alkalmazunk. Ha szükséges, a kivonószerrel hígítjuk a mintaoldatokat. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldatok a következő módon állítjuk össze: 50 cm 3 -es mérőlombikba 10 cm 3 Lakanen-Erviö talajkivonatot és 3,8 cm 3 cézium-klorid-oldatot mérünk, majd Lakanen-Erviö-oldattal jelig töltjük a lombikot. Az eredményeket úgy adjuk meg, hogy a szoftver által számított koncentrációt (mg/dm 3 ) figyelembe véve az esetleges hígítást és a bemért talajminta tömegét átszámítjuk mg/kg-ra. 56 c 1 = (c x h) x V/m ahol c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, mg/kg c : a leolvasott koncentráció, mg/dm 3 V: a talajkivonat térfogata, dm 3 m: bemért talaj tömege, kg h : a hígítási arány Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, mg/kg-ban adjuk meg. II A magnézium-tartalom meghatározása A magnézium-tartalom meghatározása talajmintákban az MSZ 20135:1999 sz. Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük.

57 A zavaró hatások kiküszöbölése érdekében minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. A háttérabszorpció kompenzálására deutériumlámpás háttérkorrekciót alkalmazunk. Ionizációs zavarások általában könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: kálium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: A magnézium standard oldat (c Mg = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mg = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható magnézium-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. Talajmintákban a tápelemként oldható magnézium általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozatokkal: Lakanen-Erviö talajkivonat vizsgálata esetén a magnézium standard oldat (c Mg = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mg = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 2,5; 5; 10; 15; 20; 25 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 2,5 cm 3 káliumklorid-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat Lakanen-Erviö-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok magnézium-koncentrációi: 0; 5; 10; 20; 30;40; 50 mg/dm Kálium-kloridos talajkivonat vizsgálata esetén a magnézium standard oldat (c Mg = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mg = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 2,5; 5; 10; 15; 20; 25 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, majd jelig töltjük a lombikokat kálium-klorid oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok magnézium-koncentrációi: 0; 5; 10; 20; 30;40; 50 mg/dm 3. Megjegyzés: az oldat (c Mg = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 1,658 g előzőleg 105 C-on 2 órán keresztül szárított magnézium-oxidot 50 cm 3 1:1 hígítású salétromsavban feloldunk, majd az oldat térfogatát ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. Ionizációs pufferként kálium-klorid-oldatot használunk: 74,55 g kálium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki (c K = 1 mol/dm 3 ).

58 A meghatározásokat Lakanen-Erviö talajkivonatokból végezzük. A készülék égőfejének tisztításához salétromsav-oldatot használtunk: 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk. A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia mérés módszerrel, 202,5 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben, acetilénszegény lángtípusban. Háttérkorrekciót alkalmazunk. Ha szükséges, a kivonószerrel hígítjuk a mintaoldatokat. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldatok a következő módon állítjuk össze: 25 cm 3 -es mérőlombikba 5 cm 3 Lakanen-Erviö talajkivonatot és 1,25 cm 3 kálium-klorid-oldatot mérünk, majd Lakanen-Erviö-oldattal jelig töltjük a lombikot. Kálium-kloridos talajkivonatok vizsgálata esetén 25 cm 3 -es mérőlombikba 5 cm 3 kálium-kloridos talajkivonatot mérünk, majd a lombikot jelig töltjük kálium-klorid oldattal. Az eredményeket úgy adjuk meg, hogy a szoftver által számított koncentrációt (mg/dm 3 ) figyelembe véve az esetleges hígítást és a bemért talajminta tömegét átszámítjuk mg/kg-ra. 58 c 1 = (c x h) x V/m ahol c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, mg/kg c : a leolvasott koncentráció, mg/dm 3 V: a talajkivonat térfogata, dm 3 m: bemért talaj tömege, kg h : a hígítási arány Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, mg/kg-ban adjuk meg. II A mangán-tartalom meghatározása A mangán-tartalom meghatározása talajmintában az MSZ 20135:1999 sz. Magyar Szabványok alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), illetve programozottan felfűthető grafitcsőbe való injektálással

59 (GFAAS grafitkemencés atomabszorpciós spektrofotometria) atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. A zavaró hatások kiküszöbölésére minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. A háttérabszorpció kompenzálására deutériumlámpás háttérkorrekciót alkalmazunk. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: FAAS: A mangán standard oldat (c Mn = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mn = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható mangán-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. Talajmintákban a tápelemként oldható mangán általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a mangán standard oldat (c Mn = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mn = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 1,25; 2,5; 3,75; 5; 10 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, majd jelig töltjük a lombikokat Lakanen-Erviö-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok mangán-koncentrációi: 0; 2,5; 5; 7,5; 10; 20 mg/dm 3. GFAAS: A mangán standard oldat (c Mn = 1000 mg/dm 3 ) többlépcsős, szeres hígításával 100 µg/dm 3 koncentrációjú mangán-oldatot készítünk. Az ebből összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható mangán-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. Ajánlott koncentráció-tartomány: 0-50 µg/dm 3. Megjegyzés: az oldat (c Mn = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 1,000 g fémmangánt 50 cm 3 1:1 hígítású salétromsavban feloldunk, majd az oldat térfogatát ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. A meghatározásokat Lakanen-Erviö talajkivonatokból végezzük. A készülék égőfejének tisztításához salétromsav-oldatot használtunk: kb. 100 cm 3 ioncserélt vízhez 59

60 6,575 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk, majd az oldat térfogatát 200 cm 3 -re egészítjük ki (c HNO3 = 0,5 mol/dm 3 ). A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia mérés módszerrel, 279,5 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben, acetilénszegény lángtípusban. Háttérkorrekciót alkalmazunk. Ha szükséges, a kivonószerrel hígítjuk a mintaoldatokat. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. A grafitkemencés mérésnél az injektált mintamennyiség 20 µl, az atomizálási hőmérséklet 2500 o C, háttérkorrekciót alkalmazunk. A kiértékelés a csúcsmagasság/csúcs alatti terület alapján történik. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt. A felfűtési program beállításait csak indokolt esetben változtatjuk. A grafitcső tisztítását (injektált minta nélküli felfűtését) 5-10 mintánként végezzük el. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. Az eredményeket úgy adjuk meg, hogy a szoftver által számított koncentrációt (µg/dm 3, mg/dm 3 ) figyelembe véve az esetleges hígítást és a bemért talajminta tömegét átszámítjuk mg/kg-ra. 60 c 1 = (c x h) x V/m ahol c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, µg/kg vagy mg/kg c : a leolvasott koncentráció, µg/dm 3 vagy mg/dm 3 V: a talajkivonat térfogata, dm 3 m: bemért talaj tömege, kg h : a hígítási arány Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, µg/kg-ban vagy mg/kg-ban adjuk meg. II A cink-tartalom meghatározása A cink-tartalom meghatározása a talajmintákban az MSZ 20135:1999 számú Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós

61 spektrofotometria), atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. A zavaró hatások kiküszöbölésére érdekében minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. A háttérabszorpció kompenzálására deutériumlámpás háttérkorrekciót alkalmazunk. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: A cink standard oldat (c Zu = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Zu = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható cinkkoncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. Talajmintákban a tápelemként oldható cink általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a cink standard oldat (c Zn = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 - ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Zn = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 0,1; 0,2; 0,3; 0,4; 0,5; 1; 2,5; 3,75; 5 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, majd jelig töltjük a lombikokat Lakanen-Erviö-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok cink-koncentrációi: 0; 0,2; 0,4; 0,6; 0,8; 1; 2; 5; 7,5; 10 mg/dm 3. Megjegyzés: az oldat (c Zn = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 1,000 g cinkport 50 cm 3 1:1 hígítású salétromsavban feloldunk, majd az oldat térfogatát ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. A meghatározásokat Lakanen-Erviö talajkivonatokból végezzük. A készülék égőfejének tisztításához salétromsav-oldatot használtunk: 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk. A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia mérés módszerrel, 213,9 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben, acetilénszegény lángtípusban. Háttérkorrekciót nem alkalmazunk. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. 61

62 Az eredményeket úgy adjuk meg, hogy a szoftver által számított koncentrációt (mg/dm 3 ) figyelembe véve az esetleges hígítást és a bemért talajminta tömegét átszámítjuk mg/kg-ra. c 1 = (c x h) x V/m ahol c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, mg/kg c : a leolvasott koncentráció, mg/dm 3 V: a talajkivonat térfogata, dm 3 m: bemért talaj tömege, kg h : a hígítási arány Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, mg/kg-ban adjuk meg. II A réz-tartalom meghatározása A réz-tartalom meghatározása a talajmintákban az MSZ 20135:1999 sz Magyar Szabvány alapján mérték. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), illetve programozottan felfűthető grafitcsőbe való injektálással (GFAAS grafitkemencés atomabszorpciós spektrofotometria) atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. A zavaró hatások kiküszöbölése érdekében minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. A háttérabszorpció kompenzálására deutériumlámpás háttérkorrekciót alkalmazunk. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: FAAS: A réz standard oldat (c Cu = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Cu = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható réz-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. 62

63 Talajmintákban a tápelemként oldható réz általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a réz standard oldat (c Cu = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 - re hígítjuk mérőlombikban (c Cu = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 0,25; 0,5; 1; 2; 3; 4; 5 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, majd jelig töltjük a lombikokat Lakanen-Erviö-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok rézkoncentrációi: 0; 0,5; 1; 2; 4; 6; 8; 10 mg/dm 3. GFAAS: A réz standard oldat (c Cu = 1000 mg/dm 3 ) többlépcsős, szeres hígításával 100 µg/dm 3 koncentrációjú réz-oldatot készítünk. Az ebből összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható réz-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. Ajánlott koncentrációtartomány: µg/dm 3. Megjegyzés: az oldat (c Cu = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 3,929 g kristályos réz-szulfát-5-hidrátot 50 cm 3 1:1 hígítású salétromsavban feloldunk, majd az oldat térfogatát ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. A meghatározásokat Lakanen-Erviö talajkivonatokból végezzük. A készülék égőfejének tisztításához salétromsav-oldatot használtunk: 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk. A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia mérés módszerrel, 324,7 nm hullámhosszon, levegő-acetilén elegyben, acetilénszegény lángtípusban. Háttérkorrekciót alkalmazunk. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. A grafitkemencés mérésnél az injektált mintamennyiség 20 µl, az atomizálási hőmérséklet 2600 o C, háttérkorrekciót alkalmazunk. A kiértékelés a csúcsmagasság/csúcs alatti terület alapján történik. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt. A felfűtési program beállításait csak indokolt esetben változtatjuk. A grafitcső tisztítását (injektált minta nélküli felfűtését) 5-10 mintánként végezzük el. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. 63

64 Az eredményeket úgy adjuk meg, hogy a szoftver által számított koncentrációt (µg/dm 3 vagy mg/dm 3 ) figyelembe véve az esetleges hígítást és a bemért talajminta tömegét átszámítjuk µg/kg-ra mg/kg-ra. c 1 = (c x h) x V/m ahol c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, µg/kg vagy mg/kg c : a leolvasott koncentráció, µg/dm 3 vagy mg/dm 3 V: a talajkivonat térfogata, dm 3 m: bemért talaj tömege, kg h : a hígítási arány Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, µg/kg-ban vagy mg/kg-ban adjuk meg. II A vas-tartalom meghatározása A vas-tartalom meghatározása talajmintákban az MSZ 20135:1999 sz. magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a mintaoldatok fémtartalmát magas hőmérsékletű lángba való porlasztással (FAAS lángatomabszorpciós spektrofotometria), illetve programozottan felfűthető grafitcsőbe való injektálással (GFAAS grafitkemencés atomabszorpciós spektrofotometria) atomos állapotba juttatjuk, majd a fématomok rezonanciavonalon való fényelnyelését mérjük. A zavaró hatások kiküszöbölése érdekében minden esetben törekedni kell rá, hogy a kalibráló- és mintaoldatok mátrixa (közel) azonos legyen. Általában jól alkalmazható a standard addíciós módszer, mivel így a kémiai zavaró hatások nagy része kompenzálható. A háttérabszorpció kompenzálására deutériumlámpás háttérkorrekciót alkalmazunk. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: FAAS: A vas standard oldat (c Fe = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Fe = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható vas-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. 64

65 Talajmintákban a tápelemként oldható vas általában meghatározható a következő kalibráló oldatsorozattal: a vas standard oldat (c Fe = 1000 mg/dm 3 ), 10 cm 3 -ét 100 cm 3 - re hígítjuk mérőlombikban (c Fe = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 1,25; 2,5; 3,75; 5; 10; 20 cm 3 -es részleteket 50 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, majd jelig töltjük a lombikokat Lakanen-Erviö-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok vaskoncentrációi: 0; 0,5; 1; 2; 4; 6; 8; 10 mg/dm 3. GFAAS: A vas standard oldat (c Fe = 1000 mg/dm 3 ) többlépcsős, szeres hígításával 100 µg/dm 3 koncentrációjú vas-oldatot készítünk. Az ebből összemért előzetes kalibráló oldatsorozattal a meghatározás előtt tájékozódó vizsgálatot végzünk, majd ennek eredményét (a minta várható vas-koncentrációját) figyelembe véve készítjük el a megfelelő (adott koncentrációtartományban több tagból álló) kalibráló oldatsorozatot. Ajánlott koncentrációtartomány: µg/dm 3. Megjegyzés: az oldat (c Fe = 1000 mg/dm 3 ) elkészítése az alábbiak szerint is történhet: 1,000 g fémvasat 50 cm 3 1:1 hígítású salétromsavban feloldunk, majd az oldat térfogatát ioncserélt vízzel 1000 cm 3 -re egészítjük ki. A meghatározásokat Lakanen-Erviö talajkivonatokból végezzük. A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia mérés módszerrel, 248,3 nm hullámhosszon, dinitrogén-oxid-acetilén elegyben, sztöchiometrikus lángtípusban. Háttérkorrekciót alkalmazunk. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. A grafitkemencés mérésnél az injektált mintamennyiség 20 µl, az atomizálási hőmérséklet 2500 o C, háttérkorrekciót alkalmazunk. A kiértékelés a csúcsmagasság/csúcs alatti terület alapján történik. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt. A felfűtési program beállításait csak indokolt esetben változtatjuk. A grafitcső tisztítását (injektált minta nélküli felfűtését) 5-10 mintánként végezzük el. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. Az eredményeket úgy adjuk meg, hogy a szoftver által számított koncentrációt (µg/dm 3 vagy mg/dm 3 ) figyelembe véve az esetleges hígítást és a bemért talajminta tömegét átszámítjuk µg/kg-ra mg/kg-ra. 65

66 ahol c 1 = (c x h) x V/m c 1 : a minta adott elemre vonatkozó koncentrációja, µg/kg vagy mg/kg c : a leolvasott koncentráció, µg/dm 3 vagy mg/dm 3 V: a talajkivonat térfogata, dm 3 m: bemért talaj tömege, kg h : a hígítási arány Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, µg/kg-ban vagy mg/kg-ban adjuk meg. II A kationcsere-kapacitás meghatározása A kationcsere-kapacitás meghatározása talajmintákban az MSZ ISO 11260:2004 sz. Magyar Szabvány alapján történt. A módszer elve, hogy a talajmintát először 0,1 mol/dm 3 -es bárium-klorid oldattal kezeljük háromszor, és ez által telítjük báriummal. A kicserélhető nátrium, kálium, kalcium és magnézium meghatározásához ezt a 0,1 mol/dm 3 -es bárium-kloridos kivonatot használjuk fel. Ezután 0,01 mol/dm 3 -es bárium-klorid oldattal kiegyenlítjük a talajmintát, majd ismert mennyiségű 0,02 mol/dm 3 -es magnézium-szulfát oldatot adunk hozzá. Az összes jelen levő bárium (oldott és abszorbeált) kicsapódik igen kevéssé oldékony báriumszulfát formájában, amelynek következtében a kicserélhető ionokat kötő helyeket könnyen elfoglalja a magnézium. A magnéziumfelesleget lángatomabszorpciós spektrometriával (FAAS) határozzuk meg. Megjegyzések: Mivel a szerves anyag hozzájárul a kationcsere-kapacitás értékéhez, jelenlétekor a mért kationcsere-kapacitás kisebb a valós CEC értéknél. A talajban jelen levő sók oldódása miatt előfordulhat, hogy a kicserélhető kationok összege nagyobb, mint a mért kationcsere-kapacitás értéke. A talaj vízzel való előzetes mosása a sók eltávolítása érdekében azonban nincs megengedve, mivel ez megváltoztatja a kationcsere-kapacitáson belül az egyes kationok hozzávetőleges arányát. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. Bárium-klorid-oldat, 24,43 g bárium-klorid-dihidrátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki (c BaCl2 = 0,1 mol/dm 3 ). Bárium-klorid-oldat, a 0,1 mol/dm 3 -es bárium-klorid-oldat 25 cm 3 -ét 1000 cm 3 -re hígítjuk (c BaCl2 = 0,0025 mol/dm 3 ). 66

67 Magnézium-szulfát-oldat, 4,93 g magnézium-szulfát-heptahidrátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 1000 cm 3 -re egészítjük ki (c MgSO4 = 0,02 mol/dm 3 ). Megjegyzés: A MgSO 4 7H 2 O állás közben kristályvizet veszíthet. A vegyszert faktorozni kell EDTA-val való titrálással ph = 10-nél eriokrómfekete-t-indikátor jelenlétében, vagy hűtőszekrényben kell tárolni lezárt, polietilénzacskóba helyezett üvegben. A mintaelőkészítés végrehajtása a következőképpen történik: 2,50 g légszáraz, MSZ :1978 szerint előkészített talajt helyezzünk 50 cm 3 -es centrifugacsőbe és analitikai mérlegen mérjük le a cső és a talaj együttes tömegét (m 1 ). Adjunk a talajhoz 30 ml 0,1 mol/dm 3 -es bárium-klorid-oldatot és körforgó rázógépben rázassuk 1 órán keresztül, majd centrifugáljuk kb rpm fordulatszámon 10 percen át. A felülúszó folyadékot töltsük át 100 cm 3 -es mérőlombikba. Ismételjük meg a 30 cm 3 bárium-klorid hozzáadását, a rázatást és a centrifugálást még kétszer, miközben a felülúszó folyadékot mindig a 100 cm 3 -es mérőlombikba töltjük. Ezután töltsük jelig a mérőlombikot 0,1 mol/dm 3 -es bárium-klorid-oldattal, és a kivonatot tegyük félre a nátrium, kálium, kalcium és magnézium koncentrációjának meghatározására (ha szükséges, szűrjük le az oldatot). A talajmaradékhoz adjunk 30 cm 3 0,0025 mol/dm 3 -es bárium-klorid-oldatot és rázassuk kb. 8 órán keresztül, majd centrifugáljuk kb rpm fordulatszámon 10 percen át. A bárium-klorid koncentrációja az egyensúlyi oldatban körülbelül 0,01 mol/dm 3 lesz, ha 2,5 cm 3 0,1 mol/dm 3 -es oldatot hagyunk a talajmaradékban. Dekantáljuk a felülúszó oldatot, majd mérjük le a csövet a benne levő anyaggal és a kupakkal együtt (m 2 ). Adjunk a talajmaradékhoz 30 cm 3 magnézium-szulfát-oldatot és rázassuk kb. 8 órán keresztül, majd centrifugáljuk kb rpm fordulatszámon 10 percen át. A kivonatot a kationcsere-kapacitás meghatározásához használjuk fel (ha szükséges, szűrjük le az oldatot). Készítsünk vakmintát úgy, hogy a talaj hozzáadásának kivételével mindenben a fent leírtak szerint járjunk el. A továbbiakban elemenként tüntetjük fel a mérési metódust. A magnézium, nátrium és kálium esetében a mérési beállítások megegyeznek a fentebb fejezetekben vázolt mérési paraméterekkel. A kalcium esetében ezeket ebben a pont tüntetjük fel. Az alábbiakban a kationcsere-kapacitásra vonatkozó előkészítési és mérési specifikumokat írjuk le. A magnézium esetében a zavaró hatást az okozza, hogy a lángban nehezen bomló vegyületeket képezhet, például foszfáttal, alumíniummal stb.; ennek elkerülésére 67

68 mentesítő reagensként savas lantánoldatot adunk a minta- és a kalibráló oldatokhoz. A háttérabszorpció kompenzálására deutériumlámpás háttérkorrekciót alkalmazunk. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. Savas lantán-oldat, 0,0156 g lantán-nitrát-hexahidrátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldathoz 42 cm 3 cc. sósavat adunk, és térfogatát 500 cm 3 -re egészítjük ki ioncserélt vízzel (c La = 10 mg/dm 3 ). A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: A magnézium-szulfát-oldat (c MgSO4 = 0,02 mol/dm 3 ) 5 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Mg = 0,001 mol/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 2,5; 5; 10; 12,5 cm 3 -es részleteket 25 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 2,5 cm 3 savas lantán-oldatot, majd jelig töltjük a lombikokat ioncserélt vízzel. Az így elkészített kalibráló oldatok magnézium-koncentrációi: 0; 0,1; 0,2; 0,3; 0,4; 0,5 mmol/dm 3. A készülék égőfejének tisztításához salétromsav-oldatot használtunk: 75 cm 3 ioncserélt vízhez 25 cm 3 tömény salétromsavat adagolunk. A mintaoldatok elkészítése a következőképpen történik: a kationcsere-kapacitáshoz félretett talajkivonatok és a vakminta 1 cm 3 -ét és 5 cm 3 savas lantán-oldatot 50 cm 3 -es mérőlombikokba pipettázunk, majd a lombikokat ioncserélt vízzel jelre töltjük. Az eredmények kiszámításához az alábbi képlettel korrigáljuk a vakoldat és a mintaoldatok magnéziumkoncentrációját a centrifugált talajban a 0,0025 mol/dm 3 -es bárium-klorid-oldatos kezelés után visszatartott folyadék térfogatával: 68 c 2 = (c 1 x (V + m 2 -m 1 )) /V ahol c 2 : korrigált magnéziumkoncentráció a mintában, mmol/dm 3 c 1 : a leolvasott magnéziumkoncentráció, mmol/dm 3 V: a mintához adott 0,02 mol/dm 3 magnézium-szulfát-oldat térfogata, cm 3 m 2 : a centrifugacső tömege a nedves talajjal, g m 1 : a centrifugacső tömege a légszáraz talajjal, g A talaj kationcsere-kapacitását a következő képlettel számítjuk ki: ahol CEC = (((c v c 2 ) x h 1 x 2 x (V/1000)) / (10 x m/1000)) x h 2

69 CEC: a minta kationcsere-kapacitása, cmol+/kg c v : korrigált magnéziumkoncentráció a vakmintában, mmol/dm 3 c 2 : korrigált magnéziumkoncentráció a mintában, mmol/dm 3 h 1 : a talajkivonat hígítása, amely a mintaoldatok összeméréséből adódik V: a mintához adott 0,02 mol/dm 3 magnézium-szulfát-oldat térfogata, cm 3 m: bemért légszáraz talajminta tömege, g h 2 : mintaoldat hígítása Az eredményt légszáraz mintára vonatkoztatva, cmol+/kg-ban adjuk meg. Ha a kationcere-kapacitás értéke nagyobb, mint 40 cmol+/kg, a meghatározást kevesebb mintamennyiséggel megismételjük. A kicserélhető nátrium meghatározásánál az ionizációs zavaró hatások általában a könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: cézium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. Levegő-acetilén lángos meghatározás esetében a magas bárium koncentráció zavarja a mérést. Ennek kiküszöbölésére a kalibráló- és mintaoldatokhoz magnézium-szulfátoldatot adunk, és a kicsapódó bárium-szulfát csapadék leülepedése után a felülúszó folyadékokból végezzük el a meghatározást. A nátriummal való elszennyeződés elkerülése érdekében érdemes az üvegeszközöket a meghatározás előtt 8 órán át 4 mol/dm 3 -es salétromsavba áztatni. Az oldatok elkészítéséhez analitikai reagens (ar.) minőségű vegyszereket használunk. Savas cézium-klorid-oldat, 1,0 g cézium-kloridot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldathoz 8,3 cm 3 cc. sósavat adunk, és térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki ioncserélt vízzel. Magnézium-szulfát-oldat, 24,65 g magnézium-szulfát-heptahidrátot ioncserélt vízben feloldunk, majd az oldat térfogatát 100 cm 3 -re egészítjük ki (c MgSO4 = 1,0 mol/dm 3 ). A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: A nátrium standard oldat (c Na = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Na = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 1; 2; 3; 4; 5 cm 3 -es részleteket 25 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, majd jelig töltjük a lombikokat 0,1 mol/dm 3 -es bárium-klorid-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok magnéziumkoncentrációi: 0; 4; 8; 12; 16; 20 mg/dm 3. A kalibráló oldatok 8 cm 3 -es részleteihez 2 cm 3 1 mol/dm 3 -es magnézium-szulfát-oldatot adunk, majd 15 perc várakozás után a 69

70 felülúszóból 5 cm 3 -t üvegedénybe pipettázunk, és 4 cm 3 ioncserélt vizet és 1 cm 3 savas cézium-klorid-oldatot mérünk hozzá. A mintaoldatok a következőképpen készülnek: A kicserélhető kationok meghatározására félretett talajkivonatok és a vakminta 8 cm 3 -es részleteihez 2 cm 3 1 mol/dm 3 -es magnézium-szulfát-oldatot adunk, majd 15 perc várakozás után a felülúszóból 5 cm 3 -t üvegedénybe pipettázunk, és 4 cm 3 ioncserélt vizet és 1 cm 3 savas cézium-klorid-oldatot mérünk hozzá. A kicserélhető nátriumtartalmat az alábbi képlettel számítjuk: b (Na, exch.) = (((c c v ) / 22,99) x h x (V / 1000) x (1000 / m)) / 10 ahol b (Na, exch.) : kicserélhető nátriumtartalom a mintában, cmol+/kg c: a leolvasott nátriumkoncentráció a mintában, mg/dm 3 c v : a leolvasott nátriumkoncentráció a vakmintában, mg/dm 3 h: a mintaoldat hígítása V: a talajkivonat térfogata, cm 3 m: bemért légszáraz talajminta tömege, g 70 A kicserélhető kálium meghatározásánál az ionizációs zavaró hatást az általában könnyen ionizálódó komponensek (pl.: alkáli fémek, alkáli földfémek) meghatározásakor lépnek fel. Egy másik, könnyen ionizálódó elem (pl.: cézium) nagy feleslegének a minta- és a kalibráló oldatokhoz való hozzáadásával küszöbölhetjük ki. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: A kálium standard oldat (c K = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c K = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatból 0; 0,25; 0,625; 1,25; 1,875; 2,5 cm 3 -es részleteket 25 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk, hozzáadunk 2,5 cm 3 savas cézium-klorid-oldatot majd jelig töltjük a lombikokat 0,1 mol/dm 3 -es báriumklorid-oldattal. Az így elkészített kalibráló oldatok kálium-koncentrációi: 0; 1; 2,5; 5; 7,5; 10 mg/dm 3. A mintaoldat elkészítéséhez a kicserélhető kationok meghatározására félretett talajkivonatok és a vakminta 9 cm 3 -es részleteihez 1 cm 3 savas cézium-klorid-oldatot adunk. A kicserélhető káliumtartalmat az alábbi képlettel számítjuk:

71 ahol b (K, exch.) = (((c c v ) / 39,098) x h x (V / 1000) x (1000 / m)) / 10 b (K, exch.) : kicserélhető káliumtartalom a mintában, cmol+/kg c: a leolvasott káliumkoncentráció a mintában, mg/dm 3 c v : a leolvasott káliumkoncentráció a vakmintában, mg/dm 3 h: a mintaoldat hígítása V: a talajkivonat térfogata, cm 3 m: bemért légszáraz talajminta tömege, g A kicserélhető kalcium meghatározását zavarja, hogy a kalcium lángban nehezen bomló vegyületeket képezhet, például foszfáttal, alumíniummal stb.; ennek elkerülésére mentesítő reagensként savas lantánoldatot adunk a minta- és a kalibráló oldatokhoz. A kalibráló oldatokat a következő módon készítjük: A kalcium standard oldat (c Ca = 1000 mg/dm 3 ; c Mg = 1000 mg/dm 3 ) 10 cm 3 -ét 100 cm 3 -re hígítjuk mérőlombikban (c Ca = 100 mg/dm 3 ; c Mg = 100 mg/dm 3 ). Az így elkészített oldatokból 0; 1,25; 2,5; 3,75; 5; 6,25; 7,5; 12,5 cm 3 -es részleteket 25 cm 3 -es mérőlombikokba mérünk. Az oldatokhoz 2,5 cm 3 savas lantán-oldatot adunk, majd a lombikokat ioncserélt vízzel jelre töltjük. Az így elkészített kalibráló oldatok kalciumkoncentrációi: 0; 5; 10; 15; 20; 25; 30; 50 mg/dm 3. A méréseket a laboratórium Analitikai előírat -ában meghatározott mérési paraméterekkel végezzük abszorbancia mérés módszerrel, 422,7 nm hullámhosszon, dinitrogén-oxid-acetilén elegyben, sztöchiometrikus lángtípusban. Háttérkorrekciót nem alkalmazunk. A mérés során mintánként ellenőrizzük a kalibrációt, illetve salétromsav-oldattal tisztítjuk az égőfejet. Minden esetben mérjük az ioncserélt víz, az ionizációs puffer, valamint az égőfej tisztításhoz használt salétromsav: ioncserélt víz elegy abszorbanciáját. Amennyiben az adott meghatározás ezt indokolttá teszi a beállítási paraméterek a műszerkönyv szerint módosíthatóak. A mintaoldat elkészítéséhez a kicserélhető kationok meghatározására félretett talajkivonatok és a vakminta 5 cm 3 -es részleteihez 1 cm 3 savas lantán-oldatot és 4 cm 3 ioncserélt vizet adunk. A kicserélhető kalciumtartalmat az alábbi képlettel számítjuk: 71 b (Ca, exch.) = (((c c v ) / 40,078) x h x (V / 1000) x (1000 / m)) / 10

72 ahol b (Ca, exch.) : kicserélhető kalciumtartalom a mintában, cmol+/kg c: a leolvasott kalciumkoncentráció a mintában, mg/dm 3 c v : a leolvasott kalciumkoncentráció a vakmintában, mg/dm 3 h: a mintaoldat hígítása V: a talajkivonat térfogata, cm 3 m: bemért légszáraz talajminta tömege, g II Az üledékminták vizsgálatának módszerei II A mechanikai összetétel Az üledékek mechanikai összetételét a nagyváradi Prospect Geo 2000 S.R.L. cég laboratóriumában a talajok és kőzetek osztályozására kötelezően alkalmazandó szabványok közül az EN ISO :2005, Geotechnikai vizsgálatok. Talajok azonosítása és osztályozása 2. rész: Osztályozási alapelvek. című szabvány alapján mérték. II Malakológiai vizsgálatok II Iszapolás és válogatás Az üledékminták kiemelését követően a mintákat a kettős szitamérettel, 5,0 és 0,5 mm-es szitákkal átiszapolták, majd a szárítást követően mikroszkóp alatt az átiszapolt anyagot válogatták. A malakológiai meghatározások csigaanyagát és a taxonómiai vizsgálatra elkülönített gerinces anyagot meghatározásig bezacskózták. 72 II Határozás és diverzitás A malakológiai határozáshoz az Európában, illetve Magyarországon és Romániában elfogadott határozókat használták fel: Grossu, ; Glöer-Sirbu, 2005; Kerney et al. 1983; Sirbu, 2006; Soós, Ezekben a határozókban elfogadott malakológiai elnevezéseket használták fel a munkájukban. A határozás közben megfigyelték a héjakon megfigyelhető áthalmozódási jegyeket, a juvenilis/adult arányt, predátor nyomokat és rögzítették a mintánkénti egyedszámot (abundanciát), majd az egyedszám felhasználásával kiszámították a relatív gyakoriságot (dominanciát). Shannon diverzitás index kiszámítási módja

73 ahol (pi =i -dik faj relatív gyakorisága) A diverzitási értéket a Shannon divezitás nyomán (Tóthmérész, 1997) számolták ki és táblázatos formában mintánként rögzítették. II Taxonómiai vizsgálatok II Iszapolás és válogatás Az üledékminták kiemelését követően a mintákat a kettős szitamérettel, 5,0 és 0,5 mm-es szitákkal átiszapolták, majd a szárítást követően mikroszkóp alatt az átiszapolt anyagot válogatták. A malakológiai meghatározások csigaanyagát és a taxonómiai vizsgálatra elkülönített gerinces anyagot meghatározásig bezacskózták. II Határozás A taxonómiai határozáshoz az előkészítés során az egyedi leleteket fiolákba helyezték és munkaszámmal látták el. A vizsgálatokat MBS 9 típusú sztereomikroszkóppal, a méréseket pedig a készülékbe épített okulár mikrométerrel végezték. Az eredményeket milliméter egységben adták meg. A fotókat Canon EOS 400 típusú digitális kamerával és Canon MP-E makro objektívvel készítették. A halmaradványokat a Magyar Természettörténeti Múzeum Ichtiológiai gyűjteményének összehasonlító anyaga alapján határozták meg. Ezen kívül az osztályozás szakirodalmi adatok alapján történt (Vásárhelyi, 1956; Vasiliu, 1959; Marz,1987; Rückert-Ülkümen & Yigitbas, 2007; Pasco-Viel et al., 2009). A rágcsáló leleteket Hír János munkái alapján osztályozták (Hír, 1997). A hörcsög zápfog felület terminológiáját Mein & Freudenthal (1971), a Microtus zápfog terminológiáját pedig van der Meulen (1973) nyomán alkalmazták. A Bos lelet osztályozása a Magyar Természettörténeti Múzeum Paleontológiai Osztályának recens oszteológiai (csonttani) anyagával való közvetlen összehasonlítással történt. A terminológia használata Kovács (1965) nyomán. 73

74 II Geostatisztikai módszerek II Térképi ábrázolás A területi elemzés állandó módszerei közé tartoznak a térképek mint az elemzés hagyományos eszközei. A térkép főként illusztratív eszköz, de elemzési módszerként is hasznosítható. Természetesen mindkét alkalmazási módnak megvan a létjogosultsága, és lényegében különböző igények kielégítésére alkalmasak. A térkép fontos szerepet tölt be a jelenségek, folyamatok, egyes objektumok területi sajátosságainak, törvényszerűségeinek és kölcsönös összefüggéseinek a feltárásában. A különböző tényezőket ábrázoló térképek összevetése vagy több tényező egy térképen való ábrázolása útján hatékony módon tanulmányozhatók a jelenségek területi vonatkozásai. Ahhoz azonban, hogy a térképi kifejezésforma elérje célját, hogy a valóság feltárásának valóban hatékony eszköze legyen, feltétel az, hogy szerepeljenek rajta a legfontosabb vonások. Manapság a térképi ábrázolásnál egyre inkább előtérbe kerül a térinformatika megvalósítása a statisztikában, így a regionális elemzéseknél is. A térinformatikai kutatás céljai között szerepel a térbeli adatok felvétele és integrációja, osztott számítógépes felhasználás, a földrajzi megjelenítés és elemzés kiterjesztése háromdimenziós és dinamikus információvá, háromdimenziós elemzés GIS-környezetben a problémák okának és megoldásának feltárására (Using ArcView GIS, 1996). Hasznossága abban rejlik, hogy általa egységes helymeghatározás alapján kapcsolhatunk össze különböző adatállományokat, hangsúlyozhatjuk a statisztikai adatok térbeli perspektíváját, szemléltethetjük és elemezhetjük a témák közötti összefüggéseket. Külön értéke, hogy rugalmasabb az eredmények előállítása és a változásokra történő reagálás. Lehetővé válik a nem szabványos produktum és az ad hoc lekérdezés, háromdimenziós statisztikai modellek jönnek létre az adatok megjelenítésére, elemzésére és interpolálására. A digitális térképek alkalmazási területe növekszik. A térinformatikai elemzésekben használható adatok növekvő mennyisége nagyobb érdeklődést támaszt a földrajzi hely szerint meghatározott adatok iránt, így pl. növekszik az igény a kistérségi adatokra és azok elemzésére mivel egyre több adat áll rendelkezésre. A területi elemzésben tehát érdemes és egyre fontosabb dolgozni velük. A térinformatika a regionális elemzések számára minőségileg új eszköztárat kínál. A módszertár bővülésén túlmenően alapjaiban új szemlélet, gondolkodásmód formálódik, új probléma-megoldási utak nyíltak az utóbbi időkben. A 74

75 térinformatikai bázisú területi kutatás sem nélkülözheti azonban a legalapvetőbb térkategóriák világos fogalmait, tartalmuk elméleti tisztázásait (Dobos, 2001). II A paraméterek térbeli eloszlásának számítása A paraméter-térképek elkészítése során a paraméterek térbeli eloszlásának számítására geostatisztikai módszereket alkalmaztunk. A modellezés során a fúrási pontokhoz vagy mintavételi pontokhoz rendelt információk álltak rendelkezésre, a modellező programok azonban megkövetelik, hogy valamennyi elemhez egy-egy értéket hozzárendeljünk (diszkretizáció). Ezt a hozzárendelést geostatisztikai eljárásokkal végeztük el, melyeket a következőkben egyszerűsítve interpolációnak hívunk. Az interpoláció lényege, hogy ha ismert a vizsgált terület több pontján egy adott paraméter értéke, akkor ezekre a pontokra geomatematikai eljárások felhasználásával folytonos térfüggvényeket lehet fektetni, amelyek a módszertől és az adatok térbeli eloszlásától függő mértékben közelítik a keresett paraméter térbeli eloszlását. Ugyancsak lehetséges a meglévő pontokból interpoláció segítségével közelítő érték meghatározása az adott elemre vagy csomópontra. Az eljárás alkalmazása során feltételezzük, hogy bármely kiválasztott pontban a keresett paraméter értéke a legközelebb eső adatokból származtatható, azaz nem véletlen jellegű. A számításhoz szükséges n darab pontban, melynek koordinátái (x 1,y 1 ), (x 2,y 2 ), (x n,y n ), az interpolálandó mennyiség értékeit (z 1, z 2,, z n ) ismerni. Egy kiválasztott pontban a legvalószínűbb érték meghatározásához általában a legközelebbi adatpontokat veszik figyelembe. Már az interpoláció kezdetén meghatározzuk az interpoláció során felhasználandó adatok minimális számát, valamint azt a távolságot, melyen belül a paraméterek nagysága közötti kapcsolat feltételezhető (hatástávolság). Kiindulva abból a feltételezésből, hogy az egymáshoz közeli helyeken a vizsgált paraméterek hasonlítanak egymáshoz, a két pont közötti távolság növekedésével kell lennie egy olyan távolságnak, amikortól kezdve a két érték függetlenné válik, amit hatástávolságnak neveznek. A hatástávolságon belüli adatpontokból bizonyos keresési szabályoknak megfelelően választjuk ki a számításokhoz ténylegesen használandó adatpontokat. Amennyiben a kiválasztott helyhez bármilyen irányból legközelebb eső pontok alapján számolunk, azt egyszerű keresésnek (Simple search) hívjuk. Van azonban arra is lehetőség, hogy általunk megadott számú térrészenként (Sectors) a legközelebbi n pont adatát (Data per 75

76 Sector) használjuk fel. Amennyiben a vizsgált területet térnegyedekre osztjuk akkor kvadráns (Search method: Quadrant), ha térnyolcadokra osztjuk, akkor oktáns (Search method: Octant) keresésről beszélünk (8. ábra). kvadráns kereesés oktáns keresés 8. ábra A kvadráns és az oktáns keresés elve (in ed: Clauster, 2003) A modellezés során használt interpolációs eljárásokra jellemző, hogy alkalmasak mind inter-, mind extrapolációra, mivel valamennyi modellelemre szükséges az ismert értékeken alapuló értékbecslés elvégzése akkor is, ha az összes kiindulási adat a modellezendő területen belül helyezkedik el. Nem engedhető meg, hogy a módszer ne számítson értékeket bármely pontra, még akkor sem, ha az extrapolációval kapott értékek megbízhatósága erősen megkérdőjelezhető. Az interpolációs algoritmusoknak két alapvető típusuk van. A torzításmentes interpolációk egy-egy ismert ponthoz közeledve egyre jobban közelítik annak értékét és az ismert pontban az interpolációval képzett felület értéke pontosan visszaadja az ismert értéket. Az ilyen módszereket torzításmentes közelítésnek nevezzük. A torzításmentes közelítés legismertebb típusai a lineáris interpoláció vagy a legkisebb görbület módszere (9. ábra). A másik csoport az úgy nevezett torzításos interpolációk csoportja, ebben az esetben a számított térfelület egy ismert pontban kisebb-nagyobb mértékben eltér az ismert értéktől. Torzításos közelítést alkalmaz minden súlyozott átlagszámításon alapuló megoldás, amit könnyen beláthatunk. Amennyiben egy pont kiugróan magas értékű a környezetében, akkor a súlyozott átlagszámítás során a körülötte található alacsonyabb értékű pontokat is felhasználva a magas és az alacsony értékű pontok közötti eredményeket kapunk és az átlaggal számított érték sosem érheti el a maximumot, azaz a térfelület a kiugró ponton nem haladhat át. A minimumhelyek 76

77 környezetében éppen ezért a számított, interpolált érték mindig a minimumnál nagyobb lesz. Mivel az átlagszámítás a maximumhelyeket levágja, a minimumhelyeket pedig feltölti, ezért a torzításos interpolációval kapott interpolált térfelület simább lesz, mint a torzításmentes interpolációkkal kapott felület. z interpolált görbe valós görbe ismert értékek 9. ábra A súlyozott átlagszámítás felület-kiegyenlítő hatása x Az általunk a feladat megoldása során alkalmazott interpolációs eljárást a következőkben mutatjuk be. Valamennyi esetben induljunk ki abból, hogy rendelkezésünkre áll a vizsgált térfelületet kellően jellemző n db mért érték a mérési pont koordinátáival. A pontok esetében törekedni kell arra, hogy a vizsgált (gyakorlatban a modellezett) térrész területén kívülre is essenek ismert pontok annak érdekében, hogy a folyamat során minden elemre interpolált és ne extrapolált értékeket számítsunk. Valamennyi módszernél felhívjuk a figyelmet a módszer hibáira is. 77 II A háromszögelésen alapuló módszerek A megoldás torzításmentes interpolációt jelent, mert az adatpontokban a módszerrel visszakapjuk az eredeti értékeket. A háromszögelésen alapuló interpolációs eljárást mind a Surfer (Linear Interpolation with Triangulation), mind a Processing MODFLOW Field Interpolatora (Renka Triangulation) alkalmaz. Mindkét megoldás során az adatpontokra a rendszer háromszöghálót illeszt úgy, hogy a lehető legizometrikusabb háromszögekkel fedje le a területet (háromszögelés), a megoldás ezután tér el egymástól.

78 II A lineáris interpoláció A lineáris interpoláció során feltételezzük, hogy két ismert pont között a változás egyenletes, azaz, ha pl. A pontban 100 mbf., B pontban 90 mbf. a terepszint, akkor a kettő között félúton 95 mbf., az A ponthoz közelebb eső negyedtávon 97.5 mbf. a terepszint várható értéke. Ezután a háromszögek sarokpontban mért értékeire a rendszer síkokat illeszt, és a kapott síkok aktuális magassága megadja minden a háromszög területén belüli pontban az interpolált közelítő értéket (10. ábra). A módszer legnagyobb előnye az egyszerűség, hátrányai a következők. Extrapoláció esetén a számítás során feltételezzük, hogy az adathiányos külső területrészen a változás tendenciája megegyezik a pontokkal leírt térrész szélén tapasztalt változásokkal, azaz a szélső háromszögekre fektetett síkokat tetszőleges mértékben meghosszabbítjuk oldalirányban. Ennek következménye az, hogy jelentős extrapolációs hibák fordulnak elő. További hiba, hogy az izovonalak a háromszögek határain törnek, ami nem realisztikus közelítés ábra A lineáris interpoláció II A Renka-féle interpoláció A Renka-módszer (Renka Triangulation, Renka, 1984a, 1984b) esetén is egy, az ismert pontokra illesztett háromszögrendszer segítségével történik az interpoláció, azonban ebben az esetben egy olyan harmadrendű interpolációs-függvényt használunk fel, amelyiknek az első deriváltja folytonos térfüggvény. Ez a folytonos térfüggvény túlhalad a szélső háromszögeken és ez teszi lehetővé, hogy a módszerrel extrapolációt is végezzünk. Mint minden extrapoláció esetén, ebben az esetben is távolodva a mérési

79 pontoktól egyre kevésbé reprezentatív értékeket kapunk. Mivel a függvény első deriváltja is folytonos, ezért a háromszög élei mentén nincsenek törések, azaz a függvénnyel származtatott paraméter-eloszlással végzett numerikus számítás a lineáris interpolációhoz képest stabilabb. A Field Interpolator a Renka-módszert használja. II A kétváltozós Akima-féle interpoláció A kétváltozós Akima-féle interpoláció (Akima Bivariate Method, Akima, 1978a, 1978b) is az ismert pontokra illesztett háromszögrendszert használja fel, azonban az ismert z értékekre az interpolációt a kétváltozós ötödik Hermite-polinom felhasználásával végzi el a háromszögön belül. Az Akima-féle interpolációt a Field Interpolator alkalmazza. II Súlyozott átlagszámításon alapuló interpolációk A súlyozott átlagszámításon alapuló interpolációk során a vizsgált pont környezetében található n db legközelebbi pontban észlelt z értékek súlyozott átlaga alapján számítjuk az interpolált értéket. Súlyozott átlagszámítás esetén az átlagot az alábbi függvénnyel számítjuk: p = n p i i i= 1, n p i= 1 ahol w i az adott értékre vonatkozó súly-érték. A módszerek a súly meghatározási módjában térnek el egymástól. A súlyozott átlagszámításon alapuló interpolációs módszerek közül a legismertebbek a Shepardmódszer, a távolsággal fordítottan arányos súlyozás módszere, a radiális bázisfüggvénymódszer, a természetes szomszéd módszer és a krigelés. w p w i 79 II A távolság hatványával fordítottan arányos interpoláció, a Shepard módszer A távolság hatványával fordítottan arányos interpoláció (Inverse distance to a power, Shepard-method) alapelve az a felismerés, hogy minél közelebb van egy hely egy ismert ponthoz, annál inkább hasonlít tulajdonságaiban hozzá, azaz a hasonlóság mértéke fordítottan arányos az ismert, környező adatpontok távolságával. Az érték számítása a környező pontokból súlyozott átlagszámítással történik, ahol az egyes w i

80 súlyok a távolság reciprokától, illetve a távolság valamelyik, a felhasználó által megadott hatványának reciprokától függő érték. w i = n p i= 1 n p i= 1 zi N si 1, s ahol N a hatványkitevő, s i a vizsgált pont távolsága az i-edik z i értékkel jellemezhető ponttól (Shepard, 1968). Mettől nagyobb az N hatványkitevő, annál kevésbé veszi a módszer a távolabbi pontokat figyelembe (11. ábra). Az N hatványkitevőtől függően az interpolációval kapott térfüggvény csúcsosabb vagy simább lesz, Shepard az N=2 értéket találta a legáltalánosabban alkalmazhatónak. N i érték 80 N=4 N=2 N=1 11. ábra A különböző hatványkitevők hatása az interpolált értékekre (Shepard-módszer) (Chiang, Knizelbach, 1993) A Shepard-módszer hátránya, hogy az ismert értékek közelében koncentrikus izovonalakkal jellemezhető térrész alakul ki, amit bikaszem-effektusnak is neveznek. Annak érdekében, hogy ez elkerülhető legyen a kapott térfüggvényt simítani szokták: ezt hívják a simított, távolsággal fordítottan arányos súlyozás módszerének. Ekkor a súlyokat az alábbi módon számítjuk: hely ahol δ a simító-tényező. w i = n p i= 1 n p i= 1 z β i N i 1 β N i = n p n p z i 2 ( si + δ ) N i= ( si + δ ) N i= 1 2,

81 A Shepard-módszer hibamentes közelítést ad, mert ahogy közelítünk az ismert ponthoz, úgy közeledik a súly 1-hez. Amennyiben azonban a δ a simító-tényezőt is figyelembe vesszük (simított, távolsággal fordítottan arányos súlyozás módszer), akkor már egyetlen pontban sem válthat a w i súly egységnyivé, azaz az ismert értékkel rendelkező pontban az észlelt értéket nem kapjuk vissza az interpoláció során. A simitó-tényező növelésével egyre jelentősebbé válik a hiba. A módszer előnye a gyorsaság. A Shepard módszert a Field Interpolator és a Surfer is alkalmazza. II A módosított Shepard-módszer A módosított Shepard-módszer (Modified Shepard Method) egy speciális, a távolság hatványának reciprokával történő súlyozott átlagszámítási algoritmust használ az interpolációhoz. A módszer használatának előnye, hogy a korábban említett bikaszem effektust a lehető legjobban kiküszöböli. A hibát úgy küszöböli ki, hogy a számítások elején az ismert adatpontok környezetében egy másodrendű felületet illeszt a pontra, majd ezt követően történik meg a hagyományos súlyozott átlagszámítás. A módosított Shepard-módszert a Surfer alkalmazza. II A természetes szomszéd módszer A természetes szomszéd módszer (Natural Neighbour Method) is a súlyozott átlagszámítás elvén alapul. A súlyokat ebben az esetben az egyes pontok köré rajzolható ún. hatóterület alapján veszik fel. A hatóterületeket úgy határozzák meg, hogy az adatpontokra a háromszögelésnél ismertetettekhez hasonlóan egy háromszöghálót illesztenek, mely háromszögek oldalfelező pontjait összekötő egyenesek által kijelölt idomok jelentik az egyes adatpontok hatóterületét (12. ábra). A természetes szomszédok módszerénél a súlyozott átlagszámítás w i súlyait a számítás során a poligonok területével arányosan veszik fel ábra Az adatpontok hatóterületei a természetes szomszéd módszer alkalmazásánál (Keckler, 1999)

82 A megoldás mögött az a gondolat húzódik, hogy minden adatpont hatása addig érvényesül, amíg az van a legközelebb. A megoldással szép, sima és reális érzetet keltő izovonalak rajzolhatók, miközben hátrány, hogy a módszer az elvéből fakadóan extrapolációra alkalmatlan, azaz az adatpontokkal határolt térrészen belül kell lenniük a modell határainak. II A variogramok és a krigelés A krigelés a paramétereknek ismeretlen pontban, geostatisztikai alapokon nyugvó meghatározására alkalmas környező mérési értékek alapján. A módszer alapvetően egy súlyozott átlagszámítás, ahol az alkalmazott átlagszámítási súlyokat geostatisztikai alapokon, variogram-függvények segítségével határozhatjuk meg. A krigelés nevét kidolgozója, a dél-afrikai Krige után kapta. A krigelésnek több fajtája van: a pont-krigelés és a blokk-krigelés. A blokk-krigelés a gridháló elemi celláinak átlagértékét határozza meg, ezért kiugró értékek szűrőjeként is szolgál. E miatt azonban a pontonként megfigyelt értéket nem adja vissza. E fejezetben a továbbiakban a krigelés alatt a pont-krigelést értjük. Tapasztalati tény, hogy a nem véletlenszerű mérési értékek egy bizonyos távolságon, az úgynevezett H hatástávolságon belül egymással korrelálnak. Ennek vizsgálatára határozzuk meg a teljes adathalmazból kiválasztott 2-2 pontpár hasonlóságának mértékét, a varianciát: 82 ( s ) [ ] 2 V i = z 1 z 2, ahol s i = ( x y x2) + ( y1 2) a két pont távolsága, valamint z 1, z 2 az ismert érték az (x 1,y 1 ) és (x 2, y 2 ) pontokban. Majd hasonlóképpen meghatározzuk a rendelkezésre álló adathalmazból a létrehozható összes pontpár esetére a hasonlóság mértékét leíró varianciát, ami a mért értékek különbségének négyzete. A kapott varianciákat rendeljük hozzá a kiszemelt két pont távolságához. Így összesen n V =n p (n p +1)/2 db távolsághoz rendelt variancia-értéket kapunk, ahol n p az adatok száma. Amennyiben a pontpárokat a köztes távolság szerint csoportokba soroljuk, és a csoportokhoz hozzárendeljük a megfelelő variancia-értékek átlagát egy tapasztalati variogramot kapunk. A modellezett tér leírására szolgáló tulajdonságok (attributumok) a tér különböző irányaiban gyakran nagyon eltérő változékonysággal bírnak. Gondoljunk például egy folyóvölgy mederüledékeire, ahol a völgy irányában és arra merőlegesen jelentősen eltér a tulajdonságok változékonysága, azaz az adott attributum tér varianciája

83 irányonként változhat. Ezt az interpoláció során az adott irányok mentén történő variogramok meghatározásával vehetjük figyelembe. (Itt jegyezzük meg, amennyiben mintapontjaink eloszlása nagyon egyenlőtlen, akkor a sűrűn mintázott helyeken csoportbontó algoritmusok segítségével csökkenteni kell a mintaszámot, különben a túlreprezentált mintaterület torzíthatja becslésünket.) Definíciószerűen variogramnak, esetlegesen a nevezőben szereplő kettes osztó miatt szemi-variogramnak vagy elméleti variogramnak nevezzük és γ(h)-val jelöljük azt a függvényt, amely a h távolság függvényében megadja az értékkülönbségek négyzetösszegének felét (Steiner, 1990), azaz n ( h) 1 2 γ ( h) =, 2n V p ( ) [ zpi zpi+ h] h i= 1 ahol P i az összes olyan mérési pont, amelytől h távolságban még található mért érték, amit z Pi+h jelöl, míg z Pi a jele a mért értéknek P i helyen, végül n V (h) jelöli az összes egymástól h távolságban lévő pontpár száma (13. ábra). A súlyozott átlagszámítás súlyait pedig az elméleti variogramokból leolvasható, illetve számítható kovariancia értéke adja. COV [ Z, Z ] = C γ ( h) Pi P i + h ábra A pontpároktól az elméleti variogramig (Wackernager, 1995) A variogram-függvények (14. ábra) a reális adatrendszerek esetén nem függetlenül indulnak az origóból, mert magának az adat-meghatározásnak is van egy szórása. Pl. egy fúrásban és annak közvetlen közelében egy adott rétegsor vastagsága, szivárgási tényezője, porozitása, stb. mind-mind változhat, azaz akár ugyanazon a ponton mélyített fúrásokban a mért értékek kissé eltérőek lehetnek. Ezt a jelenséget a

84 variogram-függvényen a h=0 távolsághoz rendelt variancia-érték jeleníti meg, amit Nugget-hatásnak, vagy magyarosan mag- vagy röghatásnak szoktak nevezni. A krigelés, amennyiben a röghatást figyelembe vesszük, semmiképpen sem hibamentes közelítés, de általában röghatás nélkül sem az. Ennek oka a súlyozott átlagszámítás, azaz több pontbeli értéknek figyelembevétele. Hiába szerepel maximális súllyal a vizsgált pont közvetlen közelében a közeli mért érték, a többi környező, még a hatástávolságon belüli pont amennyiben azt is figyelembe vettük egy kicsit megváltoztatja az eredményként kapott értéket. 14. ábra A kovariancia értelmezése 84 Ko-krigelés. A ko-krigelés során korrelációt tételezünk fel a becsülendő paraméter és egy másik, általában jobban ismert statisztikai jellemzőkkel rendelkező paraméter között. A két adatsor felhasználásával azokon a területeken, ahol a becslendő paraméter interpolálásához szükséges információ hiányzik, keresztkorrelációs számítás alapján a második adatsor segítségével történhet a keresett paraméter becslése. A fenti módszerek mindegyikét normális eloszlású adathalmazok esetére dolgozták ki (Kovács és Szanyi, 2005). II Főkomponensanalízis A főkomponensanalízis a változók száma csökkentésének az egyik módszere. Célja az, hogy az eredeti változók mintából becsült kovariancia (korreláció) struktúráját a változók minél kevesebb számú lineáris kombinációjával írja le. Az első főkomponenst úgy kapjuk, hogy megkeressük azt a lineáris kombinációt, amelynek a szórása maximális. Heurisztikusan: az adatok által meghatározott pontfelhőt arra az egyenesre vetítjük le, ahol a kapott pontok szóródása a lehető legnagyobb lesz. Ezután az erre az egyenesre merőleges irányok mentén tovább lépve egymás után

85 meghatározzuk a további főkomponenseket. Annyi főkomponens lehet ahány változó van, és a főkomponensek egymásra merőlegesek. Kiindulhatunk a kovariancia és korrelációs mátrixból. Melyiket válasszuk? Ha nem kívánjuk figyelembe venni, hogy a változóink esetleg eltérő skálán mértek, vagy éppen ezt akarjuk kiküszöbölni, akkor dolgozzunk a korrelációs mátrixszal. Ha azonban az eltérő nagyságrendi skála fontos információt takar, pl. az egyik változó tipikus értéke 10-szer nagyobb a másikénál és ez egy lényeges viszonyt ír le, akkor válasszuk a kovariancia mátrixot. Szükségünk van-e az összes főkomponensre? Általában nem, éppen az a lényeg, hogy az első néhány főkomponens segítségével írjuk le, ill. helyettesítsük az eredeti adatállományt. Azt, hogy mennyi információ örződik meg ezen helyettesítés után, a kumulált sajátérték rátával mérhetjük. Ha ez eléri a et, akkor a helyettesítés jónak mondható, az információnak csak 10-20%-t veszítjük el. Egy másik lehetőség, hogy csak a korrelációs mátrix egynél nagyobb sajátértékeit vesszük figyelembe. Van-e főkomponenseknek valamilyen gyakorlati jelentése? Mivel az eredeti változók nagyon sokfélék lehetnek, így a lineáris kombinációiknak - ahol összekeveredhet mindenféle egymástól független mért paraméter -, általában semmiféle jelentést sem tulajdoníthatunk. A módszer nagyon sokszor egy összetett adatelemzés első fázisa, a főkomponensekkel dolgozunk a későbbiekben tovább, pl. klaszterezzük a megfigyeléseinket. Egy másik fontos alkalmazás többdimenziós adatállományok grafikus megjelenítése. Az első két, három főkomponenst használva ábrázolni tudjuk a sokdimenziós adatállományt egy pontfelhőként a koordinátarendszerben. 85 Az elemzés lépései: 1. Az adatok ábrázolása, egyszerű leíró statisztikák. 2. A kovariancia (korrelációs) mátrix sajátértékeinek és sajátvektorainak meghatározása. Ez utóbbiak segítségével kapjuk meg a főkomponenseket. 3. A sajátértékek szemléltetése törmelék grafikonnal. 4. A megfigyelések és az eredeti változók ábrázolása a főkomponensek terében, az ún. főkomponens grafikon elkészítése. Mik is azok a főkomponensek? A főkomponens-analízis módszerét elsőként Karl Pearson írta le a múlt század elején, 1901-ben. Úgy vélte, sikerült megfelelő megoldást találnia a biometria akkori

86 problémáinak egy részére, jóllehet az általa javasolt módszer csupán két-három változót tudott kezelni. Jóval később, a harmincas években, Hotelling dolgozott ki egy módszert, amely könnyebbé tette a számolást. Ennek ellenére is a kézi számítások hihetetlenül hosszúak és fárasztóak voltak még akkor is, ha csak néhány változót használtak. Éppen ezért csak a számítógépek használata tette lehetővé, hogy ez az eljárás szélesebb körben elterjedjen. A főkomponens-analízis a legegyszerűbb többváltozós statisztikai eljárások egyike. A módszer alapgondolata az, hogy vegyünk p változót, X 1,X 2,...,X p, majd keressük meg ezek kombinációit, hogy ezáltal Z 1,Z 2,...,Z p -vel jelölt indexeket kaphassunk, melyek egymással nem korrelálnak. A korreláció hiánya hasznos tulajdonság, ugyanis azt jelenti, hogy az indexek az adatok különböző dimenzióit mérik. Ugyanakkor az is feltétel, hogy Z 1 képviselje a variancia legnagyobb részét, Z 2 a második legnagyobb részét, és így tovább. Ez azt jelenti, hogy var (Z 1 ) var (Z 2 )... var (Z p ), ahol var (Z i ) a Z i varianciáját jelöli a vizsgált 86 adatbázisban. Z i -t főkomponensnek nevezzük. Amikor főkomponens-analízist végzünk, mindig abban bízunk, hogy a legtöbb index varianciája elhanyagolhatóan kicsi. Ezáltal az adatok varianciája adekvátan leírható néhány olyan Z változóval, melyek varianciája nem elhanyagolható. Példaként gondoljunk az iskolai átlagokra. Ha az X 1,X 2,...,X p változók a tantárgyak, míg a kreditrendszerben számított súlyozott átlagok tekinthetők főkomponensnek. Ha csak egy összesített átlagot számolunk, akkor csupán egy főkomponenssel dolgozunk. De árnyalhatjuk a jelenséget úgy, hogy humán és reáltárgyakra külön átlagot számítunk, külön átlagot a készség tárgyakra stb. Ilyenkor a főkomponensek száma feltehetően a tantárgycsoportok (humán, reál, stb.) számával egyezik meg. Fontos hangsúlyozni, hogy nem mindig működik abban az értelemben, hogy az eredeti, nagyszámú változókat kisebb számú változókká alakítjuk. Sőt, ha az eredeti változók nem korrelálnak egymással, akkor az elemzéssel abszolút semmit sem tudunk elérni. A legjobb eredményt akkor kaphatjuk, ha az eredeti változók erősen korrelálnak egymással - akár pozitív, akár negatív a korreláció. Ebben az esetben könnyen

87 elképzelhető, hogy eredeti változót adekvátan reprezentálhat 2-3 főkomponens. Ha pedig ez teljesül, akkor a fontosabb főkomponensek (melyek varianciája elég nagy) lesznek csupán érdekesek, hiszen ezek fogják az adatok dimenzióit mérni. Természetesen nagyon fontos azt is tudnunk, hogy rengeteg eredeti változónk van, és legtöbbjük ugyanazt, vagy legalábbis hasonló dolgokat mér (Münnich, 2006). II Faktoranalízis A faktoranalízis a változók száma csökkentésének a legelterjedtebb módszere. Célja az, hogy nagyszámú változó közötti kovariancia (korrelációs) struktúrát írjunk le kevés számú mögöttes (látens) változó, ún. faktor segítségével. A faktoranalízis alapfeltevése, hogy ezeket a látens változókat nem tudjuk megfigyelni, éppen a minta által adott változók révén kívánunk rájuk következtetni. A főkomponensanalízissel szemben fontos különbség, hogy a faktorokat az eljárás végén értelmeznünk kell, azok valamilyen jelentéssel kell, hogy bírjanak. Mikor alkalmazzunk faktoranalízist? Ennek eldöntését több statisztika segíti. (a) Ha a korrelációs mátrix alapján a változók úgy csoportosíthatóak, hogy az egy csoporton belüli változók között viszonylag magas a korreláció, ezzel szemben a csoportok között pedig alacsony. (Egy ilyen csoportra úgy gondolhatunk mint amely mögött egy faktor áll.) (b) A parciális korrelációk kicsik. (c) A Kaiser-féle mutatószám, amelyet neveznek Kaiser-Meyer-Olkin statisztikának is, 0,8-nél nagyobb. Ha ez a mutatószám viszont 0,5-nél kisebb, akkor kifejezetten nem ajánlott faktoranalízis végrehajtása. A faktoranalízis egyaránt támaszkodhat a kovariancia illetve a korrelációs mátrix elemzésére. Hasonlóan a főkomponensanalízishez a választás itt is azon múlik, hogy meg akarjuk-e őrizni az eredeti skálát vagy sem. 87 Mi a faktormodell? A faktormodellben azt mondjuk meg, hogyan függnek az egyes változók a faktoroktól, mely lineáris kombinációval állíthatjuk elő őket. Tehát a főkomponensanalízissel szemben, ahol az egyes főkomponenseket állítottuk elő az

88 eredeti változók lineáris kombinációjaként, itt az egyes változók fejezhetőek ki a faktorok lineáris függvényeként. Fontos tudni, hogy faktoranalízist többféle módszerrel hajthatunk végre, a legfontosabbak ezek közül a főkomponens módszer, a főfaktor analízis és a maximum likelihood faktoranalízis. Hány faktort válasszunk? Ebben az ún. törmelék grafikon (scree plot) segít, amelyben a sajátértékeket ábrázoljuk. Ennek alakja általában olyan, hogy az első szakasza, a nagy sajátértékek, exponenciálisan lecsengő, a második szakasza pedig egy szinte vizszintes vonal. Ezen utóbbi szakaszt nevezzük törmeléknek, ugyanis az itteni sajátértékek az egyedi faktorok hatását jelzik, amelyek elhanyagolhatóak a közös faktorokhoz tartozó sajátértékekhez képest. A két szakasz találkozási pontja adja az optimális faktor számot. Mit értünk kommunalitás alatt? A kommunalitás azt méri, hogy a bevezetett faktorok az eredeti változó szórásának hány százalékát magyarázzák meg. Minél nagyobb a kommunalitás (maximum 1 lehet), annál jobb a választott faktormodell. 88 Mi a különbség a faktoregyütthatók és a faktorsúlyok között? A faktoregyütthatók a faktorok együtthatói a faktormodellben, a megfelelő változó és faktor közötti korreláció nagyságát mérik. A faktorsúlyok ezzel szemben azt mondják meg, hogy mennyi a bevezetett új, közös faktorok értéke az egyes megfigyeléseknél. Számítására többféle módszer van, az egyik legelterjedtebb regresszió állítása úgy, hogy a függő változók a faktorok, a magyarázó változók pedig az eredeti változók. Mi a forgatás és miért van szükség rá? Tudnunk kell azt, hogy a faktormodell nem egyértelmű ha már legalább két faktort vezettünk be. Egy ortogonális mátrixszal transzformálva mind a faktoregyüttható mátrixot, mind pedig a faktorokat, egy új modellt kapunk, amely teljesen egyenértékű a régivel. A forgatást arra használjuk, hogy a faktorokat könnyebben interpretálhassuk. Az egyik legfontosabb módszer a Varimax. Ennek eredményeként a faktoregyütthatók értékei a 0-hoz vagy az 1-hez lesznek közel. Így könnyebben meg tudjuk mondani, hogy az egyes faktorok mely változócsoportokhoz tartoznak.

89 Az elemzés lépései: 1. Az adatok ábrázolása, egyszerű leíró statisztikák. 2. A korrelációs mátrix meghatározása. 3. A parciális korrelációs mátrix meghatározása. 4. A minta faktoranalízisre való alkalmasságát mérő Kaiser statisztika kiszámítása. 5. A kovariancia (korrelációs) mátrix sajátértékeinek és sajátvektorainak meghatározása. 6. A sajátértékek szemléltetése törmelék grafikonnal. 7. A faktoregyütthatók, mint az egyes változók és a faktorok közötti korrelációk meghatározása. 8. Kommunalitások. Hány százalékát magyarázzák az egyes faktorok a teljes szórásnak? 9. A faktoregyütthatók grafikonja. A változók ábrázolása a faktortérben. 10. A faktorok forgatása. A forgató mátrix és a forgatás utáni faktoregyütthatók meghatározása. 11. Kommunalitások a forgatás után. 12. A (standardizált) faktorsúlyok meghatározása. 13. A forgatás utáni faktoregyütthatók grafikonja, a változók ábrázolása a forgatott faktortérben. 89 A faktoranalízisnél nem áll fenn a regressziós elemzés alapvető hiányossága, a szubjektív kérdésfeltevés. Nincsenek magyarázó és eredményváltozók. Ugyanakkor a faktoranalízis módszere minőségileg is többet nyújt: feltárja gyakorlati felhasználásra alkalmas formában a jelenségek közti belső összefüggéseket, megtalálja a látens változókat, megkeresi a változóhalmaz struktúráját, előállít rész-, illetve teljes szintetikus változókat, amelyek az összes információ nagy részét hordozzák. A két módszer közötti különbséget egy egyszerű példán mutatjuk be. Egy egyszerű hagyományos regressziós egyenlet a következő alakú: y = b 1 x 1 + b 2 x 3 + b 3 x 3 + b 0 Ezzel szemben a faktoranalízis felírása a következő: y = a 01 f 1 + a 02 f 2 + a 00 x 1 = a 11 f 1 + a 12 f 2 + a 10

90 x 2 = a 21 f 1 + a 22 f 2 + a 20 x 3 = a 31 f 1 + a 32 f 2 + a 30 A modell tehát a regressziós modellekhez képest új változókkal, az ún. faktorokkal bővült. Alkalmazásánál abból indulunk ki, hogy a megfigyelt változók között szoros sztochasztikus összefüggés van, és feltételezzük, hogy ezen összefüggések valamilyen lényeges hatótényezők következményei. Ezen hatótényezők látens változók előállíthatók az eredeti változók lineáris függvényeként. A látens változók többnyire a közös faktorok létezését éppen az eredeti változók korrelációi alapján feltételezzük, és a kapcsolatokat számszerűen is kifejező korrelációk együtthatómátrixa alapján határozzuk meg konkrét értékeiket. A faktorok száma általában lényegesen kisebb, mint a megfigyelt változók száma. Mivel a feltételek összességét a faktorok összessége jól visszatükrözi, ezért a vizsgált probléma lényegesen egyszerűbbé, áttekinthetőbbé válik. A faktorok, szemben az eredeti változókkal már előírhatóan páronként korrelálatlanok lehetnek. A faktorsémában is megfigyelt változókból következtetünk megfigyelt változóra, a faktorok pedig mintegy a köztük lévő hatásokat közvetítik. Természetesen egy faktor nincs minden változóval feltétlenül kapcsolatban, ilyenkor a faktorsémában a megfelelő a ij értékek ezeket faktorsúlyoknak nevezzük nullával egyenlők (Jahn & Vahle, 1974). A faktorok értelmezése a felhasználó részéről elég nagy absztrakciós készséget, s előzetes ismereteket követel meg. Ez a magyarázata annak, hogy a területi kutatásban még ma is idegenkednek az alkalmazásától. Pedig a faktoranalízis lehetővé teszi összetett és területi szempontból eléggé nehezen kezelhető többdimenziós jelenségek, fogalmak behatóbb elemzését. Ilyenek, pl. a gazdasági fejlettség, életkörülmények stb., amelyek átfogó, összetett értékelése a mutatók közötti kölcsönös kapcsolódások, összefüggések miatt esetleg nem könnyű hagyományos elemzési eszközökkel. Fontos megemlíteni, hogy milyen esetben, milyen feltételek mellett alkalmazhatók ezek a módszerek a hibás következtetések elkerülése érdekében. A faktoranalízis alaphipotézise szerint minden z ij standardizált változóérték (ezzel a standardizálással hozzuk közös nevezőre az eltérő mértékegységű változókat) felírható fiktív (látens), egyelőre önálló jelentéssel nem rendelkező változóértékeinek, az ún. faktorértékeknek lineáris kombinációjaként az alábbi formában: 90

91 z ij = a i1 f 1j + a i2 f 2j a ik f kj + a i u j i=1,,n; j=1,,n ahol, f ij jelenti az i-dik közös faktor j-dik megfigyelési objektumra vonatkozó értékét, az a ij értékek a közös faktorsúlyok, az u j értékek az egyedi és hibafaktorokat tartalmazzák, az a i értékek pedig az egyedi faktorhoz rendelt faktorsúlyok. A standardizált értékek segítségével jelentősen leegyszerűsödik a szorzatmomentum korrelációs mátrix: R = (1/N)Z * Z ahol Z * a Z transzponáltja. Az R mátrix a következő tulajdonságokkal rendelkezik: 1. kvadratikus, azaz (nxn) típusú; 2. szimmetrikus, azaz r jk = r kj minden j,k=1, n értékre; 3. a főátlóban csak egyesek vannak. Ez az R mátrix a faktoranalízis kiindulópontja. Az ismérvek közötti összefüggés a faktorsúlyok szorzatösszegeire vezethető vissza. Az R korrelációs mátrix vizsgálatából megállapítható, hogy a főátló csak egyesekből állhat. Ezek az önkorrelációk, amelyek a Z j változók s 2 j teljes szórásnégyzetei, így az a 2 jk értékeknek fontos szerepük van. Összegüket h 2 j-vel jelöljük és kommunalitásnak nevezzük. 91 h 2 j = a 2 j1 + a 2 j a 2 jm (j=1,n) Ez a szórásnégyzet azon része, mely a közös faktorokra vezethető vissza. A kommunalitásokat becsülni kell, ezek az eljárás végére alakulnak ki. A faktoranalízisnek különböző megoldási módszerei vannak. A faktoranalízis Thurston-féle modellje: Z j =Σa ji F i + a j U j (j= 1,...,n) Feltételezi a faktorok függetlenségét és standardizálását, azaz érvényes j,l=1,,n, i,k=1,,m. E(F i ) = E(U j )= E(Z j )= 0

92 Ebből következik, hogy ahol: δ jk = 1, ha j=k és δ jk = 0, ha j k. E(F i F k ) = E(U j U l ) = E(F i U j ) = 0 ha i k,i j E(F i 2 )= E(U l 2 )= E(Z j 2 )= 1. r jk = E(Z j Z k ) = Σa lj a lk + δ jk a j a k, Feltételezve, hogy a kommunalitások pontosak, és elhanyagolhatók a speciális és hiba szórásnégyzetek, az alábbi összefüggés így írható fel: R = (1/N)Z * Z = AA * ahol A az a jp faktorsúlyok mátrixa. A kommunalitások különböző feltételek mellett becsülhetők ebből a mátrixból: az R korrelációs mátrix rangja minimális legyen. az R mátrix, amelynek a főátlójában a kommunalitások állnak az eljárás során. A faktoranalízisnek több megoldási módszere van. Az egyik ilyen módszer a centroid módszer, amelyet most nem részletezünk. Egy másik módszer a főfaktor módszer, amelyet gyakran használnak az elemzési feladatok megoldásánál. Belátható, hogy a főfaktor módszer szerint a faktorok meghatározása olyan szélsőértékszámítási feladat, amely egy sajátérték-probléma megoldásával ekvivalens. Ez azt jelenti, hogy a standardizált eredeti változók korrelációs mátrixának a sajátértékeit és a hozzájuk tartozó normált sajátvektorokat kell meghatározni, nagyság szerinti csökkenő sorrendben. Az első sajátvektor elemei a korrelációs mátrix sorainak egymáshoz való arányát jellemzik, a többi pedig sorrendben a lépésenként csökkentett rangú korrelációs mátrixét. A faktorsúlyok, amelyek korrelálatlan közös faktorok esetén az eredeti változóknak ezen faktorokkal való korrelációját mutatják, rendre a fenti sajátvektorok elemeinek a hozzájuk tartozó sajátérték négyzetgyökével képzett szorzatai. A sajátérték-probléma megoldásával így meghatározhatjuk a faktorsúlyok mátrixát. A főfaktor módszernél a megoldás során a korrelációs mátrix főátlójában 1 helyett a becsült kommunalitások állnak, ahol is a kommunalitások egy-egy eredeti változó részesedését mutatják a teljes szórásnégyzetből. A faktoranalízis használatakor feltételezzük az eredeti változók együttes normális eloszlását és, hogy a korrelációs mátrix nem szinguláris. Ezek a feltételek bizony a gyakorlati alkalmazásoknál sokszor nem teljesülnek. 92

93 Ha egy módszer alkalmazási területeit kívánjuk felderíteni, minden esetben abból kell kiindulni, hogy az adott módszer mit tud, milyen feltételek mellett alkalmazható, továbbá abból, hogy a felhasználás során nyert eredmények hogyan, milyen formában hasznosíthatók. Ha ezeket a kérdéseket a faktoranalízissel kapcsolatban tesszük fel, akkor a módszer alkalmazhatóságát megszabó tényezőket az alábbiakban határozhatjuk meg: egyszerre rendkívül sok változót tud kezelni, e változóknak sztochasztikus kapcsolatban kell lenniük (korrelálatlan változók esetén a faktoranalízis értelmetlenné válik), a nagyszámú változó által hordott információmennyiséget képes számottevő veszteség nélkül néhány új változóba sűríteni, ennek alapján lehetővé teszi a megfigyelt jelenségek legegyszerűbb belső struktúrájának meghatározását, és a sokdimenziós fogalmak jellemzőinek alacsonyabb dimenziós térbe vetítését. A faktoranalízis területi alkalmazásának létjogosultságát elsősorban a területi problémák bonyolultsága teszi szükségessé. Ezért ezekben az esetekben több alapmutatóból számítható komplex mutató a megoldás, ehhez ad lehetőséget a faktoranalízis, melynek eredménye alapján a területi egységek összehasonlíthatók, rangsorolhatók, és egy másik módszer, a klaszteranalízis segítségével csoportokba sorolhatók, amennyiben több szintetikus mutatót kapunk, és nem egy dimenzióba vetítettük a többdimenziós fogalmat. (A klaszteranalízis többdimenziós osztályozásra alkalmas módszer.) A faktoranalízissel kapott szintetikus mutatókat sokszor a vizsgálandó jelenséget többnyire sokoldalúan jellemző mutatók valamiféle súlyozott átlagaként lehet kiszámítani, ahol az alapmutatók súlyozása, a súlyok meghatározása nem annyira szubjektív, mint egyes pontozásos módszereknél (ahol a kiugró értékek erősen befolyásolhatják a kapott eredményeket), bár bizonyos mértékű szubjektivitás gyakorlatilag minden matematikai-statisztikai módszer közös jellemzője. A faktoranalízis fő alkalmazási területét az ún. csoportosítási feladatok jelentik. Sajátos csoportosítási feladatként fogható fel az ún. tipizálási probléma is. Itt is területi egységeket jellemző mutatók sokasága áll rendelkezésre. A kérdés az, hogy mely mutatók vagy mutatócsoportok szerinti csoportosítás tükrözi legjobban a területi egységek alapvető jellegzetességeit. Ezek a mutatók természetesen más és más dimenzióban, de számszerű formában adottak. A dimenzionális különbségek 93

94 megszüntetése céljából a számítások során a mutatókat standardizált formában használjuk (mint erre már többször hivatkoztunk), ezek a faktormodell input változói. Az első faktort előállítva sokszor tulajdonképpen olyan komplex mutatószámot kapunk, mely lényegében a vizsgálandó fogalmat nagymértékben kifejezi, mivel a vele összefüggő mutatók információtartalmának zömét tartalmazza, s ennek a szintetikus mutatónak a faktorértékei (scoreok) alapján a rangsorolás elvégezhető. A faktorértékek alapján homogén csoportok alakíthatók ki, és így egy egydimenziós osztályozást hajtunk végre. Az így kialakított csoportok térképen egyértelműen ábrázolhatók, s így szemléltethetők, sőt elemzést is végrehajthatunk ezek alapján (Dobosi, 2001). A faktorsúlyok előjele megmutatja, hogy a főfaktor alakulására az egyes mutatók milyen irányban hatnak. Azt is megvizsgálhatjuk, hogy a kapott első faktor milyen sztochasztikus kapcsolatban van az eredeti változókkal, és melyek azok az eredeti mutatók, amelyek legjobban jellemzik a területi egységeket. Itt léphetnek be a többlépcsős modellek az alkalmazásokba (Dobosi, 1985). 94

95 III. TÉNYFELTÁRÁS, EREDMÉNYEK III. 1. Nagyszéksós-tó III Nagyszéksós-tó vízkémiai vizsgálatainak eredményei A ph térképen (15. ábra a)., 19. sz. melléklet) a csatorna vonalának keleti oldalán három nagy területet tudunk elkülöníteni. Északról haladva egy erősen lúgos (> ph 9), egy enyhén lúgos (ph 7,4-7,6) és újra egy erősebben lúgos (> ph 8,8) területet lehet látni. A tó déli oldalán a csatorna vonala eltűnik és egybeolvad a jobb parton látható erősen lúgos területtel. A tó nyugati oldalán a csatorna vonalától nyugatra egy közepesen lúgos területet lehet lehatárolni (ph 8,0-8,4). Maga a csatorna vize a mérések alapján a közepesen lúgos és az erősen lúgos tartományban mozog (> ph 8,6). A vezetőképesség térképen (15. ábra b)., 20. sz. melléklet) látható, hogy a sókoncentráció a peremterületeken nő meg jelentősen (> 2800 µs/cm) és a csatorna vizében a legkisebb ( µs/cm). A ki kell emelni a csatorna jobb oldalán található déli zónát, ahol nagyobb összefüggő területen emelkedik meg a sókoncentráció (> 2500 µs/cm). A legnagyobb vezetőképességeket a csatorna bal oldalán a középső és északi területeken mérték (> 3400 µs/cm). A tó többi területe viszonylag egységes képet mutat. A karbonát-tartalom (15. ábra c)., 21. sz. melléklet) alapján nem lehet igazán karakterisztikus területeket lehatárolni. A tavat keresztülszelő csatorna nyugati ( mg/l) oldala homogénnek tekinthető, a karbonát-tartalom csak néhány kiugró ponton haladja meg (> 150 mg/l) a tóra vonatkoztatott átlagértékeket. A csatorna keleti oldalán található területekre ismételten a hármas tagolódás jellemző, két nagyobb koncentrációjú hely (északi és déli, > 110 mg/l) fog közre egy kisebbet (tó középső területei, mg/l). A hidrogén-karbonát koncentrációjában (15. ábra d)., 22. sz. melléklet) mutatkozó nagy különbségek miatt ez a térkép árnyaltabb képet mutat. A legkisebb koncentrációkat ebben az esetben is a csatornában lévő vízben mérték ( mg/l). Kisebb hidro-karbonát-tartalmú helyek a tó dél-nyugati és középső részén találhatók ( mg/l). A tó északi részén a felső harmadban a terület nagy részén szintén a kisebb hidro-karbonát-tartalom jellemző, amely egy éles vonallal, rövid átmenettel 95

96 különül el a peremterületekre jellemző nagy hidro-karbonát-ion koncentrációjú (> 1100 mg/l) helyektől. A nyugati, észak-nyugati parti területeken szintén nagy a hidrokarbonát-ion koncentráció. 96 sem. 15. ábra A ph (a), a vezetőképesség (b), a karbonát- (c) és a hidrogén-karbonát-ion (d) paramétertérképei A nitrát mennyisége a vízben nem haladta meg a kimutatási határt egyik pontban Foszfát-tartalom (16. ábra a)., 23. sz. melléklet) szempontjából a tó meglehetősen egységes képet mutat, össz-egészét tekintve kis foszfátion-koncentráció jellemző a területre (0-0,8 mg/l). Nagyobb értékeket csak a csatorna belépő szakaszán mértek (> 3,2 mg/l). Közepes foszfát-ion koncentráció a tó dél-keleti részén a legnagyobb kiterjedésű (0,8-1,2 mg/l). A ugyanilyen koncentráció a tó nyugati partján

97 egy kisebb foltban illetve az észak-nyugati oldalon jelenik meg. A legkisebb koncentrációkat a csatorna jobb oldalán a tó középső területein mértek (0-0,4 mg/l). A kloridion-koncentráció (16. ábra b)., 24. sz. melléklet) a tó déli harmadán éri el a legnagyobb értékeket (< 260 mg/l). Hasonlóan nagy a klorid-koncentráció a nyugati oldalon a tó középső és északi részén, itt azonban a nagyobb mennyiségű kloridion jelenléte a perem területekre koncentrálódik. Szintén a vizsgált vízfelület perem területén, az északi oldalon található még egy nagyobb koncentrációjú folt, amely azonban nem éri el az eddig említett területeken mért értékeket ( mg/l). A legkisebb kloridion mennyiségeket a tó északi részén, a csatorna belépő oldalán mérték ( mg/l). A vizsgált vízfelület körülbelül egyharmadán a mg/l koncentráció-tartomány jellemző ábra A foszfát-ion (a), a klorid-ion (b) és a szulfát-ion (c) paramétertérképei

98 A szulfátion-koncentráció (16. ábra c)., 25. sz. melléklet) a legnagyobb értékeket az északi peremterületeken éri el (> 600 mg/l). Nagyobb mennyiségű szulfátion a tó déli harmadában található és a nyugati oldalon néhány foltban ( mg/l). A tó belső összefüggő vízborítású területén csak két foltot lehetett elkülöníteni, ezek közül az egyik, amely a tó északi harmadában található nagyobb szulfátion jelenlétre ( mg/l), amíg a középső harmadában található folt kisebb mennyiségű ( mg/l) szulfátion jelenlétre hívja fel a figyelmet. Utóbbi kisebb koncentrációk a csatornában és annak környékén jellemzők - kivéve a csatorna déli harmadát -, valamint a délnyugati oldalon ábra A nátrium- (a), a kálium- (b) a kalcium- és a magnézium-ion (c) paramétertérképei A nátriumion-koncentráció (17. ábra a)., 26. sz. melléklet) a tó nyugati oldalán a legnagyobb (> 420 mg/l), egy-egy pontban éri csak el a legnagyobb értékeket (> 660

99 mg/l). Ez a keleti oldalon megjelenő egyetlen foltra is igaz. Ezen kívül a dél-keleti régióban találunk összefüggő, nagyobb nátriumion koncentrációjú területet ( mg/l). A legkisebb nátriumion mennyiség itt is a csatorna területén és környékén van ( mg/l), kivéve a tó déli harmadát. Szintén kis nátriumion-koncentrációkkal ( mg/l) írható le a tó észak-keleti csücske, a keleti oldal középső harmada - közvetlen a legnagyobb koncentrációjú pont szomszédságában - és a dél-nyugati terület. A legnagyobb káliumion-koncentrációt (17. ábra b)., 27. sz. melléklet) a délkeleti csücsökben mérték (> 70 mg/l). Ezen kívül az északi peremterületeken van még nagy mennyiségű káliumion, például közvetlenül a csatorna belépési pontja mellett. A tó keleti oldalán a középső harmadban megjelenik egy káliumionra nézve töményebb folt, közvetlenül mellette pedig egy hígabb folt. Nagyobb koncentráció tartomány (> 50 mg/l) a tó dél-keleti harmadára és a nyugati oldal középső peremterületére jellemző. A legkisebb kálium-koncentráció a tó észak-keleti csücskében és a csatorna vonalán van (10-20 mg/l), amely azonban jelen esetben csak a tó közepéig követhető. Kis koncentrációkkal (20-40 mg/l) jellemezhető a csatorna vonala és környéke, valamint a dél-nyugati terület. A tó északi harmadában megfigyelhető még egy kis koncentrációjú terület, amely egy kis lefűződés kivételével egy sávban a csatorna vonalától egészen a tó keleti partjáig húzódik. A kalciumion-koncentrációt tekintve (17. ábra c)., 28. sz. melléklet) egyetlen pontban, a tó keleti partján láthatunk kiugróan magas kalcium-koncentrációt (> 140 mg/l). Nagyobb mennyiségű kalciumion (> 80 mg/l) a tó területén foltokban fordul elő. A parti sávokban az észak-keleti csücsökben, valamint a déli és a dél-nyugati partszakaszon egy-egy foltot láthatunk, valamint a tó belsejében a keleti oldalon három egymástól jól elkülönülő foltot illetve a nyugati parton a középső harmadban még egy kisebb foltot. A csatorna vonalában körülbelül a tó felső harmadáig látható egy közepes kalcium-koncentrációval (60-80 mg/l) jellemezhető sáv. Kis koncentrációjú területek (20-40 mg/l) foltokban fordulnak elő a tó területén, ezek közül a legjelentősebb összefüggő terület a dél-keleten található, amely két nagy koncentrációjú foltot is körbeölel. A magnéziumion-koncentráció (17. ábra d)., 29. sz. melléklet) a tó egész területére nézve viszonylag egységes képet mutat, csak az északi parton és a tó középső harmadának keleti oldalán egy foltban töri ezt meg két nagy koncentrációjú terület (> 58 mg/l). Két nagyobb összefüggő közepes koncentrációjú (38-58 mg/l) területet lehet elkülöníteni délkeleten és a tó középső részén, a nyugati oldalon. A kis magnéziumion 99

100 mennyiséget (< 38 mg/l) a csatornában és a csatorna közelében lévő területeken lehetett kimutatni, a tó déli harmadáig, ezt követően már a csatorna vizében és a csatorna környékén is nagyobbak lesznek az értékek. A vízben diszpergált szerves molekulák jellemzésére a minták teljes spektrumáról rendre 250 nm (E2), 365 nm (E3), 465 nm (E4) és 665 nm (E6) hullámhosszaknál leolvastuk az abszorbancia értékeket és a nemzetközi irodalomban használt hullámhossz értékekhez tartozó abszorbancia arányokat (E2/E3 és E4/E6) (Polubesova et al., 2008; Stevenson, 1994) ábrázoltuk paramétertérképeken ábra Az E4 (a), E6 (b) E4/E6 hányados (c) valamint az E2 (d), E3 (e) és az E2/E3 hányados (f) paramétertérképei Az E4 értékek (18. ábra a)., 30. sz. melléklet) alapján a tó - néhány apró foltocskától eltekintve - meglehetősen homogénnek tűnik, jobbára az egész tóra a 0,17 alatti abszorbancia értékek jellemzőek. Jellegzetesebb terület a nyugati oldal felső harmadában és a keleti oldal egy pontjában különíthető el, ahol az abszorbancia 0,32 felett van. Három pontban a 0,47-et is meghaladja.

101 Az E6 értékek (18. ábra b)., 31. sz. melléklet) alapján még kevésbé mutatkoznak különbségek a tó egyes területei között. A tó majdnem teljes területére a 0,09 alatti abszorbancia jellemző, néhány apró folt kivételével, de ezek közül is csak két olyan pont van, amelyeknek abszorbancia értékei meghaladják a 0,27-et. A foltok kis kiterjedésűek és helyileg megegyeznek az E4 paramétertérképen látott nagyobb abszorbanciájú foltokkal. A két fentebb vázolt érték aránya (E4/E6) már sokkal differenciáltabb képet mutat (18. ábra c)., 32. sz. melléklet). A 9 feletti arányszám az észak-nyugati területen rajzol ki nagyobb összefüggő foltot, ezen kívül csak további 4 kis pontban jelenik meg a tó teljes területén. Észak-nyugaton, a nyugati peremterületen, az észak-keleti csücsökben és a csatorna keleti oldalán nagyobb összefüggő területen jelennek meg a tó vizének nagy részét leíró 5-7 arányszámok. Az 5 és 3 alatti arányszámmal jellemezhető a csatorna teljes hossza, a csatorna keleti oldalán a tó felső harmadában található terület, valamint a tó alsó harmadának nyugati fele. Az E2 (18. ábra d)., 33. sz. melléklet) értékek a következő képet mutatják: Az északi part középső részén egyetlen pontban jelenik csak meg a legnagyobb érték (3,6). 2,8 feletti értékeket a következő területeken állapítottunk meg: a tó déli harmadának azon része, amely a csatorna keleti oldalára esik; a tó észak-keleti csücske; a csatorna nyugati oldalán a tó északi harmada, valamint ugyanezen az oldalon a tó nyugati partjának közepén. 2 alatti értékek a csatorna nyugati oldalán a tó alsó harmadában, a csatorna nyugati oldalán, a csatorna vonalában és a tó észak-keleti harmadában vannak. A 0,4-1,3 közötti legkisebb értékek a csatorna közvetlen környékére, valamint a tó északi és középső harmadának határán egy foltra és az északi parton két foltra jellemzők. Az E3 (18. ábra e)., 34. sz. melléklet) értékek esetében már egy letisztultabb képet látunk. A legnagyobb értékek (> 0,7) a nyugati part északi harmadában jelennek meg, és itt található az egyetlen pont, ahol 1,3 feletti érték van. A 0,7 és 1,0 közötti értékekkel jellemezhető fulvinsavak ezen a területen kívül csak egy-egy elszórt pontban jelennek meg, ezek közül a legjelentősebb az észak-keleti csücsökben található. 0,4 és 0,7 közötti értékek jellemzik a tó déli felét a csatorna keleti oldalán és a tó északi felét a csatorna nyugati oldalán, illetve a tó északi harmadában a csatorna keleti oldalán is látható egy lefűződés közvetlenül a csatorna melletti területen. Ezen felül három kisebb folt nyúlik be a legkisebb értékekkel jellemezhető területre a tó északi partján, az északkeleti csücsökben és a keleti parton a tó északi harmadában. 0,1-0,4 abszorbancia 101

102 értékkel jellemezhető a tó nyugati fele a csatorna nyugati partján, a csatorna vonala, valamint egy nagy összefüggő terület a tó északi felén a csatorna keleti partján. A tó középső harmadában ez a folt a csatorna vonalán is átnyúlik a csatorna nyugati oldalára, a csatornával közvetlenül szomszédos területekre. A tó déli harmadában csak három folt jelenik meg, illetve a keleti partról egy negyedik lefűződés látható ábra A vízkeménység (a), az effektív (Ca+Mg)-koncentráció (b) és az effektív sókoncentráció (c) paramétertérképei Az E2/E3 arányát ábrázoló paramétertérkép (18. ábra f)., 35. sz. melléklet) látványos változást hozott az eddigi képhez képest. A tó három jól elkülöníthető részre osztható, amelyet csak egy-egy aprócska folt pettyez. A tó 7 feletti értékekkel jellemezhető déli harmada szinte egy egyenes mentén válik el a tó többi területétől.

103 Ezen a részen 3 kisebb folt és egy déli partról látható lefűződés van, amely kisebb (4,5-7,0) értékekkel jellemezhető. Ezeken kívül három foltocska jelenik meg, amelyekre a nagyobb arányszám jellemző (> 9,5). A tó kétharmad részére a 4,5-7,0 értéktartomány jellemző, amit csak néhány kisebb és nagyobb értéktartományba eső pötty tarkít. Ebbe a nagy összefüggő felületbe két ponton nyúlik be más tartomány nagyobb foltja, az egyik az észak-nyugati partról a csatorna nyugati oldalán (2,0-4,5), amely ezen a szakaszon a csatorna területét is magába foglalja, illetve egy nagyobb értékekkel jellemezhető folt (9,5 <) a tó északikeleti harmadában. A vízkeménység paramétertérképén (19. ábra a)., 36. sz. melléklet) az összes keménységet ábrázoltuk. Összes keménységnek nevezzük a víz kalcium-és magnéziumion-koncentrációját kalcium-oxid egyenértékben kifejezve (CaO mg/l). Az ún. karbonát-keménység a vízben oldott kalcium- és magnézium-ionoknak hidrogénkarbonát- és karbonátionokhoz rendelhető része. A nemkarbonát-keménység a vízben oldott kalcium- és magnéziumionoknak a nem karbonát- vagy hidrogénkarbonátionokhoz, hanem egyéb anionokhoz (pl. klorid, szulfát, nitrát stb.) rendelhető részét adja meg. A vízkeménység térbeli eloszlása alapján azt láthatjuk, hogy a tó területére a mg/l-es keménységértékek a jellemzők. Ezt a képet szinte kizárólag a parti sávokban törik meg nagyobb keménységű vizek foltjai. Az északi parton a mg/l-es értékekkel jellemezhető vizek találhatók, ahol egyértelműen látszik, hogy a keményebb vizek vannak a parthoz közelebb. A tó területén egyetlen kiugró pont található a keleti parton, ahol a keménység meghaladja az 520 mg/l-es kalcium-oxid egyenértéket. A keleti parton dél felé haladva még további két folt rajzolódik ki, de ezekben a foltokban a keménység maximum csak a 340 mg/l értéket éri el. A déli parton egy folt látható 280 mg/l-es maximális keménységgel. A nyugati parton egyetlen pontban jelenik csak meg a mg/l kalcium-oxid egyenértékkel kifejezhető keménységű víz, a partszakasz többi részére a mg/l-es keménység-tartomány a jellemző. Az effektív kalcium-magnézium-koncentráció (19. ábra b)., 37. sz. melléklet) milligram-egyenérték/liter (mgeé/l) tartományba eső értékei a legjellemzőbbek a tó területére. Ettől kisebb koncentrációk csak három helyen jelenne meg az észak-nyugati területen ( mgeé/l). A nyugati part középső szakaszán egy folt és szintén ezen a parton az északi részen két lefűződés jellemezhető a mgeé/l-es tartománnyal. Az északi part közepén egy kisebb folt és a délkeleti 103

104 parton egy nagyobb kiterjedésű terület szintén ebbe az értéktartományba esik. Kiugró érték itt is csak egy foltban látható, a keleti part északi harmadában. Itt az effektív kalcium-magnézium-koncentráció meghaladja a 450 mgeé/l-t. A tó többi területéhez képest nagyobb koncentrációjú foltok ( mgeé/l) az észak-keleti csücsökben, a keleti parton a kiugró érték alatt egy nagyobb foltban, a déli harmadban egy kisebb foltban, a déli part közepén, a csatorna vonalában és annak közvetlen környékén a tó északi partjától indítva a csatorna vonalának kétharmadáig és a déli harmad nyugati partján fordulnak elő. Az effektív só-koncentráció (19. ábra c)., 38. sz. melléklet) térképi ábrázolását követően megállapíthatjuk, hogy a tó területére leginkább a mgeé/l koncentrációtartományba eső értékek a jellemzők. Ettől kisebb koncentráció-tartomány (0-100 mgeé/l) öt foltban fordul elő. Az egyik az északi parton a csatorna belépő szakaszánál található, további három pedig a csatorna nyugati és keleti oldalán felváltva egy-egy nagyobb foltban. Az ötödik terület a tó keleti partján található a középső szakaszon közvetlenül a part mentén. Egyetlen kiugró pont látható (> 600 mgeé/l) szintén ezen a partszakaszon. A keleti parton a tó északi harmadában 400 mgeé/l fölötti értékek rajzolnak ki egy kisebb foltot. A tó dél-keleti oldalán egy nagy egybefüggő terület látható, ahol az effektív só-koncentráció mgeé/l. Ez a terület körbeölel egy nagyobb koncentrációjú foltot ( mgeé/l). A nyugati oldalon a tó középső és északi partszakaszán három lefűződés látható ( mgeé/l), amelyek közül kettőben mgeé/l effektív só-koncentrációjú folt is kirajzolódik. A víz relatív nátrium-tartalmát ábrázoló térképen (20. ábra a)., 39. sz. melléklet) két kisebb százalékos értékkel (26-44%) jellemezhető zóna rajzolódik ki, mindkettő a tó északi partján. A legnagyobb értékek az észak-nyugati és a nyugati partra jellemzőek (> 74%). A csatorna területére és annak közvetlen környékére a 44-56% relatív nátriumtartalom a jellemző. A dél-keleti alsó harmadban egy 50-56% értékekkel jellemezhető terület rajzolódik ki, amely körbeöleli a keleti part középső szakasza felöl erre a területre benyúló 44-50%-os zóna déli nyúlványát. A tó legnagyobb része és egyben a legnagyobb egybefüggő területe 56-62% relatív nátrium-tartalommal jellemezhető. A tó északi harmadában a csatorna keleti oldalán négy nagyobb (62-68%) relatív nátriumtartalmú folt látható. Az effektív nátrium arányt ábrázolva (20. ábra b)., 40. sz. melléklet) egészen más kép rajzolódik ki. A tó szinte teljes területére az értékek a jellemzőek, ez alól mindössze három folt jelent kivételt. Az egyik az északi parton található, amely 104

105 1250 feletti értékeket mutat. A tó középső harmadában a csatorna keleti partján egy kiterjedtebb, a keleti parton a középső harmadban pedig egy kisebb folt látható, amelyek értékei egység között mozognak. A nátrium adszorpciós arány (20. ábra c)., 41. sz. melléklet) azonos csak kevésbé részletes képet mutat, mint a nátrium-százalék. A tó északi partján két helyen és a csatorna belépő szakaszán két foltban jelennek meg a legkisebb értékek (5-15). A csatorna vonalán, annak keleti és nyugati partját is beleértve 15-25%-os kiterjedtebb ábra A víz relatív nátrium-tartalma (Na%) (a), a víz effektív relatív nátrium-tartalma (Na eff %) (b), a nátriumadszorpciós arány (c) és a szódaegyenérték (d) paramétertérképei területek különíthetők el. Ilyen arányokkal jellemezhető a tó keleti partjának középső szakaszán található nagyobb kiterjedésű sáv, valamint innen északra haladva a part

106 mellett egy kisebb folt. A tó területének legnagyobb része 25-35% közötti értékekkel jellemezhető. Ettől nagyobb százalékos értékek (35-45%) a tó dél-keleti részén a déli harmadban, a középső harmadban a keleti parton, valamint a tó nyugati partján a középső és északi harmadban vannak. A nyugati part északi részén kiugró, 65%-ot meghaladó foltok is megjelennek. Az effektív nátrium adszorpciós arány a 297 begyűjtött vízmintából mindössze 22 esetben volt értelmezhető, mivel a többi esetben a gyökjel alatt negatív számok szerepeltek, ami miatt az eredmény kiértékelhetetlen. Ezért ezt a paramétert térképen nem is tudtuk ábrázolni. A kiértékelhető mintavételi pontok számát és SAR eff értékeit a 8. táblázat tartalmazza. A szódaegyenérték kisebb értékei ( mgeé/l) jellemzően a csatorna vonalának északi harmadában fordulnak elő (20. ábra d)., 42. sz. melléklet). A legkisebb értékek ( mgeé/l) a tó észak-kelti harmadában jelennek meg egyetlen foltban. A tó legnagyobb összefüggő részére a mgeé/l koncentrációk a jellemzők. A tó délkeleti része, az északi part és a nyugati part északi kétharmada rajzol ki nagyobb szódaegyenérték foltokat. Amíg a délkeleti partra a mgeé/l koncentrációk, addig a nyugati part és a csatorna nyugati oldala között elterülő vízfelületre az 1200 mgeé/l feletti értékek jellemzők. A tó észak-nyugati részén még egy 1600 mgeé/l-nél nagyobb koncentrációjú folt is megjelenik. A tó északi partja felöl egy nagyobb kiterjedésű nagy szódaegyenértékű folt látható, amely közvetlenül a parton 1400 mgeé/l feletti értékeket mutat. A tó középső harmadában a csatorna keleti oldalán és a keleti parton két mgeé/l koncentráció-tartományt leíró folt jelenik meg. Az anion és a kation szerinti víztípust a vízmintából előzetesen meghatározott, milligrammegyenérték/liter egységben kifejezett ionkoncentrációk alapján a talajvédelmi terv készítésének részletes szabályairól szóló 90/2008. (VII. 18.) FVM rendeletben leírtak szerint, számítással határozzuk meg. Az 21. ábrán látható értékeknek fizikai-kémiai tartalmuk nincsen, csupán az ábrázolhatóság kedvéért kaptak számszerű értékeket. Az anion szerinti víztípus alapján a hidrogénkarbonát-szulfátos (1), a karbonát-hidrogénkarbonátos (2) és a szulfát-hidrogénkarbonátos (3) vizek jól elkülönülnek (21. ábra b)., 44. sz. melléklet). Utóbbi csak két pontban fordul elő az északi parton. A tó szinte teljes területére, mint szikesre a hidrogénkarbonát-szulfátos víz jellemző. Az anion szerinti víztípus csoportok alapján szulfát-hidrogénkarbonátos vizek öt foltban jelennek meg a tó területén: a tó déli harmadának mind a keleti, mind a nyugati partján egy-egy foltban, a tó középső harmadában a csatorna keleti oldala 106

107 mellett egy foltban, a nyugati part északi harmadában a parti sávban és északon a csatorna keleti oldalán. A vízminta azonosítója SAR eff (%) , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , táblázat Az effektív nátrium adszorpciós arány (SAReff) értékei A kation szerinti víztípus már sokkal differenciáltabb képet mutat (21. ábra a)., 43. sz. melléklet). A kation szerinti víztípus jelölései rendre a következők: (1) kalciumos, (2) kalcium-magnéziumos, (3) kalcium-nátriumos, (4) magnéziumkalciumos, (5) nátriumos, (6) nátrium-kalciumos és (7) nátrium-magnéziumos. A kalciumos típus csak egyetlen pontban fordul elő a keleti parton. A kalciummagnéziumos típus a csatornában két pontban jelenik meg. A kalcium-nátriumos típus már nagyobb területen előfordul a csatorna vonalában, az észak-keleti csücsökben, az északi parton a csatorna belépő szakasza mellett, a csatorna keleti oldalán, a legnagyobb foltban a tó középső harmadában a csatorna kelti oldalán, a nyugati part déli részén, a déli parton egy pontban és a keleti part középső partszakaszán, valamint a tó déli harmadában a keleti oldalon két jellegzetes egymás alatti pöttyben. A magnéziumkalciumos és nátriumos típus írja le a tó legnagyobb részét, ezek egymást váltó foltokban és zónákban képeznek átmenetet a nátrium-kalciumos és a nátrium-

108 magnéziumos típus felé, amelyek a tó dél-keleti partján, a nyugati part három foltjában, az északi part középső peremén és a tó északi harmadában három foltban jelennek meg ábra A kation szerinti víztípus (a), az anion szerinti víztípus (b) és a magnézium százalék (c) paramétertérképei A legkisebb magnézium-százalék értékkel (10-18%) jellemezhető folt a tó keleti partján jelenik meg (21. ábra c)., 45. sz. melléklet). Elszórtan kisebb értékekkel (18-26%) jellemezhető pöttyöket is láthatunk a csatorna vonalának északi harmadán és a nyugati part déli harmadán a part mentén. A tó északi kétharmadában 26-34% közé eső értékek jellemzik a csatorna vonalát és a közvetlen vele szomszédos területeket. A csatorna keleti partján a tó középső harmadában a 34-42% értékű foltok fordulnak elő. Ezt a területet mind északról, mind délről egy nagyobb magnézium arányú zóna

109 határolja. A dél-keleti saroktól L-alakban egy 58% feletti értékekkel jellemezhető zóna jelenik meg. Az északi parton középen egy 66% feletti folt található. A tó északi harmadára leginkább az 50% feletti értékek a jellemzők. Ugyanez igaz a nyugati partra egészen a tó déli harmadáig. Ebben a sávban három még nagyobb magnézium-százalék értékkel jellemezhető folt fordul elő, ezek közül kettő a tó középső harmadában (58-66%), a harmadik pedig a tó északi harmadának déli részén (> 66%). III Nagyszéksós-tó talajkémiai és talajfizikai vizsgálatainak eredményei A vizsgált talajok ph-ja (22. ábra a)., 46. sz. melléklet) a terület észak-keleti részén meghaladja a ph 8,1-et. Az északi terület nyugati felét leszámítva szinte az egész partszakaszra a 7,7 feletti ph a jellemző. A teljes területet össz-egészében a gyengén lúgos tartomány (ph 7,2-8,5) jellemzi. Öt foltban jelennek meg 7,7-nél nagyobb ph értékek. A nyugati oldal északi és középső harmadában (7,7-8,0). A keleti oldalon a tó északi harmadában egy foltban (7,7-8,0) jelennek meg ugyanilyen ph értékek, illetve a déli part teljes hosszára is a lúgosabb 7,7 feletti értékek jellemzők. A kálium-kloridos ph-t ábrázolva a vizes ph-hoz képest kissé megváltozott képet kapunk (22. ábra b)., 47. sz. melléklet). A keleti parton sokkal erőteljesebben jelennek meg és nagyobb területen a lúgosabb ph értékek. A keleti part északi harmadára szinte teljes egészében a 8,0 feletti ph jellemző, és a középső szakaszon sem csökken 7,6 alá. A déli parton végig ugyanaz a helyzet, mindössze a délkeleti sarokban jelenik meg egy ph 7,6 alatti folt. A nyugati parton a középső harmadban jelenik meg egy terület ph 7,6-7,7 között, de a part többi szakaszára az ettől kisebb ph-k jellemzők. Az északi parton a kép változatlan, csak a keleti oldalra érve nő meg újra az északkeleti sarokparthoz közeledve a ph és itt egy pontban eléri és meg is haladja a 8,0 ph-t. A vezetőképesség meglehetősen egységes képet mutat (950 µs/cm alatt), ez csak öt foltban változik meg (22. ábra c)., 48. sz. melléklet). Az első ezek közül a nyugati part középső szakaszán található, ahol 1550 µs/cm fölé kúszik a vezetőképesség. A nyugati part északi harmadán egy keskeny part menti sávban µs/cm értékek vannak. Az északi parton is megjelenik a nyugati tendencia. Az északi parton, a keleti oldalon, az északkeleti sarokponton egyetlen folt jelenik meg µs/cm vezetőképességgel. A keleti parton a középső harmadban rajzolódik ki az ötödik folt µs/cm közötti értékekkel. A vízben oldható összes sótartalom (22. ábra d)., 109

110 49. sz. melléklet) képe szinte teljesen megegyezik a vezetőképesség paramétertérképével, mivel a sótartalmat a vezetőképesség-mérés adataiból számítjuk. Némi eltérés mindössze abból adódik, hogy az összes oldható sótartalom egy "durvább" skálájú képen mutatja ugyanazt ábra A talajok vizes ph (a), kálium-kloridos ph (b), vezetőképesség (c) és vízben oldható összes sótartalom (d) paramétertérképei Humusztartalom szempontjából meglehetősen nagy eltéréseket láthatunk a tavat körülvevő talajokban (23. ábra a)., 50. sz. melléklet). A legkisebb 0,2-1,1%-os humusztartalommal jellemezhető terület az észak-keleti parton és a keleti part északi oldalán található. A szomszédos területen az észak-keleti csücsökben a legnagyobb a humusz mennyisége (> 4,7%). Ilyen jellegű humuszos talajokat (> 3,8%) a nyugati part északi harmadán is láthatunk. A teljes nyugati partra a 2,9% feletti értékek a jellemzők, leszámítva három kisebb foltot, ahol 2-2,9% közötti értékek vannak. Ezek közül a legnagyobb a tó középső harmadában található. A déli parton az 1,1-2%-os értékek jelennek meg. A dél-keleti saroktól a keleti parton a tó déli kétharmadáig a nyugati parthoz hasonlóan 2-2,9%-os humusztartalmak rajzolódnak ki. Ilyen humusztartalmú folt még az északi part nyugati oldalán jelenik meg egy kiterjedtebb foltban.

111 A legnagyobb nitrát tartalmú területek egyértelműen az észak-nyugati zónában rajzolódnak ki (> 140 mg/kg) (23. ábra b)., 51. sz. melléklet). A legkisebb (0-35 mg/kg) koncentrációkat a keleti parton az északi és a középső harmadban láthatjuk. Ilyen koncentráció értékekkel még két folt jelenik meg, egy az északi parton, egy pedig a nyugati part déli harmadán. A tavat körülvevő többi talajon a mg/kg nitrát koncentráció a jellemző. Nitritet a begyűjtött talajmintákból 19-ben egyáltalán nem tudtak kimutatni, a koncentrációk kimutatási határ alatt voltak, ezért nitritre nem láttuk indokoltnak paramétertérkép készítését. A fennmaradó 10 értékelhető adat nitrit-tartalma 0,06-0,38 mg/kg-ig terjed (9. táblázat). A déli parton egy pontban, a keleti parton végig, az északi parton két pontban és a nyugati part közepén jelenik meg egy-egy nitrit tartalmú talajfolt. A legkevesebb foszfát jelenléte a talajban (20-60 mg/kg) a vizsgált területen a keleti part északi harmadában, az északi part keleti harmadában és a délkeleti sarokban van (23. ábra c)., 52. sz. melléklet). Az előbbi két terület az észak-keleti csücsökben egy mg/kg foszfát-tartalommal jellemezhető területet fog közre. A talajban az északi parton mutatható ki a legtöbb foszfát (> 180 mg/kg). A nyugati part északi fele 140 mg/kg foszfát-koncentrációt, néhol pedig (három foltban) 180 mg/kg feletti értékeket mutat. A nyugati parton a tó déli partján rajzolódik csak ki kisebb foszfát koncentráció ( mg/kg). A déli partra is ezek az értékek a jellemzők, beleértve a vizsgált terület délkeleti sarkát is. A keleti parton a tó középső harmadára a mg/kg koncentráció-tartomány a jellemző. 111 A talajminta azonosítója NO - 2 (mg/kg) , , , , , , , , , ,38 9. táblázat A talajminták nitrit-tartalma A talaj szulfát-tartalma (23. ábra d)., 53. sz. melléklet) a keleti part északi harmadában egy összefüggő foltban és a délkeleti csücsökben egy kis foltban a

112 legkisebb ( mg/kg). Ezen két folt által közrefogott partszakaszon és a déli parton mg/kg a talaj szulfát-tartalma. A déli part nyugati szakaszán mg/kg, innen északra haladva pedig mg/kg a szulfát koncentráció, egészen a középső harmadáig. A parton haladva továbbra is a mg/kg érték a jellemző, de a parttól távolabb ez a középső szakaszon mg/kg értékre csökken. A nyugati part északi harmadán a mg/kg tartományban egy mg/kg koncentrációjú folt is megjelenik. Az északi parton a mg/kg koncentrációt nyugat felé egy mg/kg koncentrációjú folt töri meg, amíg a keleti oldalon a szulfát-tartalom egészen 700 mg/kg fölé kúszik. Az észak-keleti csücsökben újra mg/kg-ig csökken. A legkisebb klorid tartalom a tó nyugati partjának déli harmadában (0-60 mg/kg) a déli parton, a keleti part déli harmadában, a parttól távolabb a középső harmadában, a keleti part északi harmadában és az északi part keleti részén jelenik meg (23. ábra e)., 54. sz. melléklet). Egy aprócska foltban ez a kis konventráció-tartomány a nyugati part északi harmadán is megtalálható. A klorid a talajban a legnagyobb koncentrációban a nyugati part középső harmadán (300 mg/kg <) jelenik meg. Nagyobb koncentrációértékekkel (> 180 mg/kg) jellemezhető a tó nyugati partjának északi harmada, az északi part nyugati fele, valamint az északi part keleti felében egy partszakasz. A többi területre a mg/kg koncentráció-tartomány jellemző. A legkevésbé karbonátos területek (4-9%) a tó észak keleti partján láthatók (23. ábra f)., 55. sz. melléklet). Szomszédságukban, az észak-keleti csücsökben egy nagy karbonát-tartalmú pont található (24-29%). Szintén nagy karbonát-tartalommal jellemezhető a nyugati part, ahol három kiterjedt foltban is 24% feletti értékeket lehetett mérni, a tó északi és középső harmadának határán. Az északi harmad nyugati oldalát leszámítva (9-19%) a teljes partszakaszra a 19% feletti karbonát-tartalom jellemző. A déli, az északi és a keleti parton egyaránt a 14-19%-os karbonát-koncentráció az uralkodó. A talaj nátrium-tartalma egyértelműen a nyugati parton a legnagyobb (24. ábra a)., 56. sz. melléklet). A part középső szakaszán egy 920 mg/kg feletti folt jelenik meg, az északi harmadában pedig egy nagyobb összefüggő területi is kirajzolódik 740 mg/kg feletti nátrium-koncentrációval mg/kg koncentrációval jellemezhető területek csak a fent említett nagy koncentrációjú helyek körül, illetve az északi part nyugati felén jelennek meg. A legkisebb koncentráció-tartomány (< 200 mg/kg) a déli parton, a 112

113 dél-keleti sarok parti szakaszán, a keleti part felső harmadában és a parttól távolabb a nyugati pont középső szakaszán látható ábra A talaj humusz- (a), nitrát- (b), foszfát- (c), szulfát- (d), klorid- (e) és a karbonát-tartalom (f) paramétertérképei A kálium legnagyobb koncentrációban (220 mg/kg <) a vizsgált terület délkeleti sarkában és az ellentétes oldalon, északnyugaton ( mg/kg) jelenik meg (24. ábra b)., 57. sz. melléklet) mg/kg kálium-koncentrációjú területek a délkeleti sarokban, a nyugati oldal parttól távolabb eső részein, a nyugati part északi harmadában és az északi part nyugati felében vannak. A legkisebb (20-60 mg/kg) koncentrációértékek a nyugati part déli és középső harmadának találkozásánál, a keleti part északi kétharmadában és az északi part keleti felében rajzolódnak ki.

114 24. ábra A talaj nátrium- (a), kálium- (b) magnézium-tartalmának (c) és kationcsere-kapacitásának paramétertérképei A magnézium-koncentráció (24. ábra c)., 58. sz. melléklet) a terület keleti oldalán a felső harmadban egy foltban, az északi oldalon egy összefüggő foltban és a dél-keleti sarkon a parthoz közelebb eső szakaszon a legkisebb ( mg/kg). Kisebb koncentrációkkal a keleti és a déli terület jellemezhető, ahol egymást válva jelennek meg a mg/kg és mg/kg magnézium-koncentrációjú zónák. Az észak-keleti csücsökben egy szintén mg/kg koncentrációjú foltot fog közre a két legkisebb magnézium-tartalmú folt. Az északi parton látható a legnagyobb magnézium-koncentrációval jellemezhető terület, ahol a magnéziumtartalom egy foltban meghaladja a mg/kg töménységet. A partszakasz körülbelül felére a 9600 mg/kg feletti koncentráció a jellemző. A nyugati parton a part déli felére a mg/kg értékek a jellemzők, ezt csak a partszakasz felénél látható, a vízhez közelebb elhelyezkedő mg/kg koncentrációjú folt töri meg. Ezen partszakasz északi harmadára az jellemző, hogy két nagyobb koncentrációjú folt ( mg/kg és mg/kg) fog közre egy kisebb magnézium-tartalmú ( mg/kg) foltot. A kationcsere-kapacitás értékek (24. ábra d)., 59. sz. melléklet) meglehetősen széles skálán mozognak (20-92 cmol/100g). A legnagyobb kationcsere-kapacitás (>

115 cmol/kg) értékekkel a vizsgált terület keleti partjának középső harmada, a keleti part déli harmadának északi része, a nyugati part északi harmada és az északi part nyugati fele jellemezhető. Ezeken a területeken kívül még két kisebb foltban jelennek meg 68 cmol/100g feletti kationcsere-kapacitás értékek, az északi part keleti felében és a nyugati part középső harmadában a vízfelülethez közelebb eső partszakaszon. A legkisebb (32 cmol/100g <) értékek az észak-keleti sarokpontban, az északi part keleti felében és a nyugati part középső harmadának vízparttól távolabb eső részén vannak. A déli partra és a nyugati part déli harmadának talajaira a cmol/100g kationcserekapacitás a jellemző. A vas legnagyobb koncentrációban (> 2250 mg/kg) a nyugati part középső szakaszán jelennek meg (25. ábra a)., 60. sz. melléklet). Ezt a partszakaszt veszi közre két nagyobb koncentrációjú ( mg/kg és mg/kg) zóna. Ezen a parton még két helyen jelenik meg mg/kg közötti vas-koncentráció, az északi harmad déli részén és a éli harmad északi részén. További nagyobb vas-tartalommal jellemezhető hely a vizsgált terület észak-keleti csücskében található ( mg/kg). A legkisebb koncentráció tartomány (0-450 mg/kg) két nagyobb és két kisebb foltban jelenik meg, a keleti part északi harmadában, az északi part keleti felében, az északi part nyugati oldalában és a nyugati part északi harmadában. A mangán esetében a legkisebb koncentrációjú foltok (< 67 mg/kg) a keleti part északi harmadán, az északi part keleti oldalán és a déli part nyugati felén helyezkednek el (25. ábra b)., 61. sz. melléklet). A dél-keleti sarokban egy enyhe ( mg/kg), amíg az észak-keleti csücsökben egy erőteljesebb mangán-tartalom növekedés (> 118 mg/kg) figyelhető meg. Az északi parton a középső szakaszon a mg/kg mangánkoncentráció a jellemző. A mangán nagyobb koncentrációban (> 101 mg/kg) a nyugati parton jelenik meg, amelybe két 135 mg/kg feletti koncentrációjú folt is beágyazódik. Ezeket a foltokat egy-egy nagyobb kiterjedésű mg/kg értékekkel jellemezhető zóna határolja. A két folt egy mg/kg koncentrációjú zónával köthető össze. A nyugati part középső és északi harmadának határán és a part északi részén egy-egy mg/kg koncentráció-tartományú folt figyelhető meg, amelybe az északi részen egy mg/kg terület is beágyazódik. Utóbbi koncentráció-tartomány jellemző az északnyugati sarokra, a csatorna belépési pontjának északi oldalára és a keleti partra. A réz legnagyobb koncentrációban (> 8 mg/kg) az északi parton egy összefüggő foltban jelenik meg (25. ábra c)., 62. sz. melléklet). Ezt a foltot fogja közre egy 6,5-8 mg/kg koncentrációjú sáv. Ez a koncentráció tartomány máshol nem jelenik meg a tó 115

116 területén. Az 5-6,5 mg/kg koncentrációjú foltocska csak a dél-keleti sarokpontban jelenik meg. A 3,5-5 mg/kg tartomány szintén a dél-keleti sarokban, az északi part nagy koncentrációjú helyei körül és a nyugati part északi harmadában egy nagyobb összefüggő foltban jelenik meg. A legkisebb koncentrációval (0,5-2 mg/kg) jellemezhető területek két kisebb és egy összefüggő nagyobb foltban jelennek meg az északi part keleti oldalán, a keleti part északi harmadában és a keleti part déli harmadában ábra A talaj vas- (a), mangán- (b) réz- (c) és cink-tartalmának (d) paramétertérképei A legkisebb cink-koncentrációk (1,4-2,4 mg/kg) három foltban jelennek meg (25. ábra d)., 63. sz. melléklet). Egy kisebb a keleti part déli harmadában, két nagyobb pedig a keleti part északi harmadában és az északi part keleti harmadában. További két kis koncentrációjú folt egy nagyobb (2,4-3,4 mg/kg) koncentrációjú foltot fog közre az észak-keleti csücsökben. Az északi parton tovább haladva elérünk egy, a legnagyobb koncentráció-értékekkel jellemezhető, a partszakasz kb. egyharmadát elfoglaló folthoz (5,4 mg/kg < és 6,4 mg/kg <). 4,4-5,4 mg/kg koncentráció-tartománnyal jellemezhető helyek a nyugati part északi harmadában, déli harmadában és a dél-keleti sarokpontban fordulnak elő. A nyugati oldalon a vízparthoz közelebb eső zónára a 3,4-4,4 mg/kg cink-koncentráció a jellemző. Ez az értéktartomány a déli part keleti szakaszán és a

117 keleti part déli harmadában is megtalálható. 2,4-3,4 mg/kg koncentrációjú foltok a keleti partot leszámítva csak a vízparttól távolabb rajzolódnak ki ábra A talaj Arany-féle kötöttségi szám (a), és szemcseméret paramétertérképei 250 µm feletti (b), µm (c) µm (d) µm (e) 10-5 µm (f) 5-2 µm (g) 2 µm alatti (h) szemcseméret-tartomány esetén

118 Az Arany-féle kötöttségi szám (K A ) alapján megállapíthatjuk, hogy a kötöttebb talajok a tó északi és nyugati partja mentén fordulnak elő, a keleti parton mindössze csak két kisebb foltban jelenik meg (41-46) nagyobb K A számú terület, a tó déli és középső harmadának találkozásánál és az északkeleti csücsökben (26. ábra a)., 64. sz. melléklet). 51 feletti kötöttségi számmal jellemezhető folt két pontban az északi part felénél és a nyugati part északi harmadánál fordul elő. A legkisebb Arany-féle kötöttségi számú talajok (26-31) három területen jelennek meg. Ezek közül a legnagyobb felületű a keleti part északi harmadában található és további két kisebb folt van az északi part keleti harmadában és a nyugati part északi harmadában. A fennmaradó többi területre a Arany-féle kötöttségi szám jellemző. A 250 µm feletti szemcseméret tartomány legnagyobb arányban (> 3,8%) és legnagyobb területen a keleti part középső és délkeleti harmadában jelenik meg (26. ábra b)., 65. sz. melléklet). A nyugati part északi harmadában rajzolódik ki hasonló kiterjedésű folt, ahol egy pontban 4,6% feletti arányban fordul elő a talaj A-szintjében ez a szemcseméret-tartomány. Ezen a két területen kívül két kisebb foltban a keleti part északi harmadában és a nyugati part középső harmadában jelenik meg ilyen arányban a 250 µm feletti szemcseméret-tartomány. A legkisebb arányokkal (0,6-1,4 %) jellemezhető foltok két helyen jelennek meg, a keleti part északi harmadában és a nyugati part déli harmadában. Kis arányokkal (1,4-2,2 %) jellemezhető a keleti part 0,6-1,4 %-os aránnyal jellemezhető területét közrefogó része, az északi part keleti fele, az északi parton a csatorna belépési pontjának északi része, a nyugati part északi harmadában egy apró foltocska, a nyugati part középső harmadának vízparttól távolabb eső zónái, a nyugati part déli harmada és a délkeleti sarokban egy kisebb folt. A fennmaradó partszakaszokra a 2,2-3 %-os arányok jellemzők. A µm-es szemcseméret tartomány legnagyobb arányban (48 % és 60 % felett) a déli partszakasz talajmintáiban fordul elő (26. ábra c)., 66. sz. melléklet). 48 % feletti aránnyal jellemezhető a keleti part déli és középső harmada, az északi part keleti harmada, a nyugati part északi harmadában egy folt és a nyugati part déli harmada. A legkisebb arányú (0-12 %) foltok három helyen, a keleti part északi harmadában, az északi part nyugati harmadában és a nyugati part északi harmadában hasonló kiterjedésben fordulnak elő. A µm-es szemcseméretű frakció %-os aránnyal a nagyobb arányú foltok környékén kívül a nyugati part északi harmadában egy kisebb foltban és egy nagyobb kiterjedésű területen a nyugati part középső és déli 118

119 harmadában fordul elő %-kal a fennmaradó terület jellemezhető a kisebb arányú foltok körül, egy kisebb foltban a délkeleti sarokban és egy nagyobb kiterjedésű területen a nyugati parton a középső és déli harmadban. Az µm szemcseméret-tartomány legkisebb arányú (18-22 %) foltja a nyugati part északi harmadában látható (26. ábra d)., 67. sz. melléklet). A következő %-os tartomány már nagyobb területet foglal el, elsősorban a déli parton és a nyugati part déli harmadában. Ezen kívül még három kisebb folt látható, kettő a keleti part középső harmadában és egy az északi part keleti harmadában. A kisebb arányú helyeket vékony sávban határolja körbe ez az arány-tartomány. A % arány-tartomány a keleti part szinte teljes egészére, az északi part keleti harmadára, a csatorna északi belépési pontjának környékére és a nyugati parton két kisebb partszakaszra (északi és déli harmad) jellemző. A %-os tartomány legnagyobb területen a nyugati parton fordul elő, ahol a partszakasz kb. felét lefedi az északi és a középső harmad találkozásánál. A második legnagyobb terület az északi parton található. Mindkettőre jellemző, hogy nagyobb arányú (> 34 %) helyet fog közre. Hasonlóan nagyobb arányszámmal jellemezhető helyet fog közre a délkeleti sarokban látható folt is. Önálló egységként ez az arány-tartomány csak az észak-keleti csücsökben fordul elő és a keleti part északi harmadában egy aprócska foltban. A 38 % feletti arány a nyugati part középső szakaszán a vízfelszínhez közelebb eső partszakaszon fordul elő. A µm szemcseméret-tartomány 5,5-8 %-os arányban az északi parton egy foltban és a déli part szinte teljes hosszán megjelenik (26. ábra e)., 68. sz. melléklet). A 8-10,5 %-kal jellemezhető az ezen folt körüli partszakasz, a keleti part középső harmada egy foltban, a nyugati part északi harmada egy foltban, valamint a nyugati part déli harmada a partszakasz teljes szélességében. 10,5 % és 13 % közötti értékek vannak a keleti part déli sarkában egy rövidebb partszakaszon, a keleti part középső részén, ezen a szakaszon egy önálló kisebb foltban, az északi parton egy kisebb százalék-arányú foltot közrefogó két partszakaszon, egy ugyanilyen jellegű helyen a nyugati part északi harmadán, egy kisebb önálló foltban ugyanebben a harmadban, és a nyugati part középső szakaszának a víztől távolabb eső részein ,5 % arányszámokkal jellemezhető a délkeleti sarok, a keleti part déli harmada egy foltban, a keleti part középső és északi harmada, az észak-keleti sarok, az északi parton egy nagyobb arányú (> 15,5-18%) foltot közrefogó két terület és a nyugati part északi és középső harmadán egy nagyobb folt. 15,5 % és 18 % közötti arányszámok négy foltban jelennek meg, a legkisebb a nyugati part középső szakaszának vízhez közeli részén, a nyugati part északi 119

120 harmadában a víztől távolabb eső partszakaszon, az északi part nyugati felén egy nagyobb foltban és a keleti part északi harmadában. Utóbbi egy 18 %-ot is meghaladó arányszámú területet ölel körbe. A 10-5 µm szemcseméret-tartomány leginkább a tó északi harmadára jellemző (26. ábra f)., 69. sz. melléklet). A legnagyobb arányok (11,5-13,5 %) a keleti part északi harmadában fordulnak elő, ahol jelenlétük egy foltban még a 13,5 %-ot is meghaladja. További foltok az északi part nyugati felén, a nyugati part északi harmadában egy kisebb foltban és ugyanezen a szakaszon a középső harmadhoz közel a vízparttól távolabb találhatók. Előbbi folt szintén tartalmaz a keleti parthoz hasonlóan egy 13,5 % feletti arányokkal jellemezhető foltot. A 9,5 % és 11,5 % közötti arányszám-tartomány legnagyobb kiterjedésben a nyugati part középső harmadában és az északi harmad déli szakaszán található. További hat partszakaszon, a nagyobb arányú pontokat közrefogva jelenik meg, a nyugati part északi harmadán, az északi part nyugati harmadán, az északi part keleti sarkán és a keleti part középső szakaszán. Önállóan a nyugati parton kívül csak egy foltban, a keleti part déli harmadában fordul elő. A 7,5-9,5 %-os tartomány önállóan a nyugati part déli és középső, valamint a középső és északi szakaszának találkozásánál rajzolódik ki. A többi helyen a 7,5 % alatti foltokat fogja közre. A legkisebb arány (3,5-5,5 %) a tó északi partjának keleti felén, a déli part szinte teljes hosszában és a délkeleti sarokban fordul elő. Az 5,5 % és 7,5 % közötti értékek az előbb említett legkisebb arányú foltokat közrefogva jelennek meg, illetve önállóan a keleti part déli és középső szakaszának találkozásánál és a nyugati part északi és déli harmadán. Az 5-2 µm közötti szemcseméret tartomány 17 % feletti arányban a keleti part északi harmadában jelenik meg a legnagyobb területen, valamint további három kisebb kiterjedésű foltban az észak-keleti sarokpontban, a nyugati part északi részén a csatorna belépő szakaszának déli területén, valamint a nyugati part északi és középső szakaszának találkozásánál a parttól távolabb eső területeken (26. ábra g)., 70. sz. melléklet). 13,5 % és 17 % közötti arány a fent említett foltok körül, valamint önállóan az északi part nyugati felének teljes szélességében, a nyugati part középső szakaszán a parttól távolabb és a nyugati part középső és déli szakaszának találkozásánál fordul elő. 3-6,5 % a déli part szinte teljes hosszában és az északi part keleti felében a parttól távolabb eső szakaszon látható. 6,6-10 % értékek jellemzik a kisebb százalékos értékekkel előforduló zónák környékét, a keleti part középső szakaszát, a nyugati part északi harmadában egy foltot, valamint a nyugati parton a középső harmadban a vízhez 120

121 közel két apró foltocskát ,5 % jellemzi a következő zónákat: a keleti part déli és középső szakaszának találkozása, a keleti part középső harmada, az északi part keleti felében a kisebb arányú foltot közrefogó két terület, a nyugati parton további három hely az előbbiekhez hasonlóan kisebb arányú foltokat körbeölelve és önállóan a nyugati part déli harmada. A legkisebb, 2 µm alatti szemcseméret-tartomány legnagyobb arányban (12,5 % felett) és legnagyobb foltban az északi part keleti felében jelenik meg, ahol egy 15,5 % feletti aránnyal jellemezhető foltot ölel körbe (26. ábra h)., 71. sz. melléklet). Ezen kívül további két foltban jelennek meg a 12,5-15,5 % értékek a keleti part északi harmadában és a nyugati part északi harmadában. A 9,5-12,5 %-os tartomány a fent említett foltok környékén kívül önállóan csak a nyugati parton fordulnak elő az északi harmadban a parttól távolabb és a déli harmad északi részén egy nagyobb foltban. 6,5-9,5 %-os értékekkel jellemezhető a keleti part északi harmada, az észak-keleti csücsök, az északi part nyugati fele és a nyugati parton öt terület amelyeket három 3,5-6,5 % arányú folt és egy nagyobb 9,5-12,5 %-os folt választ el egymástól. A legkisebb arányszámok (0,5-3,5 %) nagy kiterjedésben a déli partra és a keleti part déli felére jellemzők és csak egyetlen kis foltban jelennek meg a nyugati parton. A 3,5-6,5 %-os arány-tartomány a fennmaradó területeket jellemzi: a keleti part középső és déli harmadának találkozásánál egy kis foltot, a keleti part északi és a középső harmadának találkozását, az északi parton a keleti harmadban egy nagyobb foltot, a nyugati parton négy foltot, amelyek közül az első egy kisebb arányú helyet ölel körbe az északi és a középső harmad találkozásánál, a nyugati part középső szakaszát, ahol a legnagyobb kiterjedésű folt található és a dél-nyugati sarkot. 121 III Nagyszéksós-tó szedimetológiai vizsgálatainak eredményei A Nagyszéksós-tó területén kilenc helyen kijelölt fúráspont magmintáit írták le. A szelvényekben a rétegek ellenállását annak alapján mérték, hogy az állandó ütéserősséggel működő mintázó 20 cm-t hány ütéssel tud megtenni. Ezt a számot hisztogramon ábrázolva, majd a hisztogramra burkológörbét illesztve ún. rpd diagramokon megapascal-ban megadható a szelvényben a rétegek tömörödöttsége (27. ábra). Az "F1" fúráspontban a felszíni 20 cm-ben kávébarna-szürke iszapos finom homok található, szerves növényi maradványokkal. A következő rétegben, amely cm-ig tart, világosszürke iszapos finom homok található a felszíni réteghez hasonló

122 szerves növényi maradványokkal. A réteg közepesen tömörödött és vízzel telített. A 70 és 160 cm közötti réteg világosszürke iszapos agyag és finom homok, közepesen tömörödött, vízzel telített. Ezt a réteget váltja fel egy világosszürkés-zöldes tömörödött, vízzel telített finom homok cm mélységben. A 200 cm alatti rétegekben a vizsgálat a homokrétegek tömörödöttségének fokára irányult. A felszín alatti víz szintje cm. A felső három réteg áthalmozott, struktúrálisan a fedőréteghez tartozik ábra A mórahalmi Nagyszéksós-tó területén kijelölt fúráspontok szediment-rétegeinek ellenállás-mélység függvényei

123 Az "F2" fúráspontban a szelvény szerkezete meglehetősen egyszerű. A felső 20 cm - amelyben a növényzet fejlődik - barnás-szürke iszapos finom homok szerves növényi maradványokkal és humusszal (< 1-3%). Ettől a felső fedőrétegtől 200 cm-ig fehéres szürke finom homok található, kevés növényi maradvánnyal. A réteg közepesen tömörödött és vízzel telített. 200 cm alatt a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult. A talajvíz 60 cm-es mélységben jelenik meg. Az "F3" fúrás réteg-szerkezete a következőképpen alakult: 0-20 cm-ig kávébarna-szürke iszapos finom homok található, amely növényi maradványokkal telített. Humusz-tartalma <1-3 %. Ebben a rétegben fejlődik a növényzet. 20 és 40 cm között egy kávébarna-sárgás iszapos finom homok réteg látható, szerves növényi maradványokkal. A tömörödése alapján ez egy jól szellőző réteg lehet. Ezt követi 110 cm-ig egy tömör, vízzel átitatott szürkés-lilás finom homok. Ez a réteg kisebb tömörödési különbségekkel 200 cm-ig folytatódik. 200 cm alatt a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult- A talajvíz 40 cm-es mélységnél megjelenik. Az "F4" fúráspontban a felső 30 cm-ben kávébarnás szürkés iszapos finom homok található, növényi maradványokkal. A humusz-tartalom <1-3 %. Ez a felső 30 cm, amelyben a lágyszárú növényzet fejlődik. Ezt a réteget követi 90 cm-ig egy közepesen tömör kávébarnás szürkés iszapos finom homok. Itt is megtalálhatók a növényi maradványok. A réteg átszellőző, nincsen vízzel átitatódva. 90 cm és 220 cm között egy közepesen tömör-tömör, vízzel átjárt szürkés-kékes iszapos finom homok található. 220 cm alatt a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult. A talajvíz kb. 70 cm-nél jelent meg. Az "F5" fúrás felső 40 cm-es rétegében növényi maradványokkal tarkított szürkés iszapos finom homokot találunk, amely humusz-tartalma 1 és 3% közötti és a növényzet életteréül szolgál. A 70 cm-ig tartó következő réteg szintén tartalmaz növényi maradványokat. A réteg alapmátrixa világosszürke agyagos homokos iszap, amelyben feketés beágyazódások figyelhetők meg cm-ig közepes tömörségű szürke finom homok található feketés és kávészínű-rozsdás beágyazódásokkal. 120 és 160 cm között tömör, vízzel átitatott, feketés beágyazódásokat tartalmazó kékes árnyalatú sötétszürke finom homok látható. Az ezt követő réteg cm-es mélységig - egy tömör, vízzel átjárt és feketés beágyazódásokkal tarkított szürkés-kékes finom homok. 240 cm alatt a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult. A talajvíz 100 cm-es mélységben jelent meg. 123

124 Az "F6" fúráspontban a felső 40 cm-ben a növényzet életterében a növényi maradványokkal kevert szürkés iszapos finom homok jellemző. Humusz-tartalma 1-3 % közötti. A következő cm mélységben megjelenő rétegben a szerves maradványokkal tarkított szürkésfehér agyagos, homokos iszap látható, amely gyengén konszolidált. A szerves maradványok a cm-es mélységben is változatlanul megjelennek közepesen tömör, vízzel átitatott szürkésfehér iszapos homokkal keverve. 130 cm mélységig ez a kép annyiban változik, hogy a réteg gyengén konszolidált, de ugyanúgy jellemzik szerves anyag beágyazódások a szürkésfehér agyagos homokos iszapot. A következő réteg, amely 150 cm mélységig tart, szürkésfehér iszapos agyagból és szürkéskék homokból áll növényi maradványokból álló szerves anyag beágyazódásokkal. A réteg gyengén konszolidált. A következő 30 cm vastag réteg ( cm) közepesen tömörödött, vízzel átitatott finom homokból és szürkésfehér iszapból áll, szerves anyag beágyazódásokkal cm mélységben tömör, vízzel átitatott sötétszürke kékes árnyalatú finom homok található. 200 cm alatt a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult. A talajvíz szintje 30 cm és 40 cm között volt. Az "F7" fúráspont 0-50 cm-es rétegében kávébarnás-szürkés iszapos finom homok található növényi eredetű szerves anyag maradványokkal. A humusz-tartalom nem haladja meg a 3 %-ot. Ebben a rétegben fejlődik a növényzet. 80 cm mélységig egy homokos barnás-feketés iszap réteg jelenik meg kávészínű beágyazódással és szerves anyag maradványokkal. A szint gyengén konszolidált. 80 cm és 140 cm között közepesen tömör, vízzel átitatott szürkés-kékes finom homok látható. 200 cm mélységig ez a kép csak abban változik, hogy a réteg tömörödöttebb. A 200 cm alatt a rétegekre a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult. A talajvíz 50 cm mélységben jelent meg. Az "F8" növényi borítású, gyökerekkel átjárt felső 30 cm-ének alap ásványi mátrixa kávészínű-barnás iszapos finom homok, amely szerves növényi maradványokat és másodlagos karbonátokat tartalmaz. A humusz-tartalom 1-3% alatti. 30 cm és 90 cm között egy átszellőzött, közepesen tömör vízzel átjárt világos kávébarna finom homok réteg van, amelyben a fenti réteghez hasonlóan másodlagos karbonátok és szerves növényi maradványok találhatók cm-ig tömör, vízzel átjárt kékes árnyalatú szürkés finom homok van. 220 cm alatt a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult. A talajvíz szintje 30 cm és 40 cm között volt. Az utolsó "F9" fúráspont legfelső rétege mindössze 20 cm volt. Az alap mátrix kávészínű-barnás iszapos homok, amely fehéres beágyazódásokat és szerves növényi 124

125 maradványokat tartalmaz. A humusz-tartalom 1-3 % alatti. Ebben a rétegben fejlődik a lágyszárú növényzet. 20 cm és 60 cm között kávébarna-szürkés iszapos finom homok található, másodlagos karbonátokkal és szerves növényi maradványokkal. 60 cm és 100 cm között a szürke finom homok rozsdaszínű beágyazódásokat és másodlagos karbonátokat tartalmaz cm-ig szürke kékes-zöldes árnyalatú finom homok réteg van. 200 cm alatt a vizsgálat a homokrétegek tömörülés fokára irányult. A talajvíz szintje 30 cm és 40 cm közötti. III Nagyszéksós-tó malakológiai vizsgálatainak eredményei A malakológiai vizsgálatok eredményeit és kiértékelését Sümegi Pál jelentéséből vettük át. a Fajmeghatározás közben megfigyelték a héjakon megfigyelhető áthalmozódási jegyeket, a juvenilis/adult arányt, predátor nyomokat és rögzítették a mintánkénti egyedszámot (abundanciát) (11. táblázat), majd az egyedszám felhasználásával kiszámították a relatív gyakoriságot (dominanciát) (12. táblázat). A diverzitási értéket a Shannon divezitás nyomán (Tóthmérész, 1997) számolták ki és rögzítették mintánként (11. táblázat) táblázat A mórahalmi Nagy Széksós-tó szelvényéből kinyert Mollusca fajok paleoökológiai besorolása A paleoökológiai és biogeográfiai besorolást a legújabb paleoökológiai munkák nyomán (Sümegi, 2001, 2003, 2005, Sümegi-Krolopp, 2002) készítették el. A

126 paleoökológiai besorolásnál, kitértek a vízi fajok vízborítási igényére, az oldott sótartalom tűrésére, a szárazföldi fajok élőhely-, klíma-, és páratartalom igényére, valamint az recens elterjedésére, a biogeográfiai besorolására is (10. táblázat). Megadták a mintánkénti abundancia, dominancia, fajszám és diverzitás értékeket is (11. és 12. táblázat). 11. táblázat A mórahalmi Nagy Széksós-tó szelvényéből kinyert Mollusca fauna egyedszáma (abundancia értékei), fajszáma és Shannon index diverzitási értékek mintánként 126 III Malakofauna statisztikai értékelése A fauna változásait a nemzetközi gyakorlatnak megfelelően (Sümegi-Krolopp, 2002) a fajok dominanciaváltozásai nyomán mutatták be a nemzetközi paleoökológiai kutatásban használatos Psimpoll programcsomag (Bennett, 1992) felhasználásával (28. ábra). A szerződés alapján a dominancia változások nyomán, a diverzitás index, juvenilis/adult arányokra kitérve értékeltük a fauna változásait statisztikai alapokon. A statisztikai elemzéseket Podani (1978, 1979) több klasszifikációs és ordinációs eljárására alapozták, mivel kifejezetten Mollusca-faunák összehasonlítására dolgozták ki. A cluster vizsgálatot Bray-Curtis módszere (Southwood, 1978) alapján végezték el, a láncképzésnél Orlóci-Ward-féle eljárást alkalmaztak (29. ábra). Mind a hasonlósági vizsgálatot, mind a láncképzést Tóthmérész (1993) által megszerkesztett NUCOSA programcsomag felhasználásával készítettük el. Az egyes malakológiai zónák lehatárolására, a szelvény mentén történt őslénytani változások jellemzésére és az egykori környezet malakológiai alapú rekonstrukciójához, környezettörténeti jellemzéséhez egyes minták teljes malakológiai

127 anyagát átfogó sokváltozós statisztikai, biplot correspondencia elemzését (4. ábra) is elvégezték - Podani (1993), Rousseau (1990) munkái nyomán. 12. táblázat A mórahalmi Nagy Széksós-tó szelvényéből kinyert Mollusca fauna egyedszáma (abundancia értékei), fajszáma és Shannon index diverzitási értékek mintánként A statisztikai elemzések alapján sikerült lehatárolni az egykori azonos környezetben felhalmozódott mintákat és azt is, hogy a statisztikai elemzések nyomán ábra A mórahalmi Nagy Széksós-tó mintáin végzett malakológiai vizsgálat eredményei, a fajok dominancia változása mélység függvényében mely fajok jelentették a vizsgált minták egykori környezetének, a paleoökológiai elemzések szempontjából a döntő tényezőket. Ezen bioindikátor elemeket külön is értékelték. Valamennyi előkerült Mollusca faj őskörnyezeti, paleoökológiai és

128 paleobiogeográfiai értékelését röviden összefoglalták ( melléklet). A mintánként előkerült faunaelemek fotóit a melléklet tartalmazza. A vizsgált mintákból a felszínközeli hét minta tartalmazott értékelhető Mollusca héjakat, értékelhető Mollusca faunát (11. táblázat). Összesen 13 Mollusca faj (6 vízi és hét szárazföldi Gastropoda taxon) 1054 egyedét határoztuk meg (10. táblázat). 29. ábra A mórahalmi Nagy Széksós-tó mintáin végzett malakológiai vizsgálat eredményei, a minták cluster diagramja Béta diverzitás, más néven Bray Curtis hasonlósági index alapján Valamennyi minta egyedszáma meghaladta a malakológiai vizsgálatoknál statisztikai minimumnak tekinthető 100 db-ot. Így valamennyi minta alkalmas volt a dominancia értékek (12. táblázat), diverzitási index értékek (11. táblázat), valamint a dominancia értékek ábrázolására (28. ábra), a cluster és a biplot correspondencia elemzésre (29. és 30. ábra) ábra A mórahalmi Nagy Széksós-tó mintáin végzett malakológiai vizsgálat eredményei, a minták biplot correspondencia elemzésének eredményei III Nagyszéksós-tó taxonómiai vizsgálatainak eredményei nem található. A mórahalmi Nagyszéksós-tó területéről gyűjtött üledékanyagban gerinces lelet

129 III. 2. Petea tó III Petea tó vízkémiai vizsgálatainak eredményei A víz kémhatás értékei a tó területén ph 7 és ph 7,9 között mozognak (31. ábra a)., 87. sz. melléklet). A legnagyobb értékek a tó keleti nyúlványában vannak (> ph 7,7) valamint egy kis foltban megjelennek a forrástó észak-keleti oldalán. Semleges és ph 7,2 közötti értékek jellemzik a forrástavat. ph 7,1-7,4 a patak keleti szakaszán és a nyugati kiöblösödés déli partján egy foltban látható. ph 7,5-7,6 a patak nyugati szakaszán és négy apró foltban van a nyugati tó partján, három az északi oldalon, egy nagyobb a délin. A vizsgált terület nyugati felére a jellemző ph 7,4-7,5. A vezetőképesség a keleti nyúlványban a legnagyobb, 630 μs/cm feletti értékeket mutat (31. ábra b)., 88. sz. melléklet). A vizsgált területnek nincsen másik olyan része, ahol ezen érték fölé emelkedne a vezetőképesség μs/cm a vezetőképesség a forrástó és a keleti nyúlvány összekötő szakaszán, a forrástóban egy a partról lefűződő foltban és egy foltban a nyugati tó és a két tavat összekötő patak találkozásánál. A legkisebb vezetőképesség értékek ( μs/cm) a nyugati tó északi partján rajzolnak ki egy nagyobb összefüggő foltot. A vizsgált területre egyébként az μs/cm vezetőképesség tartomány a jellemző. A hidrogén-karbonát-tartalom a vizsgált területen mg/l koncentrációtartományban mozog (31. ábra c)., 89. sz. melléklet). A legnagyobb értékek itt is a keleti nyúlványban mérhetők, de a nyugati tó keleti harmadában is megjelenik egy mg/l koncentrációval jellemezhető összefüggő folt. A vizsgált terület legnagyobb részére a mg/l hidrogén-karbonát-tartalom a jellemző, ezt csak néhány pontban töri meg egy-egy kisebb koncentrációjú folt ( mg/l). Utóbbi foltok a nyugati tó csücskében, az északi parton három helyen, a nyugati tó és a patak találkozásánál, valamint a patak forrástó utáni kezdeti szakaszán jelennek meg. A legkisebb hidrogénkarbonát-tartalom ( mg/l) a forrástóban egy pontban és a patak középső szakaszán az északi parton egy pontban látható. Nitrát-tartalom szempontjából a vizsgált terület nyugati fele meglehetősen egységes képet mutat, a 0-0,2 mg/l koncentráció-tartomány a jellemző (31. ábra d)., 90. sz. melléklet). A keleti területeken már tarkább a kép. A legnagyobb koncentráció (> 0,6 mg/l) két foltban jelenik meg a forrástó patak felé eső részén és a patak kiinduló szakaszán. Érdekesség, hogy a két part között a patak és a forrástó találkozásánál egy 129

130 kimondottan kis koncentrációjú terület látható. Nagyobb koncentráció tartomány (0,3-0,5 mg/l) a keleti nyúlvány végén, a nyúlvány forrástó előtti szakaszán, a forrástó déli partján, a forrástóban a nagyobb koncentrációjú helyek körüli területeken és a patak keleti felében két nagyobb és egy apróbb foltban jelenik meg. A fennmaradó többi területre a 0,2-0,4 mg/l koncentráció a jellemző ábra A ph (a), a vezetőképesség (b), a hidrogén-karbonát- (c), a nitrát- (d) és a foszfát-tartalom (e) paramétertérképei Foszfát-tartalom szempontjából a tó vize meglehetősen egységesnek tekinthető, ugyanis a terület ~80%-án a foszfát koncentráció 0,1 mg/l alatti (31. ábra e)., 91. sz.

131 melléklet). Kivételt a nyugati tó északi partjának néhány foltja (0,1-0,2 mg/l) és a keleti nyúlvány jelent, ahol a legnagyobb foszfát-tartalom jelenik meg (> 0,6 mg/l). A legnagyobb nátrium-koncentráció a keleti nyúlványban (> 8 mg/l) figyelhető meg (32. ábra a)., 92. sz. melléklet). 6 és 8 mg/l közötti értékek jellemzik a forrástó keleti oldalát, a patakban hat kisebb foltot és a nyugati tó kb 1/3-ad részét. A déli parton ez a folt kiterjedtebb, és a folt átér a tó északi partjáig. A 0-2 mg/l legkisebb koncentráció tartományba tartozó foltok a patak középső szakaszán és a nyugati tó északi partján egy foltban jelennek meg. A 2-4 mg/l koncentrációjú nátrium-tartalom kb. tíz foltban jelenik meg. Ezek kiterjedése változó, hét esetben meglehetősen apró méretűek. Három nagyobb folt különíthető el, a nyugati tó csücskében, a nyugati tó északi partján, valamint a patak középső szakaszán. Ezek közül utóbbi a legnagyobb kiterjedésű ábra A nátrium- (a), kálium- (b), kalcium- (c) és a magnézium-koncentráció paramétertérképei

132 A legnagyobb kálium-koncentráció a keleti nyúlványban, a forrástó déli részén (> 3,4 mg/l) és a nyugati tó déli felén jelenik meg (32. ábra b)., 93. sz. melléklet). 2,5 mg/l feletti kálium-koncentráció jellemzi a nyugati tó szinte teljes egészét, a patak nyugati felét és a patak forrástó felöli szakaszán négy jól elkülöníthető foltot. Ezek közül a forrástó és a patak találkozásánál rajzolódik ki a legnagyobb. A tó többi részére a 2,8 mg/l feletti koncentráció értékek a jellemzők, kivéve a legkisebb értékeket mutató (0,6-1,4 mg/l) középső patakszakaszt és a nyugati tó északi partjáról lefűződő három foltot. A kalcium-koncentráció a keleti nyúlványban kicsi ( mg/l) a tó többi területéhez viszonyítva (32. ábra c)., 94. sz. melléklet). A forrástó területén, valamint a tó és a nyúlvány találkozásánál ez a koncentráció megnő ( mg/l), két pontban még a 230 mg/l koncentrációt is eléri. A tó többi területére a patak kiinduló szakaszáig a mg/l kalcium-tartalom jellemző. A patak keleti kanyarulatában egy szintén mg/l koncentrációjú foltot fog közre két nagyobb koncentrációjú ( mg/l) folt. A patak keleti felén szintén a mg/l koncentráció-tartomány az uralkodó, sőt az egész nyugati oldalon, beleértve a nyugati tavat is. Ebbe a mátrixba ágyazódik három mg/l koncentrációjú folt. Kettő kisebb kiterjedésű a patak területén és egy nagyobb a nyugati tó déli partjáról kiindulva. A legkisebb koncentrációval (30-80 mg/l) jellemezhető területek a vizsgált terület nyugati oldalán jelennek meg, a tó területén a nyugati csücsökben és az északi partról kiindulva még két foltban. A patak nyugati oldalán hat apró folt jelenik csak meg ebben a koncentráció-tartományban. A tó egészét tekintve a nagy magnézium-koncentráció a jellemző (17-19 mg/l és > 19 mg/l) (32. ábra d)., 95. sz. melléklet). A legnagyobb magnézium-tartalmú foltok a forrástó déli partján, a patak forrástóból kiinduló szakaszán, a patak keleti felében két pontban, a patak középső szakaszán és a nyugati tó déli partján jelennek meg. A legkisebb koncentrációkkal (5-11 mg/l) jellemezhető területek a patak középső szakaszán, a nyugati tó északi partján, valamint a nyugati csücsökben rajzolódnak ki. A mg/l koncentráció-tartomány a fent említett foltok összekötő szakaszain fordul elő. Az E4 értékek a két tavat összekötő patak középső szakaszán a legkisebbek (0,03-0,0325) (33. ábra a)., 96. sz. melléklet). A két tó területére és a forrástó mellett látható nyúlványra a 0,035-0,0375 értékek jellemzők. Ezt a képet csak néhány foltban törik meg a nagyobb (0,0375 <) E4 értékek a forrástó déli partján, a nyugati tó északi 132

133 partján és további öt foltban a tavak területén a parttól távolabb eső részeken. Ezek a nagyobb E4 értékek (0,0375 <) a patak keleti harmadában is láthatók, ahol két foltban ábra Az E4 (a), E6 (b) E4/E6 hányados (c) valamint az E2 (d), E3 (e) és az E2/E3 hányados (f) paramétertérképei

134 még a 0,04-et is meghaladják. A legnagyobb értékek a forrástó déli partján is megjelennek. Az E6 értékek eloszlását nézve jól elkülönülő zónákat láthatunk (33. ábra b)., 97. sz. melléklet). A legnagyobb értékek (0,0375 <) a nyugati tó északi felén és a patak középső szakaszán a patak teljes szélességében jelennek meg. Ez az értéktartomány a patak északi oldalán egy vékony parti sávban a nyugati tó felöl körülbelül a patak feléig szintén megjelenik. A következő 0,035-0,075 tartomány a nyugati tó fennmaradó területére és a patak nyugati felére jellemző. Utóbbi területen csak egyetlen foltban jelenik meg egy kisebb a értéktartomány (0,0325-0,035) a déli parton. A patak keleti felén a 0,0325-0,035 és a 0,035-0,0375 tartományok egymást felváltó foltokban jelennek meg. A forrástó területén a legnagyobb felületet a 0,0325-0,035 értékek fedik le, körbeölelve egy kisebb értékű apró foltot (0,03-0,0325). A kép a forrástó déli partjához közeli területeken változik meg, ahol a nagyobb (0,035-0,075) értékek ölelnek körbe egy kisebb (0,0325-0,035) értékű foltot. A vizsgált terület keleti nyúlványának felére a 0,0325-0,035, amíg a nyúlvány végére a 0,035-0,0375 értékek jellemzők. Az E4/E6 arányok az E4 értékekhez hasonló képet mutatnak (33. ábra c)., 98. sz. melléklet). A nyugati tó szinte teljes egészére a 0,9-1,0 arányok jellemzők. Egyetlen pontban, a tó keleti harmadában látható egy nagyobb 1,0-1,1 arányú folt. A patak keleti felében 0,8-0,9 és 0,9-1,0 aránytartományú foltok váltják egymást. A patak középső szakaszára a 0,8-0,9 arányok jellemzők. A patak keleti - forrástó felöli - részén a nagyobb 1,1-1,2 arányok jelennek meg. Ezen tartomány értékei alól egyetlen kivétel van, a forrástó keleti nyúlványának végén, ahol az arány 0,9-1,0-ra csökken. A legnagyobb 1,1-1,2 értékek legnagyobb felületen a patak keleti felében jelennek meg a patak teljes szélességében. További két nagyobb és három kisebb foltban jelennek még meg, a patak forrástavat követő kezdeti szakaszán és a forrástó területén. A nyugati tó szinte teljes egészében 0,12-0,15 E2 értékekkel írható le (33. ábra d)., 99. sz. melléklet). Ez alól a patakkal érintkező keleti szakasz jelent kivételt, ahol a patak nyugati szakaszával együtt 0,09-0,12 abszorbancia értékekkel jellemezhető a terület. A patak középső és keleti szakaszát, valamint a forrástavat a legkisebb 0,03-0,06 abszorbancia értékek jellemzik. A vizsgált terület keleti nyúlványa és a patak keleti felében egy kisebb folt 0,06-0,09 közötti abszorbanciájú. A legnagyobb értékek a forrástó déli partján jelenik meg (0,15<) egy apró foltban. Az E2 értékekhez képest az E3 már differenciáltabb képet mutat (33. ábra e)., 100. sz. melléklet). A nyugati tóra a 0,01-0,02 abszorbancia értékek jellemzők, a déli 134

135 part egyetlen lefűződő foltját leszámítva, ahol ez az érték 0,02-0,03 közé csökken. A patak nyugati szakaszán a legkisebb az abszorbancia (0-0,01). A patak forrástóból kiinduló keleti szakasza homogén 0,04-0,05 értékekkel jellemezhető. Átmeneti szakasza a legutóbb említett két partszakasz között található (0,0,1-0,04) értékekkel. A forrástó patakhoz csatlakozó részén az abszorbancia kicsit változik, 0,03-0,04 közötti. A forrástó déli partján egy apró foltban jelennek meg a legnagyobb értékek (0,05<), a tó többi részére szintén a 0,04-0,05 abszorbancia tartomány a jellemző. A keleti nyúlvány felé az abszorbancia folyamatosan csökken 0,01 érték alá. Az E2/E3 arány szempontjából a vizsgált terület egészére a 30 alatti értékek a jellemzők (33. ábra f)., 101. sz. melléklet). Ez alól egyedül a patak középső szakaszán kirajzolódó folt jelent kivételt, ahol az arányszám egy foltban 150 fölé ugrik. A többi szám ezen két arányszámmal jellemezhető terület közötti átmenetet jelöli ábra A vízkeménység (a), az effektív (Ca+Mg)-koncentráció (b) az effektív sókoncentráció (c) és a magnézium-százalék (d) paramétertérképei

136 A vízkeménység meglehetősen tarka képet mutat (34. ábra a)., 102. sz. melléklet). A keleti tó déli partja felöl egy nagyobb keménységű ( mg/l) folt nyúlik az északi part felé. Az északi part parti sávjában az értékek mg/l koncentrációig csökkennek. A patak nyugati felében mg/l koncentráció tartományban változik a keménység. Az "alapmátrixnak" a mg/l koncentráció tartományú vízfelület tekinthető, ezt tarkítják a kisebb ( mg/l) és nagyobb ( mg/l) koncentrációjú foltok. Az utóbbi koncentráció-tartományba eső foltok közül a déli parton egy foltban jelenik meg a mg/l keménység. A patak keleti felén a keménység kisebb értékekkel indul, majd a forrástó felé haladva fokozatosan növekszik. A kezdeti szakaszon található a teljes vizsgált terület legnagyobb kiterjedésű legkisebb vízkeménységű (40-80 mg/l) foltja. A patak keleti felén és a patak-forrástó találkozásánál a vízkeménység értékek elérik a mg/l-t, sőt a forrástó felöli folt egy pontjában a mg/l-t is. A forrástó északi részén és a keleti nyúlványban a mg/l vízkeménység jellemző. A déli parton ez az érték megnő, két foltban a 440 mg/l-t is meghaladja. Egy folt kivételével minden ilyen nagyobb koncentrációjú folt a part mentén található. Az effektív együttes kalcium-magnézium-koncentráció a nyugati tóban a déli parton mutat nagyobb értékeket ( mgeé/l), amely fokozatosan csökken az északi part felé, ahol a parti zónában mindössze 0-50 mgeé/l (34. ábra b)., 103. sz. melléklet). Ugyanezt a koncentráció-tartományt mutatja a patak nyugati felében egy apró folt. A déli part felöl két nagyobb és egy kisebb foltban mgeé/l illetve egy pontban mgeé/l az effektív együttes kalcium-magnézium-koncentráció. Erre a területre egyébként általánosságban a mgeé/l és a mgeé/l koncentrációk nagyjából egyenlő arányban jellemzők. Ezt a "mátrixot" törik meg kisebb foltok kisebbnagyobb koncentrációkkal. A patak keleti felére a patak folyásirányával ellentétesen kelet felé haladva a kezdeti kis koncentrációk (0-50 mg/l, a tó területén legnagyobb foltban itt fordul elő) fokozatosan nőnek a forrástó irányába, mígnem elérik a mgeé/l effektív együttes kalcium-magnézium-koncentrációt. Ezt a növekedést csak az északi kanyarulatban töri meg egy mgeé/l-es koncentrációjú folt. A forrástó déli partján és a forrástóban egy foltban a vannak a legnagyobb (250 mgeé/l <) effektív együttes kalcium-magnézium-koncentrációk. Az értékek egy-egy pontban a 450 mgeé/l és 500 mgeé/l-t is meghaladják. A tó északi felén a koncentráció mgeé/l között mozog, a többi területre a két szélső koncentráció érték közötti fokozatos átmeneti értékek jellemzők. A kelti nyúlvány kezdeti szakaszán a forrástó északi részéhez 136

137 hasonlóan az effektív együttes kalcium-magnézium-koncentráció mgeé/l, amely a nyúlvány végében mgeé/l-re nő. Az effektív sókoncentráció a tó teljes területére nézve mgeé/l-ig változik (34. ábra c)., 104. sz. melléklet). A nyugati tóban a déli parttól a tó területének körülbelül 45 százalékában a mgeé/l koncentráció tartomány jellemző, amely az északi part egy foltjában és két keskeny sávjában 0-50 mgeé/l közé csökken. A tó többi területét az átmeneti zónák foglalják el ( mgeé/l). A patak nyugati fele tarka képet mutat. A területen a déli part felöl négy foltban fűződnek le mgeé/l koncentrációjú foltok, amelyek közül kettőben megjelenik a mgeé/l koncentráció is. Az átlagos effektív sókoncentráció ezen a szakaszon mgeé/l között mozog. Ezen koncentráció-tartománynál kisebb értékű foltok csak hat kisebb foltocskában láthatók. A patak keleti felében a patak középső szakaszától kelet felé haladva az effektív sókoncentráció folyamatosan nő ( mgeé/l) néhány kisebb folttól eltekintve. A forrástó és a patak találkozásánál egyetlen foltban mutatkozik mgeé/l koncentráció. A forrástó déli partjainál és a tóban egy foltban láthatók a vizsgált terület egészére is tekintve legnagyobb effektív sókoncentrációjú foltok (450 mgeé/l <). Két foltban az értékek az 500 mgeé/l-t is meghaladják. A forrástó területére egyébként a keleti nyúlványhoz hasonlóan a mgeé/l sókoncentrációk a leginkább jellemzők, de természetesen vékonyabb sávokban, a nagyobb koncentrációjú foltokat körbeölelve megjelennek a többi koncentráció tartományhoz tartozó értékek is, átmenetet képezve a két zóna ( mgeé/l és 500 mgeé/l <) között. A magnézium-százalék (Mg%) a keleti forrástó területén a déli partszakasz keleti felében látható parthoz simuló legkisebb (8-10 %) arányokkal jellemezhető terület felöl az északi parton látható nagyobb (22% <) magnézium arányú területek felé változik és ezen két szélsőérték között folyamatos átmeneti zónák láthatók a tó területén (34. ábra d)., 105. sz. melléklet). Az északi part legnagyobb foltjában a magnézium aránya a 24 %-ot is meghaladja. Ez az egyetlen ilyen folt a tó területén. A patak nyugati részén az északi part mentén a parthoz simuló nagyobb %-os arányú foltok fokozatosan csökkennek %-ra a déli part felé haladva. A patak nyugati felének keleti oldalán egy folttól eltekintve (8-12 %) a %-os magnézium arányok a jellemzők. Egy kisebb és egy nagyobb kiterjedésű nagyobb magnézium aránnyal (18-22 %) jellemezhető folt jelenik meg a patak keleti felének nyugati harmadában. Az értékek az északi kanyarulatig folyamatosan csökkennek 8 %-ig, majd a kanyarban újra 14 %-ra nőnek, végül a patak és a forrástó találkozásánál megint 8 %-ra csökkennek. A forrástó 137

138 északi területére és a keleti nyúlványra a % magnézium arány jellemző. Ezt a képet egyetlen kis folt töri meg a forrástó északi partján %-kal, valamint három kisebb és egy nagyobb folt a forrástó déli partjainál 8-12 %-kal. A nátrium arány (Na %) a nyugati tó területének körülbelül 50 %-ában 2,2 % és 2,6 % közötti (35. ábra a)., 106. sz. melléklet). Érdekesség, hogy az északi parton egymás szomszédságában egy kis (0-0,2 %) és egy nagy (3,0-3,4 %) nátrium aránnyal jellemezhető folt van. Az északi partról még további két 2,6-3,0 % közötti nátrium arányú folt fűződik le. Csak a nyugati tó déli partján látható egy kisebb 1,4-1,8 % arányú folt. A patak nyugati felének északi partján jól látható a parthoz simuló nagyobb arányszámokkal (2,6-3,0 %) jellemezhető zóna. Ez a szám a déli part felé fokozatosan ábra A nátrium arány (a), az effektív nátrium arány (b) és a szódaegyenérték (c) paramétertérképei csökken. A patak középső szakaszán meglehetősen tarka képet láthatunk. Itt található a vizsgált terület legkisebb nátrium arányú (0-0,2 %) foltja, amelyet egymást váltó további foltokban 1,8-2,2 % és 2,2-2,6 % arányú foltok vesznek közre. A legkisebb értékű hely szomszédságában a nyugati tóhoz hasonlóan egy nagyobb százalék értékű (2,6-3,0 %) foltocska is megjelenik. A patak keleti felében az 1,8-2,6 % az uralkodó. Ezt a képet három nagyobb 1,4-1,8 %-os folt töri meg, a patak keleti harmadának

139 kezdeti szakaszán és az északi kanyarulatot közrefogva. Az északi kanyarulatban egy 3,0-3,4 %-os foltocska jelenik meg. A forrástó területén az északi oldalon 0 2,2-3,0 %- ig terjedő nátrium arány az uralkodó, amíg a déli parton inkább az 1,8-2,2 % a jellemző. A legnagyobb nátrium arány a keleti nyúlványban jelenik meg, ahol az arányszám a nyúlvány teljes területén 3,4 % feletti és a terület körülbelül felén a 4,2 %-ot is meghaladja. Az effektív nátrium arány homogén képet mutat, a vizsgált terület körülbelül 80 %-át a 2-8 %-os tartomány fedi le (35. ábra b)., 107. sz. melléklet). Kivételt jelent a nyugati tó északi partja és a patak középső szakaszán látható egymással szomszédos, két szélsőértéket (-10-2% és 8-29 %) lefedő négy folt. Kisebb eltérések az "alapmátrixtól" a nagyobb arányok felé a nyugati tó északi partján két foltban (8-14 %), a patak nyugati felének északi partján a parthoz simulva két sávban (8-11%) és a keleti nyúlványban (8-11 %) vannak. A kisebb arányok felé (2 % >) a nyugati part két foltjában (egy északon és egy délen), a patak keleti felében a déli parton két foltocskában és a forrástó déli partján három foltocskában és a keleti nyúlvány végén látható eltérés. A szódaegyenérték a nyugati tó déli partjától (10) az északiig (360) folyamatosan nő (35. ábra c)., 108. sz. melléklet). A patak nyugati harmadán szintén ezek az értékek a jellemzők, kivéve három foltot a déli parton (-40-10). A középső harmadban a nagyobb, 110 feletti értékek az uralkodók. Kivételt a déli parton két folt jelent (40-110), amelyek közül a nyugati folt értékekig csökken. A patak keleti harmadában felváltva jelennek meg a nagyobb és érték-tartományba tartozó foltok. A forrástó területén leginkább az utóbbi érték-tartomány a jellemző. Ez a kép a tó déli partján és a tó belső területein egy foltban változik, ahol a szódaegyenérték 60 alá csökken. Itt található két foltban a tó területére számolt legkisebb szódaegyenérték is ( ). A keleti nyúlványra a forrástó vizéhez hasonlóan a értékek a jellemzők, ez csak egy folt töri meg a "könyök" részben ( ). 139 III Petea-tó szedimetológiai vizsgálatainak eredményei A Petea-tó területén kijelölt nyolc fúráspont rétegeit a mórahalmi Nagyszéksóstó magmintáihoz hasonlóan írták le, azonban itt néhány pontban teljes szelvényfeltárás történt és a mintákat a szelvényfalból vették a malakológia és taxonómiai vizsgálatokhoz, valamint a szemcseméret meghatározáshoz. A szelvényekben a rétegek

140 ellenállását a III fejezetben leírtak szerint határozták meg. Az ellenállás-mélység függvény a 36. ábrán látható ábra A Petea-tó területén kijelölt fúráspontok szediment-rétegeinek ellenállás-mélység függvényei A "P1" fúráspontban a 380 cm vastag felszíni üledékes rétegben nem látható természetes szukcesszió, az üledékes rétegek áthalmozott travertint tartalmaznak. A

141 következő rétegben 580 cm-ig in situ travertint találtak, a hézagokban üledékkel. 580 cm és 1060 cm között relatív homogén agyag összlet látható, amelyben 880 cm alatt pleisztocén- holocén kavicsok vannak. Erre a rétegre épült Rontó. A fúrás nem érte el az alapkőzetet. A "P2" fúrás 340 cm vastag felszíni fedőrétege a Petea-tó fossziliákban gazdag üledékeit tartalmazza. 340 cm és 520 cm között a Sebes Körös medencéjéhez tartozó laza terasz típusú üledék összleteket találtak. A fúrás az alapkőzetet nem érte el. A "P3" fúráspont cm-es felső rétege a Petea-tó fossziliákban gazdag üledékeiből áll. 560 cm mélységig a Sebes Körös medencéjéhez tartozó laza terasz jellegű üledék összletek jelennek meg. A felszín alatti víz ~ 200 cm mélységnél jelenik meg. A "P4" fúrásban a fedőréteg 440 cm. A Petea-tó fossziliás üledék összleteiből épül fel. 440 cm-től 660 cm-ig pleisztocén-holocén agyag összleteket találtak. 660 cm és 680 cm között baremi-apti mészkövekből épült. A mintázás a felszín alatti víz megjelenésének 320 cm-es mélységéig történt. A "P5" fúráspontban három réteget lehetett elkülöníteni. A felszíni réteg 320 cm mélységig tart és a Petea-tó üledékeit foglalja magába fossziliákkal, növényi részekkel és tőzeg beékelődéssel. 320 cm és 820 cm között a réteg a Petea-tó fosszília-mentes üledékrétegei vannak cm-ig valószínűsíthető, hogy barremi-apti törmelék építik fel a réteget. 500 cm és 820 cm között csak ellenállás vizsgálat történt. A felszín alatti víz 440 cm mélységben jelenik meg. A "P6" fúrás cm-ig a fossziliákat és növényi részeket tartalmazó Petea-tó üledékösszleteiből áll. Ettől a szinttől 400 cm-ig a tó fosszília-mentes üledékösszletei helyezkednek el. 400 cm és 420 cm között valószínűleg mészkő törmelékből áll. A "P7" fúráspontban két meghatározó réteget tudtak megkülönböztetni. A felső 500 cm-es szint a Petea-tó növényi részekkel és tőzegösszletekkel tarkított üledékösszleteit foglalja magába, amíg az 500 cm és 980 cm közötti réteg a fent említett fúrásokhoz hasonlóan a Petea-tó struktúrájának fosszilia-mentes agyagösszleteit tartalmazza. Az utolsó "P8" fúráspontban három réteget különböztettek meg. Az első a Peteató fosszíliákat, növényi részeket és tőzeg rétegeket tartalmazó üledékösszlete. A következő, 700 cm-es mélységig tartó réteg a Petea-tó fosszilia-mentes agyagos üledéke cm-nél valószínűleg mészköves rétegek jelennek meg. A felszín alatti víz szintje 200 cm-es mélységben található. 141

142 III Petea tó malakológiai vizsgálatainak eredményei A paleoökológiai és biogeográfiai besorolást a legújabb paleoökológiai munkák nyomán (Sümegi, 2001, 2003, 2005, Sümegi-Krolopp, 2002) készítették Sümegi Pál és munkatársai. A paleoökológiai besorolásnál, kitértek a vízi fajok vízborítási igényére, az oldott sótartalom tűrésre, a szárazföldi fajok élőhely-, klíma-, és páratartalom igényére, valamint az recens elterjedésére, a biogeográfiai besorolására is (13. táblázat). Megadták a mintánkénti abundancia, dominancia, fajszám és diverzitás értékeket is (14. és 15. táblázat). III Malakofauna statisztikai értékelése A fauna változásait a nemzetközi gyakorlatnak megfelelően (Sümegi-Krolopp, 2002) a fajok dominanciaváltozásai nyomán mutattuk be a nemzetközi paleoökológiai kutatásban használatos Psimpoll programcsomag (Bennett, 1992) felhasználásával (37. ábra). A szerződés alapján a dominancia változások nyomán, a diverzitás index, juvenilis/adult arányokra kitérve értékeltük a fauna változásait statisztikai alapokon. A statisztikai elemzéseket Podani (1978, 1979) több klasszifikációs és ordinációs táblázat A nagyváradi/oradea püspökfürdői/baile 1 Mai (Románia) szelvényéből kinyert Mollusca fajok paleoökológiai besorolása eljárásaira alapoztuk, mivel kifejezetten Mollusca-faunák összehasonlítására dolgozták ki. A cluster vizsgálatot Bray-Curtis módszere (Southwood, 1978) alapján végeztük el,

143 a láncképzésnél Orlóci-Ward-féle eljárást alkalmaztuk (38. ábra). Mind a hasonlósági vizsgálatot, mind a láncképzést Tóthmérész (1993) által megszerkesztett NUCOSA programcsomag felhasználásával készítettük el. Az egyes malakológiai zónák lehatárolására, a szelvény mentén történt őslénytani változások jellemzésére és az egykori környezet malakológiai alapú rekonstrukciójához, környezettörténeti jellemzéséhez egyes minták teljes malakológiai a táblázat Püspökfürdő/Baile 1 Mai (Nagyvárad/Oradea Románia) geológiai szelvényéből előkerült Mollusca fajok egyedszáma 1 anyagát átfogó sokváltozós statisztikai, biplot correspondencia elemzését (39. ábra) is elvégeztük - Podani (1993), Rousseau (1990) munkái nyomán. A statisztikai elemzések alapján sikerült lehatárolni az egykori azonos környezetben felhalmozódott mintákat és azt is, hogy a statisztikai elemzések nyomán mely fajok jelentették a vizsgált minták egykori környezetének, a paleoökológiai elemzések szempontjából a döntő tényezőket. Ezen bioindikátor elemeket külön is értékelték. Valamennyi előkerült Mollusca faj őskörnyezeti, paleoökológiai és paleobiogeográfiai értékelését röviden összefoglalták

144 ( melléklet). A mintánként előkerült faunaelemek fotóit a melléklet tartalmazza. A vizsgálatra átadott mintákból a mind a 42 minta tartalmazott értékelhető Mollusca héjakat, értékelhető Mollusca faunát (13, 14a,b és 15a,b táblázat) b táblázat Püspökfürdő/Baile 1 Mai (Nagyvárad/Oradea Románia) geológiai szelvényéből előkerült Mollusca fajok egyedszáma 2 A felszín közeli 40 mintából előkerült fauna egyedszáma haladta meg a statisztikai vizsgálati minimumnak tekinthető 100 db-ot, míg a szelvény legalsó két, 41, 42 jelzésű mintájában alatta maradt ennek az értéknek az előkerült egyedszám, de összességében mindkét minta faunája alkalmasnak bizonyult az egykori környezetének jellemzésére. Összesen 10 Mollusca faj (hét vízi és három szárazföldi Gastropoda taxon) 10,945 egyedét határoztuk meg (14a,b táblázat). Így valamennyi minta alkalmas volt a dominancia értékek (15a,b táblázat), diverzitási index értékek (14a,b táblázat), valamint a dominancia értékek ábrázolására (37. ábra), a cluster és a biplot correspondencia elemzésre (38. és 39. ábra).

145 15a táblázat A nagyváradi (Oradea) püspökfürdői (Baile 1 Mai) geológiai szelvényből kiemelt minták Mollusca fajainak dominancia eloszlása b táblázat A nagyváradi (Oradea) püspökfürdői (Baile 1 Mai) geológiai szelvényből kiemelt minták Mollusca fajainak dominancia eloszlása 2

146 37. ábra A püspökfürdői/baile 1 Mai szelvény mintáin végzett malakológiai vizsgálat eredményei, a fajok dominancia változása ábra A püspökfürdői/baile 1 Mai szelvény mintáin végzett malakológiai vizsgálat eredményei, a minták cluster diagramja Béta diverzitás, más néven Bray Curtis hasonlósági index alapján

147 39. ábra A püspökfürdői/baile 1 Mai szelvény mintáin végzett malakológiai vizsgálat eredményei, a minták biplot correspondencia elemzésének eredményei III Petea tó taxonómiai vizsgálatainak eredményei A taxonómiai eredményeket és kiértékelésüket Hír János munkája alapján állítottuk össze. A Petea tó területéről előkerült és feldolgozott leletanyag listáját, 147 Minták száma C. carpio S. erythrophtalmus C. carassius Pisces indet. Rana sp. and aff. R. esculenta Anura indet. Lacerta indet. C. cricetus Microtus sp. Arvicolidae indet. B. taurus Mammalia indet. Vertebrata indet. A leletek száma Σ táblázat A Petea tó szelvénymetszetéből előkerült gerinces leletek összefoglaló táblázata besorolását és fotóit a mellékletek tartalmazzák. A Petea tó szelvénymetszetéből előkerült gerinces leletek (16. táblázat) alapján 5 olyan jellegzetes

148 faj maradványai találhatók a területen, amelyek előnyben részesített környezeti paramétereit ismerjük, ezáltal segíthetnek a paleokörnyezeti feltételek megismerésében. Mindegyik fajt Carolus Linnaeus (később Carl von Linné) svéd botanikus, zoológus és fizikus polihisztor írta le először Systema Naturae című munkájában, melynek első kiadása 1735-ben került publikálásra. III A tanulmányozott fajok által kedvelt környezeti feltételek 1. Cyprinus carpio Ennek a halfajnak a természetes biotópjai a sekély tavak, holtág-tavak és az alföldi másodlagos folyóágak. A faj jól tolerálja az alacsony oxigénszintet, azonban ha a víz hőmérséklete eléri, vagy meghaladja a 35 o C-t, az a pontyfaj egyedeire nézve letális. A C. carpio mindenevő faj (Pintér, 1989). 2. Scardinius erythrophtalmus Ez a halfaj elkerüli a folyók örvénylő területeit, azokat a holtágakat kedveli, amelyeket sűrűn benőtt a nád. A S. erythrophtalmus többnyire növényevő faj, habár planktonikus szervezeteket és rovarokat is elfogyaszt (Pintér, 1989). 3. Carassius carassius Ez a faj nagyon kedveli az iszapos tavakat és a folyók holtág-tavait, a folyóvizeket nem preferálja. Az oxigén igénye nagyon kevés, jól tolerálja a mostoha körülményeket, túlél kisebb medencékben és a lápokban is. Mindenevő, egyaránt elfogyasztja a vízinövények fiatal hajtásait és a rovarokat is ( Pintér, 1989). 4. Cricetus cricetus A közönséges hörcsög a kontinentális klímához és a sztyeppe növényzethez adaptálódott. Ezen faj jelenlegi geográfiai elterjedését Európában északon a 17 o C-os júliusi átlaghőmérséklet, délen pedig a 2 o C-os januári átlaghőmérséklet izoterma határolja le. A magas talajvízállás, a 600 mm feletti éves csapadék és az erdei növényzet nem megfelelő természetes környezet az állandó hörcsög populációnak. A geográfiai elterjedés többé-kevésbé megfelel a lösz és feketeföld borítású zónáknak. A hörcsögök a telet lyukakban hibernálva, téli álomban töltik (Wert, 1936; Weinhold, 2008). 5. Bos taurus Az egyetlen borda töredék lelet elégtelen a háziasított és a vadon élő szarvasmarha megkülönböztetésére. Amennyiben azonban az utóbbiról van szó, akkor a csontmaradvány erdei vegetációt jelez a területen, ugyanis a középkori Európai vadmarhát az írott források mint erdőlakót jellemzik (Entz, 1897). 148

149 IV. A KÖRNYEZETI TÉNYEZŐK HATÁSMECHA- NIZMUSAI, KIÉRTÉKELÉS IV. 1. Nagyszéksós-tó IV Nagyszéksós-tó vízkémiai vizsgálatainak kiértékelése IV A vízkémiai eredmények kiértékelése A lemért paraméterek térképi ábrázolását követően általánosságban elmondható, hogy a csatorna vonalát szinte minden térkép kirajzolja legalább észak-nyugaton, a tóba belépő kezdeti szakaszon. Ugyanilyen jellegzetes terület a tó dél-keleti alsó harmada. A ph alapján öt jellegzetes zónát tudunk elkülöníteni (15. ábra a)., 19. sz. melléklet). Az első a már említett csatorna vonala. A következő három a csatorna keleti oldalán található. Az északi és déli harmad (> ph 8,6) fogja közre a harmadik kisebb ph értékekkel jellemezhető (< ph 8) területet. Az északi harmadban nagy összefüggő ábra A mórahalmi Nagyszéksós-tó észak-keleti területe területen mértek ph 9 feletti értékeket. A legkisebb ph értékű terület egybeesik az elkerített nádas területével. Itt az aratásra szánt nádat védik a bivalyoktól, illetve számos

150 vízimadár fészkelő helyét találhatjuk ebben a zónában. A nagy ph értékekkel jellemezhető területek a jellegzetes szikes képet mutatják (40. ábra). A növekvő vízszinthez csökkenő ph értékek tartoztak, ami a nagyobb mennyiségű víztömeg hígító hatásán kívül a nádasban termelődő nagyobb szervesanyag-tartalommal lehet összefüggésben, ugyanis a szerves anyagok savas karakterűek és csökkentik a víz lúgosságát. Ezt támasztja alá a ph és az E4/E6, valamint az E2 eloszlástérkép hasonlósága is (18. ábra c)., 32. sz. melléklet; 18. ábra d)., 33. sz. melléklet). A vezetőképesség (15. ábra b)., 20. sz. melléklet) mérések eredményei alapján látható, hogy a víz összes oldott sótartalma a szikes területekre jellemzően nagy. A vezetőképesség a csatorna vizében a legkisebb ( µs/cm). A tó területén általában mg/l közötti, de a tó délkeleti részén eléri a 4000 mg/l-t is. A vezetőképesség eloszlás-térképen látható, hogy a só-koncentráció a peremterületeken nő meg jelentősen (> 2800 µs/cm). Egyrészt a sekély parti zónákat érinti leginkább a tó területére beérkező vizek (csapadékvíz, csatorna vize) mennyiségéből és a párolgásból fakadó vízmozgás, másrészt a hígulás-betöményedés, oldódás-kiválás egyensúlyok feltételezzük, hogy a szabad tükrű vízfelületeket jobban érintik, hiszen ezek könnyebben párolognak és nagyobb mértékben betöményedhetnek. A paramétertérképen a csatorna kis oldott ion tartalmú beérkező vizének vonala rajzolódik ki. Ez a víz a tó középső szakaszára érkezve már annyi beoldott só-tartalommal rendelkezik, hogy nem mutat látványos különbséget a környező területek vizéhez képest. Ezt valószínűleg a visszaduzzasztott víz oldott ion tartalma is erősen befolyásolja. A karbonát- (15. ábra c)., 21. sz. melléklet) és hidrogén-karbonát-tartalom (15. ábra d)., 22. sz. melléklet) esetén előbbi a ph, amíg utóbbi a vezetőképesség és a mért kationok eloszlástérképével van nagyobb összhangban. A két karbonát eloszlástérképe közül a hidrogén-karbonátion eloszlástérképén a csatorna vonala sokkal tisztábban kivehető. A partvonal mentén északon és nyugaton rajzolódnak ki a nagyobb koncentrációjú zónák. Ennek több oka lehet. A párolgás következtében feláramló vizekkel a felszín közelébe jutó kationok és anionok közül a karbonát és hidrogénkarbonát, valamint a nátrium képviseli a legnagyobb arányt. Egy pont kivételével a karbonát- és a nátrium-paramétertérkép tökéletesen összhangban van. A fentebb említett szabad vízfelszín nagyobb arányú párolgása következtében a part menti vizek mind az anionokra, mind a kationokra nézve töményednek. A Duna-Tisza közén illetve a Dorozsma-Majsai homokhát kistájon a talajvizek minőségére a kálcium-magnézium- 150

151 hidrogénkarbonátos jelleg jellemző, azonban előfordulnak kloridos és szulfátos jellegű vizek is. A területen a szeszélyes csapadékeloszlás miatt a mezőgazdasági termelés eredményessége megkívánja az öntözést. A területen található Széksóstói csatorna vize sem mennyiségileg (időszakos vízfolyás) sem minőségileg termőtalaj öntözésre nem alkalmas. Hasznosítható felszíni víz hiányában az öntözést fúrt talajvíz-kutakból oldják meg, melynek vízminősége nem mindig megfelelő, (valamint engedély nélküli kutak esetén a kitermelt mennyiség sem követhető). Ezt a feltevést alátámasztani látszik a tó peremterületein a mezőgazdaságilag művelt területek szomszédságában kirajzolódó, az adott ionra (kálium, magnézium stb.) nézve nagyobb koncentrációjú frontvonalak. A tó déli harmadában található egy jellegzetes terület, amely kisebb-nagyobb mértékben minden ábrázolt paraméter esetében megjelenik. A kloridion, mint konzervatív elem a terület feláramlási zónáiban fordul elő (16. ábra b)., 24. sz. melléklet). Ezeken a területeken a feláramlás miatt a téli időszakban a tó vize is később fagy meg (Krnács György, szóbeli közlés). A kloridion foltját szépen követi a nátrium-, kálium- és a magnézium-ion nagyobb koncentrációjú foltja (17. ábra a)., 26. sz. melléklet; 17. ábra b)., 27. sz. melléklet; 17. ábra d)., 29. sz. melléklet). Láthatóvá válnak a semlyékekben gyakran előforduló mészkiválások, és só-felhalmozódás. A nyári időszakban az erős párolgás következtében kiszáradó felszínen jól látható a szikesekre jellemző fehér só-kiválás. Arid jelleg és felszín-közeli talajvíz mellett a sófelhalmozódás egyre intenzívebbé válik, nő a szikesedés, megváltozhat a biológiai tevékenység, valamint a kiszáradt felszínről a szelek kisöpörhetik a sót (Várallyay 1999). Az csapadékviszonyok ingadozásainak megfelelően a talajvíz szintjének csökkenésével és csapadékosabb évek beköszöntével a sótartalom mélyebben fekvő rétegek felé mozdul (Várallyay 1966). A vezetőképesség és a kationok közül a nátrium, kálium és magnézium nagyon hasonló, amíg a kalcium eltérő képet mutat (17. ábra c)., 28. sz. melléklet). A kalcium kivételével a kationok és a vezetőképesség a csatorna vizében a legkisebb, és a tó délkeleti harmadán a legnagyobb. A vezetőképesség, a kálium és a magnézium esetében az északi és nyugati peremterületeken egy-egy nagyobb koncentrációjú foltot is megfigyelhetünk, ami egyértelműen arra mutat, hogy a tó területén kívülről érkezik egy nagyobb oldott anyag-tartalmú víz. Ezek a foltok tökéletesen egybeesnek a tanyák és szántók helyzetével az északi parton, amíg a keleti oldalon a művelt területek helyzetéhez képest délebbre jelennek meg. Ha azonban figyelembe vesszük a térszín 151

152 lejtését, felszíni és felszín alatti vizek mozgását, akkor itt is világosan látszik, hogy valószínűleg öntözővízből származó, antropogén eredetű terheléssel állunk szemben. A kalcium térképén látható kiugró nagy koncentrációjú folt esetében (17. ábra c)., 28. sz. melléklet) a mérési hiba kizárását követően az új terepbejárás során egy meszes zsákot találtunk az út mellett a nádasban, tehát ezt a foltot, mint antropogén eredetű pontszennyezést azonosítottuk. Mivel a mintavételezésnél a víz felöl közelítettük meg ezt a pontot, ezért a nádasban található szennyező láthatatlan maradt. A tó partja és az út ezen a szakaszon gyakorlatilag együtt fut (41. ábra) ábra A tó körül közvetlen a part mentén futó utak A víz nátrium és hidrogén-karbonát ionok dominanciáját mutatta. A nátrium-ion jelenléte, aránya nem ritkán meghaladja az %-ot és van ahol a 80 %-ot is eléri (17. ábra a)., 26. sz. melléklet). Minden kation térképén a tó keleti oldalán a középső

153 harmadban megjelenik egy nagyobb koncentrációjú folt (17. ábra, 26., 27., 28., 29. melléklet). Ez a folt az anionok közül a karbonát-, a klorid- és a szulfát-ion esetében szintén megjelenik, amíg a többi anionnál itt nem láthatunk semmiféle eltérést a környező területekhez képest (15. ábra c)., 21. sz. melléklet; 16. ábra b)., 24. sz. melléklet; 16. ábra c)., 25. sz. melléklet). A dolog érdekessége, hogy a kation-többletet nem követi anion-többlet, tehát nem feláramlási zónáról van szó, sőt az anionok esetében itt éppen egy kisebb koncentrációjú folt rajzolódik ki. Ha pusztán az oldott kationok és anionok mennyiségével számolunk, akkor a töltés egyensúly felborul. Megoldást jelenthet, ha a lebegőanyag-tartalmat is figyelembe vesszük. A kationok atomabszorpciós spektrofotométerrel történő meghatározásához a mintavételezésnél a mintákat salétromsavval tartósítani kell. Ez azt jelenti, hogy a mintában található, lebegőanyaghoz kötött kationokat (pl. agyagásványok negatív töltéshelyein adszorbeálódott kationok) a tartósításhoz használt sav hidrogénionjai leszorítják a felületről az oldatfázisba. Ennek oka, hogy a hidrogénion a liotróp sorban bármely mért kation előtt áll, tehát az affinitása a felülethez nagyságrendekkel nagyobb, mint a többi kationnak. Tehát a környező területekhez képest az ebben a foltban mért kation többlet a lebegőanyaghoz kötött kation-többletet jelenti. A terület nagyjából egybe esik a tó keleti partján kialakított madár les vonalával, ahol a nagyobb mérvű tereprendezés is történt, tehát a lebegőanyag-tartalom a tó többi részéhez képest nagyobb lehet. A makro-tápelemek közé sorolható kálium- és magnézium-ionok esetében az északi parton egy nagyobb koncentrációjú folt jelenik meg. Ez a folt a nátrium- és a kalcium-ionok esetében nem rajzolódik ki. Ennek alapján feltételezhetjük, hogy a kálium- és magnézium-ion nemcsak természetes eredetű, hanem antropogén többletet is mutat, amely az északi part szántóiról bemosódott tápelemekből származik. Az anionok közül a foszfát-, a klorid-, a szulfát- és a hidrogén-karbonát ion esetében is megjelenik ez a terület. Valószínűleg ezen a területen az antropogén (bemosódás) és a természetes (kiszáradás-bepárlódás miatti só felhalmozódás) hatások együtt egymás hatásait megerősítve jelennek meg. A csapadékkal átlagosan 2-6 kg K/ha/év jut a tó vizébe (Stefanovits és munkatársai, 1999). Az üledék és a talaj homok-, vályog- és az agyagfrakcióiból egyaránt felszabadul kálium, de a kisebb szemcsék adják le az egységnyi tömegre számított legtöbb káliumot. A mikroorganizmusok által megkötött kálium mennyisége csekély (25-50) kg/ha, ehhez járul a mikroorganizmusok biomasszatömege, ami körülbelül 3000 kg/ha káliumot tartalmaz. A kicserélhető kálium a szervetlen 153

154 agyagásványok és a szerves anyag negatív töltésű helyeihez kötött hidratált ion alakban fordul elő. Kapcsolódása nem olyan erős, mint a többi makrotápelem kationjáé (Ca, Mg), ezért a hidratált kationok könnyen kicserélhetők. A kálium sohasem képez kovalens kötést a szerves anyaggal. Ionok formájában marad a növényekben is, és elhalásuk után kimosódik a szerves anyagból, ezért a talajban és a vízben csak szervetlen kálium előfordulásával kell számolni. Egy adott vegetációs periódusban a növények által felhasznált káliumion legnagyobb része - gyakran azonos mértékben - a kicserélhető káliumból és az oldal kálium-tartalmából származik. A növényi felvétel mellett a kálium más módon is immobilizálódhat: a mikrobák szervezetébe beépülve, vagy az agyagásványok rácsába záródva fixálódhat. A vizsgált terület növényzettel borítottsága és a kálium eloszlástérképe között nem találtunk összefüggést, átfedéseket. A kicserélhető kálium és az oldat káliumkoncentrációja közötti egyensúlyt a kolloidok káliumtelítettsége, a káliummegkötés erőssége és mindenekelőtt a megkötő helyekért versengő kationok (elsősorban a kalcium, magnézium és szikes területeken a nátrium befolyásolják). A kálium- és nátrium-ionok esetében karakterisztikus különbség nem mutatható ki a paramétertérképeken a szerves anyag mennyiségével, előfordulásával összefüggésben, egyezések más tulajdonságok és nem a szerves-kation adszorpció miatt lehetnek a térképeken. A kálium esetében is igaz, amit a vezetőképességnél és az összes oldott sótartalom paramétertérképén láttunk, hogy a csatorna vonala körülbelül a tó feléig látszik (17. ábra b)., 27. sz. melléklet; 15. ábra b)., 20. sz. melléklet). Azt követően a déli területeken már a visszaduzzasztott víz és a beoldott anyagok hatására a környező területek oldott sóinak ion-koncentrációit veszi fel. A tó északi partszakaszán a kálium antropogén eredetű lehet, a többlet az ott található szántó területéről származhat. A vizsgált területen a kalcium primer forrásai a kalcit és a gipsz. A kalcium nagy mennyisége a kicserélhető kationok helyein azzal magyarázható, hogy a kalcium-ionnak a kétszeresen pozitív töltéshez képest viszonylag kicsi a hidratáltion-mérete, és ez a kalcium nagyobb fokú adszorpcióját idézi elő. A kalcium adszorpció a humusznál a legnagyobb fokú, mert ott nagy a kationcserélő kapacitás, ezen felül a kalcium-ionok a szerves vegyületekkel kelátokat is képezhetnek, tehát ahol több a szerves molekula, ott kevesebb a kalcium az oldatban. A paramétertérképek alapján a kalcium-ion (17. ábra c)., 28. sz. melléklet) az E2-vel (18. ábra d)., 33. sz. melléklet) mutat leginkább rokonságot. Ez alól néhány folt kivétel, ezekben a pontokban szintén a terepi mintatartósítás során történő savazás lehet a magyarázat, ugyanis a szerves anyagok felületén 154

155 az agyagásványokhoz hasonlóan a hidrogén-ion a felületen adszorbeált kationokat leszorítja az oldatfázisba. A kalcium-karbonát vízben nem oldódik, de szén-dioxid tartalmú vízben igen. A talaj levegőjében lévő szén-dioxid parciális nyomása határozza meg a talajoldatban lévő szén-dioxid gáz mennyiségét, s egyben meghatározza a kalcium-karbonát oldódásának mértékét is. A talajoldatban a kalcium kétértékű pozitív ionként, vagy hidrogénkarbonát, szulfátion esetleg klorid ionokkal képzett ionpárokban van jelen. A kalcium-ion az egyetlen kation, amely a csatorna területén a többiekkel ellentétben magasabb koncentrációt mutat (17. ábra c)., 28. sz. melléklet). Ez a kalciumion többlet valószínűleg annak köszönhető, hogy a csatorna a távolabbi, nem szikes területeken bemosott kalcium-ionokat a szikes tó területére szállítja (kalciumkarbonátos humuszos homoktalajok a környékben). A másik indok a kalcium ionok nagyobb arányú jelenlétére az lehet, hogy a környező művelt területeken a tó vizéhez képest nagyobb kalcium-ion tartalmú vízzel öntöznek (északi part). A tó észak-keleti csücskében található nagyobb szerves anyag tartalmú láptalajokkal szomszédos területek vizében magasabb kalcium-tartalmat mutattak ki a vízben. Ennek oka a vízmintavétel során a mintába került szerves kolloidok és a már fentebb vázolt terepi mintatartósítás lehet, ugyanis a természetes körülmények között a szerves anyag felületén felhalmozott kalcium-ionok a savazás hatására az oldatba kerültek. Így ahelyett, hogy a nagyobb szerves anyag tartalmú területeken kevesebb kalcium iont mutattak volna ki az oldatban a kalcium-ionok adszorpciója következtében, éppen ezzel ellenkező eredményt kaptunk. A dél-keleti parton látható két nagyobb koncentrációjú folt egyik paramétertérképpel sincsen összhangban (17. ábra c)., 28. sz. melléklet). A kettő közül az északkeleti folt helyén a hidrogén-karbonát-, a foszfát- és a klorid-ion esetében látható kisebb koncentrációjú folt (15. ábra d)., 22. sz. melléklet; 16. ábra a)., 23. sz. melléklet; 16. ábra b)., 24. sz. melléklet), amire nem találtunk magyarázatot. A magnézium legnagyobb része szilikátokban van jelen, alkalikus talajokban ezeken kívül még dolomit, magnezit és kalcit (1-3%) tartalmaz magnéziumot. Arid és szemiarid területeken könnyen oldható MgSO. 4 7H 2 O alakban is előfordulhat. Az oldatban a magnézium-ion alakban hidrogén-karbonátion, szulfátion és klorid ionpárokkal van jelen. A dolomitos mészkő oldódása a kalcium-karbonáthoz hasonlóan a szén-dioxid tartalommal van egyensúlyban. A kicserélhető magnézium a felvehető magnézium legjelentősebb forrása. A magnézium a kalciumhoz hasonlóan viselkedik a 155

156 talajoldatban és a talajkolloidokon adszorbeálva, ezért a paramétertérképeken a szerves anyagok mennyiségével mutat átfedést (E2 déli zóna) (17. ábra d)., 29. sz. melléklet; 18. ábra d)., 33. sz. melléklet), bár a magnézium esetében ez a hasonló viselkedés nem érhető annyira tetten, mint a kalcium esetében. Az észak-keleti csücsökben a kalciumhoz hasonlóan a magnézium is nagyobb koncentrációt mutat, noha a szerves anyag tartalom ezen a területen nagy. A kalciumhoz hasonlóan itt is a szerves anyag felületéről az adszorpciós helyekről felszabaduló magnézium mennyiségét is mérték az oldatfázisban. A csatorna vizén keresztül nem érkezik a tó területére nagyobb mennyiségű magnézium, a csatorna vizére és a csatorna közvetlen közelében található mélyebb vizekre a legkisebb magnézium-koncentrációk jellemzők, leginkább a tó középső, mélyebb vizű területein. Az északi terület parti zónáiban kimutatható nagyobb koncentrációk a part felöl érkező antropogén eredetű makrotápelem beáramlást mutatják (17. ábra d)., 29. sz. melléklet). Nyugati peremterületeken a mészkőpadok akadályozzák a magnézium mélyebb rétegek felé vándorlását, valamint itt is felmerül a tó területére a szántók felöl érkező magnézium beáramlás lehetősége. A keleti part középső szakaszán szintén egy vízparthoz közeli kiskerttel rendelkező tanya vonalában jelenik meg a nagyobb magnézium koncentrációjú folt (42. ábra). Ezen a területen még a mélyebb rétegek felöl a párolgás következtében a felszín felé áramló sós talajoldat is növelheti a koncentrációt. A déli területeken a kiépített vízvisszatartó rendszer duzzasztó hatása megmutatkozik ezen elem esetében is ábra A mórahalmi Nagyszéksós-tó keleti partjának középső részén elhelyezkedő tanya A szulfátion-koncentráció (16. ábra c)., 25. sz. melléklet) a legnagyobb értékeket az északi peremterületeken éri el (> 600 mg/l). Ebben az esetben is felmerül az

157 antropogén eredet, mivel a tó más parti területein nem fordul elő ilyen arányú koncentráció növekedés, tehát a szulfátion nem csak természetes folyamatok eredményeként halmozódhatott fel. Az eloszlástérkép a magnézium-ion eloszlástérképével van összhangban ezen a területen, tehát felmerül a keserűsó vagy kiserit (magnézium-szulfát) műtrágya használata. Ez a keleti part középső szakaszán található tanya vonalában megjelenő nagyobb koncentrációjú foltra is igaz lehet. Nagyobb mennyiségű szulfátion a tó déli harmadában található és a nyugati oldalon néhány foltban ( mg/l). Itt is felmerülhet a művelt területek felöl érkező szulfát többlet lehetősége, de ezen a területen számolni kell azzal is, hogy a mészkőpadok akadályozzák a szelvényen belül a talajoldat mélyebb rétegekbe vándorlását, tehát a szulfátok és egyéb ionok vagy a tó belső, mélyebb területei felé mozdulnak, vagy a száraz időszakokban a peremterületeken bepárlódnak és a felszínen különböző sók formájában kiválnak. Ilyen esetekben akár gipsz is kiválhat a szikesen, de gyakoribb, hogy a száraz vidékeken, ahol nincsen elegendő csapadék a szulfát kimosódásához, a gipsz a kalcium-karbonát felhalmozódás alatti rétegben gyülemlik fel. A tó déli harmadában látható nagyobb szulfát-koncentrációval jellemzhető területek száradnak ki leghamarabb, egyrészt mert a tó többi részéhez képest kicsit magasabb fekvésűek, másrészt pedig a agy szabad vízfelület alacsony vízállással kedvez a bepárlódásnak, a klasszikus szikes felszín kialakulásának. A csatornában illetve a csatorna vizéhez közeli területeken is kicsi a szulfát koncentráció ( mg/l). Ez egyrészt a csatorna által a tó területére szállított szulfátra nézve hígabb, más összetételű víz miatt lehet, valamint a legmélyebb vízzel rendelkező területek nagy víztömegének hígító hatása is befolyásolhatja a szulfátkoncentrációt. A csatorna bal partján kialakított csónakázó tó területén is kicsi a szulfátion-koncentráció. Itt is a mélyítés érdekében végzett kotrás és egyidejűleg a növényzet kiirtása befolyásolhatta az anion mennyiségét (43. ábra). A szerves anyag negatív hatással van a szulfát adszorpciójára, ami a felszíni talajrétegek csekély szulfáttartalmát magyarázza. A szulfátion eloszlástérképével az E2 paraméter eloszlása (18. ábra d)., 33. sz. melléklet) mutat leginkább rokonságot. A talajokban lévő szerves anyagok és szerves maradványok kéntartalmának növények számára felvehető alakba történő átalakulása kizárólag mikrobiológiai folyamat. Ha a talaj jól levegőzik, a szerves kén szulfáttá oxidálódik (mineralizálódik), amit a legtöbb növény fel tud venni. Ezzel párhuzamosan a szulfátot felveszik a mikroorganizmusok, és beépítik a szervezetükbe. 157

158 Ezt a folyamatot immobilizációnak nevezik. A talaj szerveskén tartalma csak akkor fog növekedni, ha a körülmények kedveznek a szerves anyagok felhalmozódásának ábra A kialakított csónakázó tó területe A nitrát mennyisége a vízben nem haladta meg a kimutatási határt egyik pontban sem. A nitrogén szervetlen alakban és növények számára felvehető állapotban főleg a könnyen oldható, ezért könnyen kimosódó nitrát alakban és csak kis mennyiségben a kicserélhető és oldott ammónium alakban található. A nitrát-ion eleve kis mennyiségben van jelen és a vízből egy részét a növények, másik részét a mikroorganizmusok gyorsan felveszik, vagyis immobilizálják, még akkor is, ha a környező területekről mosódott be a tó területére. Az atmoszférából származó csapadékban többféle nitrogénforma van jelen (ammónium-, nitrit- és nitrát-ion). Mennyisége kg/ha-ra vetítve évenként túl kevés ahhoz, hogy növénytermesztés szempontjából jelentős lehetne, de ez a nitrogénmennyiség számottevő a természetes ökoszisztéma gazdálkodása szempontjából. A természetes növényi közösségek esetében nincsenek nagy nitrogénveszteségek, ezért a csapadékkal szállított nitrogén mennyisége éppen elegendő a kimosódási és

159 denitrifikációs veszteségek pótlására. Általában a csapadék ammónium-nitrogén- és nitrát-nitrogén-tartalma 1-20 kg/ha évente (Stefanovits és munkatársai, 1999). A nitrogén-körforgalomban igen sok veszteséget okozó tényező van. Léteznek (1) denitrifikációs veszteségek, csökkenti a mennyiségét (2) az ammónia gáz alakjában történő elillanása, (3) az erózió okozta veszteségek, (4) az ammónium-fixáció az agyagásvány rácsokon és (5) a nitrát-ion kimosódása. Ezeken kívül nitrogéntartalom szempontjából veszteségnek számít a terméssel elvitt nitrogén is. A vizsgált területen ez csak egyetlen helyen fordul elő az elkerített nádas esetében, ahonnan minden télen a learatott nádat elszállítják (44. ábra) ábra A tó elkerített részéről elszállított nád az északi parton A talaj nitrát taralmának a nitrogén oxidációs állapotának változása közben bekövetkező csökkenését denitrifikációnak nevezzük. A denitrifikáció függ a nitráttartalomtól, a vízzel való telítettségétől, a rendelkezésre álló szén mennyiségétől, a hőmérséklettől és a ph-tól. Anaerob körülmények között néhány baktériumfaj (pl. Pseudomonas) a nitrit- és nitrát-ion oxigénjét elektronakceptorként tudja használni. A redukció lépései: nitrát -> nitrit -> dinitrogén-oxid -> nitrogén. A folyamat redukáló anyaga a szerves kötésben lévő szén, vagyis a növényi maradványok anyaga. Ez a fajta denitrifikáció csak akkor következik be, ha az oxigén már majdnem teljesen elfogyott a

160 rendkívül lassú oxigén-diffúzió következtében. A denitrifikációs folyamat kb. 5 o C-nál indul meg és mértéke a hőmérséklet emelkedésével fokozódik. A folyamat ph 6 alatt csekély, de ph 6-7 körül elég nagymértékű. Természetes ökoszisztémákban nincsen nagy jelentősége, sőt előnyös is lehet, ha a gyökérzóna alatt megy végbe és megakadályozza a nitrát talajvízbe jutását. Az ammónia gáz elillanásából származó veszteségek a tó vizét nem érintik. A tó területén az eróziós formák közül a szélerózió a legjellemzőbb. Tavasszal jellemzőek a területre a homokverések. A szél a környező művelt területekről szállított talajt - amelyben a nitrogén nagyobb része szerves kötésben van jelen - a tó területére szállítja, ami sok más tényező mellett hozzájárulhatott a terület eutrofizációjához. A szél a száraz időszakokban a tó területéről is szállítja a sós talajszemcséket a művelt területek felé. Nitrát-kimosódással nem kell számolni, mert a víz lefelé szivárgása a feláramló vizek és a mészkőpadok miatt akadályozott. Foszfát-tartalom (16. ábra a)., 23. sz. melléklet) szempontjából a tó meglehetősen egységes képet mutat, össz-egészét tekintve kis foszfátion-koncentráció jellemző a területre (0-0,8 mg/l). Nagyobb értékeket csak a csatorna belépő szakaszán mértek (> 3,2 mg/l). A vízben oldott foszfát-tartalom a legkisebb mennyiségben (< 4 mg/l) az elkerített nádas területén volt kimutatható. A tó legnagyobb részére a 0,4-0,8 mg/l koncentráció jellemző. Dél-keleten a foszfát-tartalom 0,8-1,2 mg/l. Ez a terület egybeesik azzal, ahová a pilot projekt során a bivalyokat először betelepítették (45. ábra) ábra A bivalyok betelepítésének pilot programja során igénybe vett terület

161 A nyugati és az északi peremterületeken, ahol a szántóföldek és a tanyák helyezkednek el 1,2-1,6 mg/l foszfát koncentrációkat mértünk, itt valószínűsíthető a bemosódás és az antropogén eredet. 2,8 mg/l feletti koncentrációk csak az északi részen a csatorna belépő szakaszára és annak közvetlen környékére jellemző. Ebben a zónában egy tanya, a bivalyok delelőhelye, valamint a csatorna belépő vize - amely a távolabbi területekről bemosódott anyagokat hozza a tó területére - együttesen fejti ki hatását (46. ábra) ábra A csatorna belépési pontja, az itt látható delelő és tanya A terület déli részén, amely érintkezik az Röszkei úttal, a bivalycsorda másik pihenő helye található (47. ábra), de ez a terület nem mutat ennyire nagy foszfát koncentrációt. A foszfor oldatba kerülése egyrészt azt jelenti, hogy szilárd foszfor-vegyületek feloldódnak, másrészt a foszfor deszorbeálódik. 47. ábra A bivalyrezervátum főúttal szomszédos épületei Mivel a vizsgált területen foszfor-tartalmú kőzetek nem fordulnak elő, ezért a feltáródással nem kell számolnunk. Az adszorbeált foszfornál az oldódási folyamat valójában egy ioncsere hidroxid-, hidrokarbonát-, vagy szerves anionokkal. A szerves

162 kötésben lévő foszforon kívül az oldott foszfor dihidrogén-foszfát-anion és hidrogénfoszfát anion alakjában található mennyisége a ph-tól függ. ph 8 felett ez az arány 90% a hidrogén-foszfát anion javára. A foszfátionok jelentős mennyiségben csak ph 9,5 felett jelennek meg. A kalcium-foszfátok alkalikus közegben oldhatatlanok. Reduktív anaerob környezetben a vashoz kötött foszfátok oldhatósága nő, mert a vas(iii)-oxidok a hozzájuk kötött foszfátionok szabaddá válása során vas(ii) vegyületekké redukálódnak (Stefanovits és mtsai, 1999). Hangsúlyozni kell a mikroorganizmusok foszfor körforgalomban betöltött szerepét, mivel segítségükkel valósul meg az immobilizáció-mineralizáció folyamatpár, amelynek során a mikroszervezetek oldható foszfátvegyületeket visznek szerves kötésbe, illetve a szerves kötésből ismét oldhatókká alakítják azokat. Nem művelt területeken ez a dúsulás a növényi maradványok felhalmozódása következtében lép fel. Ez a folyamat meglehetősen lassú. Aptatiból mállás következtében kialakul másodlagos ásványokból és a műtrágyafoszfor átalakulása következtében megjelenő vegyületekből keletkezett foszforvegyületek igen finom eloszlásúak, ezért az agyagfrakcióhoz kapcsolódnak, így az agyagfrakció foszfortartalma általában nagyobb, mint a durvább szemcseméretű frakcióké. Anaerob körülmények között talajvíz hatása alatt álló területek redukciós szintjében vivianit található (Fe 3 (PO 4 ) 2 ). 8H 2 O. A szerves foszforvegyületek legnagyobb részét (50 %) az inozit-hexafoszforsav sói, a fitátok teszik ki. A fitátionok az ortofoszfáthoz hasonlóan viselkednek adszorpciónál és a kicsapódási reakciókban. Ezért főleg adszorbeált alakban vannak jelen, s nehezebben mineralizálhatók, mint a többi vegyület. A nukleinsavakban kötött foszfor a talajokban csak 5-10 %-ot tesz ki. A többi szerves foszforvegyület, a foszfolipidek, a cukorfoszfátok és a foszforproteinek kevesebb, mint 1-2%-ot érnek el. Jelentős mennyiségű foszfor kötődik azokhoz az Al- Fe ionokhoz, amelyek a humin- és fulvosavakkal alkotnak komplexet. Az oldatban lévő foszfor egy része is szerves kötésben lehet. Ezt a növények közvetlenül nem tudják felvenni, csak a fitáz enzim bontása után. Ebből a szempontból a vizsgált területen a foszfát-ion eloszlástérképe leginkább az E2 paramétertérképpel egyezik, amelyek a legkisebb molekula-méretű fulvinsavak eloszlását mutatják (18. ábra d)., 33. sz. melléklet). A lebomlásban lévő szerves maradványok foszfor-tartalma kulcsszerepet játszik az oldható foszfor mennyiségének szabályozásában, ezért érdekes, hogy az elkerített nádas területén nagyobb foszfátion koncentrációt nem tudtunk kimutatni. Netto foszfor-immobilizáció 162

163 akkor következik be, ha a szén szerves foszfor arány 300 vagy ennél nagyobb, netto mineralizáció pedig akkor, ha az arány 200 vagy annál kevesebb. A növényi maradványok gyors elbomlásának kedvező feltételei - a jó levegőzöttség és nedvesség ellátás, a o C-os hőmérséklet, - növelik a szerves foszfor mineralizációját. Ezen feltételek közül a nedvesség ellátás és a hőmérséklet kitételeknek megfelel a terület. A jó levegőzöttség lehet a korlátozó tényező, mivel utóbbi csak a száraz periódusokban valósul meg, amikor azonban a nedvesség ellátás nem megfelelő. A talajba került vízoldható foszfor (műtrágya) hatóanyag (H 2 PO - 4 ) növények számára kevésbé vagy egyáltalán nem felvehetővé alakulásának folyamata a foszfátfixáció. Számos kísérletben kimutatták, hogy a vízoldható formában a talajokhoz adott foszfor (pl. Ca(H 2 PO 4 ) 2 ) nem marad változatlan hosszú ideig, hanem átalakul a sok nehezen oldható forma egyikévé. A fixációban mind biológiai mind kémiai folyamatok részt vesznek, de az utóbbinak van nagyobb jelentősége. A legtöbb talajnál a foszfor felvehetősége akkor maximális, ha a gyengén savanyú - semleges tartományban van a talaj ph értéke. Meszes talajokban kevésbé oldható kalcium-hidrogénfoszfát CaHPO 4 és Ca 3 (PO 4 ) 2 keletkezik, s az utóbbi fokozatosan átalakulhat karbonát-apatittá, ami még nehezebben oldódik. A szerves kötésben lévő foszfor csak akkor mineralizálódik, ha elbomlik a szerves anyag. Ekkor a foszfor oldható, felvehető alakokba megy át. A szerves kötésben lévő foszfor szervetlenné alakítása enzimatikus úton megy végbe, elsősorban faszfatáz enzim segítségével. Tehát a területen mind szervetlen, mind szerves formában nagy mennyiségű foszfor raktározódhat. A bivalyok nemcsak a tó területen termő növényeket fogyasztják. Időközönként takarmányozzák őket, így bizonyos időszakokban más területekről származó növényi anyag foszfát- és szerves anyag-tartalma is megjelenik a területen, beleszólva a területre jellemző addigi természetes körforgalomba. Ez a plusz takarmányozás lehetővé teszi a természet eltartó képességén felüli nagyobb egyedszám fenntartását, azonban egy ilyen változás után a terület az egyedszám változásra roppant érzékeny lesz, az egyedszám túlzott növekedése, vagy ellenkezőleg a túlzott csökkentés újra negatív változásokat indíthat el a területen. A bivalyok által közvetített foszfát többlet a kedvenc tartózkodási helyeiken halmozódik fel leginkább (delelőhely). A foszfor a feltalajból az altalajba vándorolhat és igen kis mértékben ki is mosódhat a gyökérzónából. A nyugati parti területeken a talajban és a tó partján megjelenő mészkőpad, tömörödött réteg is befolyásolja ezt a foszfát elszivárgást. A 163

164 talajon átszivárgó vizek elemzésével kimutatták, hogy a foszforkimosódás általában kevesebb, mint 0,3 kg P/ha/év. Elősegíti a foszforvándorlást, ha nagy mennyiségű foszfor szerves kötésben van a talajoldatban. Ez a hígtrágyázás (bivalyok) és a szennyvízzel történő öntözés esetében áll fenn. A foszforvándorlás a durva szemcsés talajokban részben kolloidok formájában is végbemehet. A felszíni vizekbe kerülő foszfor mennyisége kritikus kérdés, mert a foszforkoncentráció növekedése indíthatja be az eutrofizációt, az algák, illetve az egyéb nem kívánatos növények elszaporodását (pl. nád), amelyek kiirtására a bivalyokat betelepítették (48. ábra). A vízinövények életéhez szükséges többi tápanyag jóval könnyebben jut az élővizekbe, ahol a növényi biomassza produkció korlátja éppen a foszforkoncentráció ábra A foszforkoncentráció növekedése beindíthatja az eutrofizációt, az algák, illetve az egyéb nem kívánatos növények elszaporodását A vízben diszpergált szerves anyag molekulákat az E2, E3, E4 és E6 értékekkel jellemeztük. Ezek az értékek a rendre 250 nm, 365 nm, 465 nm és 665 nm hullámhossznál leolvasott abszorbancia értékeket jelentik a minták látható- és ultraibolya fény spektrumán. A nemzetközi irodalomban is jól ismert és alkalmazott hányadosokat E2/E3 (Polubesova et al., 2008) és E4/E6 (Stevenson, 1994) is kiszámoltuk, valamint paramétertérképeken ábrázoltuk (18. ábra, 30.; 31.; 32.; 33.; 34.;

165 35. sz. melléklet). A legkisebb molekulaméretű fulvinsavakat jellemző E2 érték paramétertérképe leginkább a hidrokarbonát-anion, a kloridion és a mért kationok térképeivel van összhangban (17. ábra, 26.; 27.; 28.; 29 sz. melléklet). Ezek a molekulák minden ph-n oldatfázisban tudnak maradni, csak ún. statisztikus gombolyagként viselkednek és az adott ionerősség és ph értékeknek megfelelően molekulájuk átstrukturálódik. Feltételezzük, hogy a kloridionok egy része ezekhez a szerves molekulákhoz kötött. Az E2, E3 és E4 értékekkel definiált szerves anyagok mind fulvinsavak, csak a hullámhossz növekedésével arányosan nő az általuk definiált szerves anyag molekulák mérete. Az E3 értékek jól kirajzolják a nemrégiben (2012 tavasz) létrehozott csónakázótó területét, de a csatorna vonala csak nagyon elnagyoltan látható (18. ábra e)., 34. sz. melléklet). A tó északnyugati részén egy foltban jelennek meg az ezzel a hullámhosszal jellemezhető szerves molekulák legnagyobb mennyiségben. Az E2/E3 értékeket ábrázolva néhány aprócska folttól eltekintve három jól elkülöníthető zónát tudunk megkülönböztetni. A legérdekesebb a legnagyobb értékekkel definiálható déli zóna, amely szinte egy egyenessel különül el a tó többi részétől (18. ábra f)., 35. sz. melléklet). Feltételezzük, hogy ez az arány a vízvisszatartási program keretében kialakított zsilip és az út visszaduzzasztó hatását mutatja ki a vízben oldott kismolekulájú szerves savak felhalmozódásával. Első közelítésben a jól definiált határ és a nagyobb szerves anyag arányok miatt a kialakított bivalytelep és az projekt első szakaszában a bivalyok által birtokba vett terület szerves anyag felhalmozódására gondoltunk, azonban a vonal folytatódik a frissen kialakított csónakázótó területén is, ahol bivalyok sohasem jártak. A fulvinsavak utolsó vizsgált frakcióját leíró E4 érték az E3-hoz hasonlóan az észak-nyugati régióban vesz fel nagyobb értékeket (18. ábra a)., 30. sz. melléklet). A csak lúgos közegben mozgékony huminsavakat leíró E6 érték két pont kivételével egységes képet mutat az egész tó területére. Az E2, E3, E4 értékek az észak-nyugati peremterületen szintén a mezőgazdaságilag művelt területekkel határos partvonalat jelöli ki, ahol a kis molekulájú szerves anyag többlet feltehetően szerves trágyázásból származik. Ezen kívül egyetlen olyan folt fordul elő a tó területén, ahol az összes szerves anyag frakció abszorbanciája maximumot mutat, mégpedig a tó észak-keleti részének felső harmadában. Ezen a szakaszon az út közvetlenül a víz partján fut, és az út túloldalán kezdődik a tanyához tartozó kiskert. Tehát a folt megjelenésének okai hasonlók, mint az előbbi esetben, csak itt a távolság, amit a szerves anyagnak a talajoldatban meg kell tennie jóval kisebb, tehát kisebb az út során megtett koncentráció-veszteség, a tóban 165

166 jobban kimutatható a beszivárgott szerves anyag. Az E4/E6 értékek az észak-nyugati parton a delelőhely környékén a legnagyobbak, hasonlóképpen a többi E érték által kirajzolt foltokhoz és a foszfát térképen láthatókhoz (18. ábra c)., 32. sz. melléklet). Utóbbi oka az lehet, hogy a szerves savak kifejthetik hatásukat a foszfor oldhatóságára. Ez kétféleképpen történhet: a szerves anionok (humin- és fulvinsavak) deszorbeálják a foszfátionokat, vagy adszorpcióval blokkolják a foszfátionok elől az adszorpciós helyeket. Esetleg némely szerves sav az Al 3+, Fe 3+ és Ca 2+ ionokkal vízoldható komplexeket képez, ezáltal lehetővé teszi az egyébként nehezen oldható foszforvegyületek oldhatóságát (Stefanovits és mtsai, 1999). Általában az alumínium és a vas feltáródásával savas közegben kell számolnunk, azonban szikes területeken a ph növekedésével a lúgos közegben megindul az éleken az agyagásványok beoldódása. A szerves kötésben lévő foszfor csak akkor mineralizálódik, ha a szerves anyag elbomlik. Az E4/E6 értékek a csónakázó-tó területén a legkisebbek, valamint a tó észak-keleti felső harmadában, ahol a ph értékek a legnagyobbak. Ezen a két területen végeztek kotrást az elmúlt időszakban eltávolítva az ott található kevésbé mozgékony szerves anyag nagy részét. A tó elkerített nádas része és a bivalyok által először birtokba vett déli part ezen érték alapján egységes képet mutat (18. ábra c)., 32. sz. melléklet). A szerves anyagok savanyító hatása leginkább az E4/E6 eloszlástérképen érhető tetten. A ph paramétertérképpel ez van leginkább összhangban, ahol több a huminsav, ott kisebb a ph érték. Az E2 paramétertérkép is hasonló eloszlást mutat, de a kismolekulájú szerves savak nem olyan hatékonyan kompenzálják a déli területeken visszaduzzasztott víz lúgos karakterét, de a víz vonalát jól mutatják. A víz minőségét elsősorban a következő jellemzők alapján lehet megítélni: - összes oldott sótartalom, - effektív kalcium- és magnézium-tartalom összeg, - a víz relatív nátrium-tartalma (Na %), - nátrium-adszorpciós arány (SAR-érték), - lúgosan hidrolizáló alkáli sók összmennyisége (szódaegyenérték) - magnézium-ionok relatív mennyisége a kalcium- és magnézium ionok összegéhez viszonyítva (Mg %) Ezek a jellemzők öntözővizekre vonatkoznak. Értékeiket a mórahalmi Nagyszáksós-tó esetében pusztán a víz minőségi változásainak nyomon követésére számoltuk ki. A csatorna vagy a tó vize természetesen öntözésre nem alkalmas, valamint a területen megvalósított vízvisszatartási program keretén belül éppen azt próbálják elérni, hogy a 166

167 tó területén minél több vizet minél hosszabb ideig meg tudjanak tartani. A számolt értékek már származtatott adatok, tehát a lemért alapparaméterek hibáit tartalmazzák, illetve ezek a hibák a hibaterjedés miatt néhol súlyozottan, határozottabban megjelennek. A vízkeménység paramétertérképén (19. ábra a)., 36. sz. melléklet) az összes keménységet ábrázoltuk. Összes keménységnek nevezzük a víz kalcium-és magnéziumion-koncentrációját kalcium-oxid egyenértékben kifejezve (CaO mg/l). Az ún. karbonát-keménység a vízben oldott kalcium- és magnézium-ionoknak hidrogénkarbonát- és karbonátionokhoz rendelhető része. A nemkarbonát-keménység a vízben oldott kalcium- és magnéziumionoknak a nem karbonát- vagy hidrogénkarbonátionokhoz, hanem egyéb anionokhoz (pl. klorid, szulfát, nitrát stb.) rendelhető részét adja meg. A vízkeménység térbeli eloszlása alapján azt láthatjuk, hogy a tó területére a mg/l-es keménységértékek a jellemzők. Ezt a képet szinte kizárólag a parti sávokban törik meg nagyobb keménységű vizek foltjai, a csatorna vonala egyáltalán nem rajzolódik ki. Az északi parton a mg/l-es értékekkel jellemezhető vizek találhatók, ahol egyértelműen látszik, hogy a nagyobb oldott anyag tartalommal jellemezhető keményebb vizek vannak a parthoz közelebb. Ennek oka egyrészt a parti területek vizeinek bepárlódása, másrészt a szomszédos területekről beáramló öntözővizek által hozott oldott anyag többlet. A tó területén egyetlen kiugró pont található a keleti parton, ahol a keménység meghaladja az 520 mg/l-es kalcium-oxid egyenértéket. Ez a terület a kalciumion eloszlástérképénél már említett antropogén pontszennyezés (meszes zsák) helyét rajzolja ki. Ez a folt a kalciumion többlet miatt jelenik meg a vízkeménységen kívül az effektív kalcium-magnézium-koncentráció és az effektív sókoncentráció eloszlástérképein is. A keleti parton dél felé haladva további két nagyobb folt rajzolódik ki, ahol a keménység maximuma a 340 mg/l értéket éri el. A középső folt szintén látható mindhárom származtatott paraméter térképén, sőt már a kationok és anionok esetében is megjelent. Ez az a terület, ahol nagyobb a minta lebegőanyag tartalma (agyagásvány és szerves kolloidok), amelynek felületéről a savazás hatására az oldatba kerültek a felületen megkötött kationok. A nagyobb lebegőanyag tartalom valószínűleg annak köszönhető, hogy a madár les kialakításakor végzett földmunkák hatására a területen nincsen növényzet és a finom agyagos tavi üledék könnyen felkavarodik (49. ábra). A vízkeménység eloszlástérképén megjelenő harmadik déli folt a nagyobb kalcium- és magnéziumion koncentráció miatt lehet. Ezen a partszakaszon a talajminták gyűjtésekor is vékony lepelhomok rétegeket lehetett 167

168 elkülöníteni a szelvényekben, tehát a környező területekről szél útján a tó területére kerülő karbonátos homok kalcium- és magnézium-karbonát-tartalmának feltáródásából származhat az itt jelentkező kalcium- és magnéziumion többlet ábra A Nagyszéksós-tó keleti partjának középső szakaszán kialakított madár les előtt látható tóterület Az effektív kalcium-magnézium-koncentráció meghatározásánál a mért kalcium- és magnézium koncentráció mellett figyelmebe vesszük a karbonát- és hidrokarbonát-ionok koncentrációját is, mgeé/l egységben kifejezve. Kísérletek és számítások szerint az öntözővízben a kalcium- és magnéziumionok egy része (átlagosan a hidrokarbonát-ion és karbonátionok összegének ¼ részével egyenértékű hányada) kalcium-karbonát és magnézium-karbonát formájában kicsapódik a talajban (Thorne & Thorne, 1979; Filep, 1988), ezért a víz hatékony kalcium- és magnézium-tartalma sokszor jóval kisebb a mért összes mennyiségnél. A képlet alapján számított értékek között szép számmal jelennek meg negatív értékek is (19. ábra b)., 37. sz. melléklet), amelyek bizonyos esetekben a -150 mgeé/l-t is elérik. Ezekben az esetekben a hidrogénkarbonát- és karbonátion együttes mennyisége jóval meghaladja a kalcium- és magnézium-ionok együttes mennyiségét, tehát a képletben figyelembe vett 25 %-nál

169 jóval több magnézium- és kalcium-ion csapódik ki a karbonátokkal az oldatfázisból. A karbonát- és hidrokarbonát-ionok jórészt nem a kalcium- és magnézium-ionokhoz, hanem a nátriumhoz van kötve, így a parti zónákban dominánsan a nátrium-karbonát és a nátrium-hidrogén-karbonát adja a kiváló fehér sókat a kloridok és a szulfátok mellett a kiszáradást követően. A déli partoknál és a nyugati part parti területein az effektív kalcium-magnézium-koncentráció kisebb értékeket mutat. Ezeken a területeken a nátrium-, szulfát-, kloridion is nagyobb koncentrációjú foltokban jelenik meg. Ennek oka egyes helyeken a felszín felé áramló mélyebb rétegek sós vizeinek találkozása a tó vizével. Más helyeken éppen ellenkezőleg, a mészkőpadok és tömörödött rétegek akadályozzák a feszín felöl érkező nagyobb mennyiségű oldott anyagokat tartalmazó vizek beszivárgását a mélyebb rétegekbe. A fentebb már többször említett antropogén pontszennyezésből származó kalcium-többlet rajzolódik ki a keleti part északi foltjában, valamint a nagyobb lebegőanyag mennyiségből származó folt a keleti part középső foltjában. Az effektív só koncentráció érdekes módon az eddigiektől eltérően nem a csatorna vonalát, hanem a csatorna vonala mellett keleti és nyugati parton egyaránt elhelyezkedő foltokat rajzolja ki (19. ábra c)., 38. sz. melléklet). Ezek a foltok megegyeznek a mélyebb vizű területekkel, ahol a nagyobb víztömegnek egyrészt nagyobb a hígító hatása, másrészt jobban tudja "pufferelni" a területre érkező só többletet. A parti területeken látható kisebb effektív só koncentrációjú foltok esetén felmerül az antropogén öntözésből, vagy az esővíz felszíni elfolyásából (meredekebb part) származó hígító hatás. Ezek a foltok mind a kationok mind az anionok eloszlástérképén megjelennek (15. ábra c)., d.), 21. és 22. sz. melléklet; 16. ábra a)., b)., c)., 23., 24. és 25. sz. melléklet; 17. ábra a)., b)., c.), d).; 26., 27., 28. és 29. sz. melléklet). A nagyobb koncentrációjú területek a déli és a nyugati parton egyaránt a jellegzetes szikes területek nagyobb só koncentrációjú foltjai, amelyek a már említett sós víz feláramlás és bepárlódás, valamint a keleti parton a beszivárgást akadályozó mészkőpadok miatt jelennek meg. A legnagyobb só koncentrációjú folt a keleti parton jelenik meg, ahonnan a nagy lebegőanyag tartalmú minták származnak, és a savazás szabadítja fel a felülethez kötött só többletet. Ez alapvetően nem mérési hiba, hiszen a mérés és a tartósítási eljárás a többi mintáéval egyezett, ezért nem vettük ki a mérési pontot a paramétertérképek megszerkesztésénél. A terület jellegzetessége, hogy frissen bolygatott, a növényzetnek még nem volt ideje visszahódítani. A csónakázó tó a mintavételt követően készült, ezért eredményeink az ottani változásokat nem tükrözik 169

170 (legfrissebb bolygatott terület). A keleti part északi foltja az antropogén pontszennyezés nagyobb kalciumion-tartalma miatt rajzolódik ki. A víz relatív nátrium-tartalmát ábrázoló paramétertérkép a nátriumot legkisebb arányban az észak-keleti sarokban és a keleti part északi harmadában rajzolja ki (20. ábra a)., 39. sz. melléklet). Az előbbi esetben a nagy szerves anyag tartalomhoz kötött kalcium- és magnézium ionok többlete, az utóbbi esetben pedig az antropogén pontszennyezés nagyobb kalciumion tartalma a kis relatív nátrium tartalmú folt megjelenésének oka. A relatív nátrium arány természetesen a többi mért kation "komplementer" területeit rajzolja ki, hiszen ahol több a nátrium, ott a kálium-, kalcium- és magnézium-ionoknak relatív kevesebbnek kell lennie ábra A villanyvezetékek tartógyámjai és a tó kotrásából származó halmok a tó észak-keleti és északi partján Az észak-keleti sarokban az eltérés másik oka az lehet, hogy a területet többször is bolygatták az évek folyamán kotrással, majd a tanyákhoz vezetett áramvezetékek tartógyámjainak telepítésekor (50. ábra). A tó területéről kikotort anyagot ledeponálták. Ezek a halmok az északi parton még jó néhány helyen látható (50. ábra). A víz relatív nátrium-tartalma szépen kirajzolja a csatorna mentén található nagyobb víztömegű, magasabb vízállású mélyebb területeket, amelyek minden mért anionra és kationra nézve kisebb koncentrációjú zónákat rajzolnak ki az adott ionra nézve hígító hatásuk következtében. Ennek a paraméternek az eloszlástérképe is mutatja a nyugati és déli

171 part alacsonyabb vízállású, könnyen bepárlódó, nagyobb só koncentrációjú szikes zónáit. A későbbi csónakázótónak kijelölt területen is látható, hogy kisebb a relatív nátrium arány és a tó többi part menti részéhez képest nagyobb vízállással jellemezhető a terület. Az effektív nátrium arány a relatív nátrium arányhoz képest letisztultabb, egységesebb képet mutat (20. ábra b)., 40. sz. melléklet). A számítása során ugyanolyan aránnyal (1/4) vesszük figyelbe a karbonát- és hidrogén-karbonát-ion mennyiségét, mint az effektív kalcium-magnéziumion-tartalom összege esetében. A paramétertérképén mindössze három folt jelenik meg. Ezek közül a legnagyobb kiterjedésű a tó középső mélyebb vizű területét mutatja. Ugyanebben a koncentráció-tartományban, csak kisebb kiterjedésű foltban a keleti parton a tanyával egy vonalban látható egy kisebb effektív nátrium arányú terület. Itt valószínűleg a tanyából illetve a tanya melletti kiskertek öntözéséből a felszín alatt érkező más összetételű beszivárgó vizek hatása érhető tetten. Itt kell megemlíteni, hogy a területen csatornázás hiányában szennyvíz szikkasztó aknákat alkalmaznak. Ezen hiányos műszaki védelemmel ellátott, esetleg műszaki védelem nélküli rossz állapotú szennyvízgyűjtő aknák (zárt szennyvízgyűjtő aknák hiánya) miatt a kommunális szennyvíz utat találhat magának a tó felé, mint a terület legmélyebben fekvő pontja felé. Az északi parton a középső tanya szántójával egyvonalban látható a legnagyobb effektív nátrium arányú folt, amely nagyságrendekkel meghaladja a tó többi területén látható százalékos arányokat. Valószínűleg ez az oka annak is, hogy a tó többi területére nézve ez az eloszlástérkép nem mutat annyira árnyalt képet, mint a relatív nátrium arány, hiszen ezen egyetlen pont miatt a többi mérési pont alig mutat eltérést, illetve különbségeik egy tartományba csúsznak. Ebben a pontban a látványos kiugró érték oka az lehet, hogy itt nagy a karbonát- és hidrokarbonát-ion tartalom. Ezért a nevezőbe egy kis szám kerül és a relatív nátrium arányhoz képest nagyságrendekkel nagyobb értékeket kapunk. A nátrium adszorpciós arány (SAR érték) (20. ábra c)., 41. sz. melléklet) a relatív nátrium arány eloszlástérképével megegyező (20. ábra a)., 39. sz. melléklet), csak kevésbé részletes képet mutat. A tó északi partján két helyen és a csatorna belépő szakaszán két foltban jelennek meg a legkisebb értékek (5-15). A csatorna vonalán, annak keleti és nyugati partját is beleértve 15-25%-os kiterjedtebb területek különíthetők el. Ezek a tó mélyebb vizű területei. Ilyen arányokkal jellemezhető a tó keleti partjának középső szakaszán található nagyobb kiterjedésű sáv, valamint innen északra haladva a part mellett egy kisebb folt. Utóbbi az antropogén pontszennyezésből 171

172 fakadó nagyobb kalciumion arányt jelöli. A keleti parton látható sáv a tó partjának közvetlen szomszédságában található művelt terület öntözéséből származó víz szikes sós vízre tett hígító hatását mutatja. A tó területére belépő csatorna kezdeti szakaszán, valamint a csatorna szinte teljes hosszában a környező területeken kirajzolódnak a kevésbé nagy nátrium-tartalmú vizek. Ezek egyrészt tükrözik a terület vízmélységét, másrészt jól mutatják, hogy a távolabbi területekről érkező vizek más összetételűek. A tó területének legnagyobb része 25-35% közötti értékekkel jellemezhető. Ettől nagyobb százalékos értékek (35-45%) a tó dél-keleti részén a déli harmadban láthatók, ahol a melegebb idő beköszöntével a könnyebben kiszáradó alacsony vízállású, szabad vízfelületű zónák vannak. A keleti part középső harmadán a nagyobb lebegőanyagtartalmú vizek találhatók. A tó nyugati partján a középső és északi harmadban a mészkőpad és egyéb tömörödött rétegek miatt rajzolódnak ki nagyobb SAR értékkel jellemezhető területek. A nyugati part északi részén kiugró, 65%-ot meghaladó foltok is megjelennek, ezek valószínűleg a meredek parton lemosódó sós vizek belépését mutatják. Az effektív nátrium adszorpciós arány a 297 begyűjtött vízmintából mindössze 22 esetben volt értelmezhető, mivel a többi esetben a gyökjel alatt negatív számok szerepeltek, így az eredmény kiértékelhetetlen, matematikailag értelmezhetetlen lett. Ezért ezt a paramétert eloszlástérképen nem is tudtuk ábrázolni. A számításokban a hibát itt is a karbonát- és hidrogénkarbonát-ionok koncentrációinak figyelembe vétele okozta. Az effektív kalcium-magnézium tartalom összegéhez hasonlóan itt is abból származhat a hiba, hogy ezt a képletet sem szikes, hanem öntözővizek jellemzésére alkották, ahol a karbonát- és hidrogén-karbonátionok kalcium- és magnézium-ionokhoz 172 és nem nátriumionhoz kötöttek. A kiértékelhető mintavételi pontok számát és SAR eff értékeit a 8. táblázat tartalmazza. Az értékek 16,6-tól 207,6 %-ig terjednek. Az értelmezhető adatok mintavételi pontjait a térképen visszakeresve egy nagyobb és hat kisebb zónát tudtunk elkülöníteni. A mintavételi pontok csoportosítását a 17. táblázat tartalmazza. Az értelmezhető adatok közül az első csoport a bivalyok telelőhelyén van. A második csoport a tó dél-keleti harmadában a nátriumabszorpciós arány eloszlástérképén ezen a területen látható kisebb arányú benyúlásnak felel meg (20. ábra c)., 41. sz. melléklet). A harmadik csoport a keleti part középső harmadában található nagyobb lebegőanyag tartalmú pontnak felel meg. A negyedik csoport az antropogén pontszennyezés helyét jelöli ki. Az ötödik csoport a tó észak-keleti sarkának területén van. Itt a nagyobb relatív kalcium- és magnéziumionok jelenléte miatt nem lesz

173 értelmezhetetlen az effektív nátrium abszorpciós arány. A hatodik csoport a csatorna vonalában elhelyezkedő pontokat foglalja magába. A hetedik csoport a tó nyugati partján a szántókkal szomszédos területeket mutatja. Utóbbi két csoport a SAR érték eloszlástérképén a kisebb nátrium abszorpciós arányú területeknek fel meg. Csoport száma A vízminták azonosítója SAR eff (%) , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , táblázat Az effektív nátrium adszorpciós arány értelmezhető értékeinek csoportosítása A jó öntözővízben nem lehetnek fenolftalein-lúgosságot okozó sók. A fenolftalein-lúgosságot nem mutató vizek is tartalmazhatnak azonban erősen szikesítő hatású nátrium-sókat (elsősorban nátrium-hidrogén-karbonátot). Ennek mennyisége, az ún. szódaegyenérték, amelynek számítási képletéből következik, hogy csak azokban a vizekben van maradék nátrium-karbonát, amelyekben a kabonát- és hidrogén-karbonátionok koncentrációinak együttes mennyisége meghaladja a kalcium- és magnéziumion koncentrációinak együttes mennyiségét. A jó minőségű öntözővizekben a szódaegyenérték kisebb 1,25-nél. A vizsgált szikes tó vizének esetében azonban a legkisebb értékek is 200 felett vannak (20. ábra d)., 42. sz. melléklet), azaz a kabonát- és hidrogén-karbonát-ionok koncentrációja jóval több, mint a kalcium- és magnéziumion koncentrációk összege. A legnagyobb karbonát- és hidrogénkarbonátion koncentrációk a nyugati part középső és északi harmadában, az északi part

174 nyugati és középső harmadában és a tó dél-keleti harmadában vannak. Ezek azok a területek, ahol a tó a jellegzetes szikes képet mutatja. Az anion és a kation szerinti víztípust a vízmintából előzetesen meghatározott, milligrammegyenérték/liter egységben kifejezett ionkoncentrációk alapján a talajvédelmi terv készítésének részletes szabályairól szóló 90/2008. (VII. 18.) FVM rendeletben leírtak szerint, számítással határozzuk meg. A 21. ábra a). és b). pontjában (44. és 43. sz. melléklet) látható ábrákon az értékeknek fizikai-kémiai tartalmuk nincsen, csupán az ábrázolhatóság kedvéért kaptak számszerű elnevezést. Az anion szerinti víztípus alapján a hidrogénkarbonát-szulfátos (1), a karbonáthidrogénkarbonátos (2) és a szulfát-hidrogénkarbonátos (3) vizek jól elkülönülnek (21. ábra b)., 44. sz. melléklet). Utóbbi csak két pontban fordul elő az északi parton. A tó szinte teljes területére, mint szikesre a hidrogénkarbonát-szulfátos víz jellemző. Ebben a hidrogénkarbonát és a klorid aránya egyaránt % közötti. Az anion szerinti víztípus csoportok alapján szulfát-hidrogénkarbonátos vizek öt foltban jelennek meg a tó területén: a tó déli harmadának mind a keleti, mind a nyugati partján egy-egy foltban, a tó középső harmadában a csatorna keleti oldala mellett egy foltban, a nyugati part északi harmadában a parti sávban és északon a csatorna keleti oldalán. A karbonáthidrogénkarbonátos víz néhány megjelenő foltja valószínűleg öntözővíz eredetű lehet. A csatorna nyugati oldalán a tóparttól távolabb látható két foltra nem találtunk magyarázatot, a többi mért paraméter közül is csak a kalciummal mutatnak némi rokonságot. A víz jellegváltása lehet természetes és antropogén eredetű is. A parti részeken az öntözés hatására a tóba szivárgó víz változtathatja meg az összetételt, de a tó belsejében megjelenő foltokra nem ad magyarázatot. A kation szerinti víztípus már sokkal differenciáltabb képet mutat (21. ábra a)., 43. sz. melléklet). A kation szerinti víztípus jelölései rendre a következők: (1) kalciumos, (2) kalcium-magnéziumos, (3) kalcium-nátriumos, (4) magnéziumkalciumos, (5) nátriumos, (6) nátrium-kalciumos és (7) nátrium-magnéziumos. A kation szerinti víztípus szépen követi a kationok eloszlástérképei által felrajzolt képet. Az egyetlen kiugró folt az észak-keleti parton az antropogén kalcium pontszennyezéséből fakad. Ez az egyetlen pont, ahol a kalciumos típus előfordul. A kalcium-magnéziumos típus a csatornában két pontban jelenik meg. A kalcium-nátriumos típus már nagyobb területen előfordul a csatorna vonalában és az észak-keleti csücsökben. Ezen a területen az agyagásványokon kívül a szerves anyag kalcium- és magnéziumionra gyakorolt megkötő hatása érvényesülhet, mert a többi kation ionos formában marad, nem kötődik 174

175 a szerves anyagokhoz (nincsen kelátképzés) és az agyagásványok felületét vagy a szabad ion formát részesítik előnyben. Az északi parton a csatorna belépő szakasza mellett a keleti oldalon megváltozik a víz összetétele a parti szikes zónában, mert a csatornán keresztül, a belépési pont közvetlen szomszédságában lévő tanya felöl és az északi parton elhelyezkedő művelt terület felöl beérkező víz hígító hatása érvényesül. A legnagyobb foltban a tó középső harmadában a csatorna kelti oldalán látható, ahol a mélyebb vizek vannak. A nyugati part déli részén az ún. Kulcsos ház (vendégszállás) mellett, a déli parton egy pontban a bivalyok felügyeletével megbízott gulyás tanyája mellett és a keleti part középső partszakaszán egy tanyával egyvonalban jelenik meg még ez a kation összetételű víztípus. A tó déli harmadában a keleti oldalon két jellegzetes egymás alatti pöttyben fordul még elő. Itt feltehetően a szél által a területre behordott karbonátos homokból kioldódott kalcium- és magnézium ionok módosítják a víz összetételét. A magnézium-kalciumos és a nátriumos víztípus írja le a tó legnagyobb területét, amelyek egymást váltó foltokban és zónákban képeznek átmenetet a nátriumkalciumos és a nátrium-magnéziumos típus felé. Utóbbi víztípusok a tó dél-keleti partján, a nyugati part három foltjában, az északi part középső peremén és a tó északi harmadában három foltban jelennek meg. Ezek a legsekélyebb szabad tükrű vizekkel jellemezhető területek. A kationok esetén a víztípusok besorolásánál szabvány szerint megadott határokat néhány esetben módosítottuk. A kategóriákba néhány vízminta összetétele alapján nem illett bele, ezért próbáltuk a környező vizek összetételét figyelembe venni, illetve a legkisebb módosítás mellett már besorolható kategóriát megtalálni. A nátrium-magnéziumos csoportban az értékeket 0,55-0,65-re, a kalciummagnéziumos csoport értékhatárait pedig 0,5-1,0-re változtattuk. A magnézium-százalék kiszámítása azért lényeges, mert a nagy magnéziumtartalmú öntözővízből jelentős mennyiségű magnéziumion adszorbeálódhat a talajkolloidokon. Kívánatos, hogy a magnéziumionok mennyisége jóval kisebb legyen, mint a kalciumionoké. A vízben a magnéziumkoncentrációt tehát nem az összes-kationtartalomhoz, hanem csak a két vegyértékű fémek ([Mg 2+ ]+[Ca 2+ ]) összmennyiségéhez viszonyítva értékeljük. A hidratált magnézium nagyobb, mint a hidratált kalciumion, így gyengébben kötődik a kolloidokon. Ennek a hidratált ionméretnek a következménye az is, hogy a sok magnéziumot tartalmazó talajkolloidoknak nagyobb a duzzadóképessége, jobban diszpergálódik, kevésbé átjárható, több vizet képes visszatartani. Ez akkor következik be, ha a kicserélő kapacitás több mint 30 %-át a kicserélhető magnéziumionok adják. A tó területének kb. 90 %-ában (néhány folt kivételével) 34 % 175

176 feletti érték (21. ábra c)., 45. sz. melléklet). A magnézium százalék a korábbi eloszlástérképekhez hasonlóan kirajzolja a nagy kalciumion-tartalmú antropogén pontszennyezés helyét a keleti parton. Kisebb értékekkel a csatorna vonalát is kirajzolja, amely az eltérő összetételű víz jelenlétét mutatja. A művelt területekkel és lakóépületekkel (vendégház, gulyás lakrésze, tanyák; 51. ábra) szomszédos területek kirajzolódnak a magnézium százalék eloszlástérképén is, amely ezen területek felől szintén más összetételű vizek felszín alatti beszivárgására enged következtetni. A délkelti területen a nagyobb magnézium aránnyal jellemezhető területbe ékelődő két kisebb folt sós víz feláramlására és a területre betelepült lepelhomok magnézium- és kalciumtartalmának oldatba kerülésére utalhat, illetve ez az a terület amely a leghamarabb kiszáradó szabad vízfelülettel rendelkezik. A paramétertérkép nagyvonalakban megegyezik a kation szerinti víztípus eloszlástérképével. A parti zónák északon és nyugaton megegyeznek a nagyobb magnézium-koncentrációjú területekkel, ahol a magnézium eredete valószínűleg a művelt területekre kijuttatott makrotápelem bemosódás eredménye. A nyugati parton a tömörödött rétegek megjelenése akadályozza a felszíni sók mélyebb rétegekbe szivárgását ábra A tó körül található lakóépületek, amelyek mellett jellegzetes foltok láthatók a paramétertérképeken IV Nagyszéksós-tó vízkémiai vizsgálatainak hibatérképei Az eredmények fejezetben ( ábra és mellékletek) feltüntetett paraméterek eloszlástérképeinek megbízhatóságát vizsgáltuk. Ehhez a laboratóriumi független mérésekből származó paramétereket vettük alapul. Származtatott értékek esetén ennek a vizsgálatnak a hibaterjedés miatt nem lenne értelme. Kívánatos, hogy a minták lemért adatsoraiban az adott paraméter esetén a mért adatok maximum és

177 minimum értékeinek különbsége legalább egy, de inkább kettő vagy több nagyságrend legyen. A hibatérképek elkészítéséhez igyekeztünk a példákat úgy kiválasztani, hogy mindkét területről lehetőleg azonos paraméterek legyenek, illetve a mérési eredmények alapján a minimum maximum értékek közötti eltérés megfeleljen a vizsgálat elvégzéséhez. Például a ph esetében a teljes területre mindössze 1,6 egység a különbség, tehát a paraméter eloszlástérkép készítés során a hiba mértéke a megengedett határon belül maradt. A vizsgálat minden esetben két mérési pont kapcsolatát írja le, mégpedig úgy, hogy a térképen ábrázolt, valamilyen algoritmussal (jelen esetben krigelés) számolt adat és a valóságban lemért mérési eredmény különbségét a hiba írja le (18. táblázat). Miután ezt minden mérési pontra kiszámoltuk, a könnyebb értelmezhetőség és átláthatóság kedvéért a hibaadatokból ugyanúgy térkép szerkeszthető, mint az eredetileg lemért paraméterek számértékeiből. A hibatérkép megmutatja azon területeket, ahol az adott algoritmussal történő számolás és az eredetileg lemért értékek különbsége a legnagyobb, tehát a hibával leginkább terhelt értékeket kapjuk. Ezek a térképi megjelenítésre és nem a laboratóriumi mérésekre vonatkozó hibák. Az 52. ábrán látható mórahalmi Nagyszéksós-tó vízmintáiban mért vezetőképesség, nátrium- és kalcium-tartalom hibaeloszlás térképei láthatók teljes egészében (52. ábra, a)., b)., c).; 149., 151., 153. melléklet), valamint ugyanezek a paraméterek a 10 % megengedett hibahatáron belüli pontok halmaza nélkül (52. ábra, d)., e)., f).; 150., 152., 154. melléklet). A vezetőképesség a 10 % feletti hibaeloszlást a tó északi partján és a nyugati parton egy foltban mutat (52. ábra a.); 149. melléklet). A hiba foltok leginkább a csatorna belépő szakaszán és a csatorna északi és középső harmada mentén vannak. Érdekesség, hogy a csatorna nyugati partján pozitív, míg a csatorna vizében inkább negatív irányú a hiba. Ez alól két apró foltocska jelent kivételt a belépő szakaszon a csatorna vonalának keleti oldalán. A csatorna kis oldott ion tartalmú beérkező vizének vonala rajzolódik ki az eredeti paramétertérképhez hasonlóan a hibatérképen is. A csatorna vize a tó középső szakaszára érkezve már annyi beoldott só-tartalommal rendelkezik, hogy nem mutat látványos különbséget a környező területek vizéhez képest. Ezt az állapotot valószínűleg a visszaduzzasztott víz oldott ion tartalma is erősen befolyásolja. A nátrium hibaeloszlása esetében mind a foltok elhelyezkedése, mind az eltérések iránya megegyezik a tó nyugati partján és a csatorna környékén. A keleti 177

178 parton jelenik meg egy dupla folt, nagyjából egy helyen és egymás szomszédságéban úgy, hogy az egyik negatív, a másik pozitív irányban tér el. Utóbbi foltpár megegyezik azzal a folttal, amit minden mért kation paramétertérképén, mint nagyobb koncentrációjú helyet tudtunk azonosítani. Az anionok általában negatív irányban tértek el az átlagtól ezen a területen ( ábra) ábra A mórahalmi Nagyszéksós-tó vízmintáiban mért vezetőképesség (a), nátrium- (b) és kalcium-tartalom (c) hibaeloszlás térképei A kalcium hibaeloszlás térképén jelenik meg a legtöbb folt a vizsgált területen. A foltok egy halmaza a csatorna teljes hosszát kirajzolja. A keleti parton látható három nagyobb folt-csoport közül az északi az antropogén pontszennyezés helyét rajzolja ki. A középső a kationok esetében mért nagy koncentráció értékek helyét mutatja, a déli pedig azon a területen helyezkedik el, ahol a talajszelvények leírásakor lepelhomok betelepedéseket lehetett látni a szelvényekben, tehát a szél útján szállított kalciumkarbonátos homok behordódása miatt mutathat nagyobb kalciumion értékeket és nagyobb hibát.

179 A vezetőképesség térkép és az oldott kation hibatérképek hasonlósága annak köszönhető, hogy a vezetőképesség és a nátrium-, kalcium-tartalom nem teljesen független adatok, hiszen a vezetőképesség a vízben oldott ionok koncentrációja függvényében változik. Az elemtérképeken látható legnagyobb és legkisebb értékeket körbehatároló foltok megjelenése a hibatérképeken nem véletlen, hiszen az alkalmazott algoritmus két kiugróan különböző mért érték között az átmeneti zónát nagyobb hibával terhelten tudja kiszámolni és megjeleníteni. A tó teljes egészére elmondható, hogy a terület legnagyobb részére a hiba 10%- on belül van, tehát a paramétertérképek megbízhatóan tükrözik a tó valós elemeloszlását. A kiválasztott, hibatérképen is ábrázolt paraméterekre leíró statisztikát is számoltunk (18. táblázat). Az alábbi néhány bekezdés a leíró statisztikákról ad egy rövid összefoglalót. Gyakori igény, hogy egy adathalmazt elemei egyenkénti felsorolása helyett néhány jellemző tulajdonságának megadásával jellemezzünk. Ezeket az adatokból viszonylag könnyen kiszámítható paramétereket leíró statisztikáknak (vagy ritkán, de pontosabban: leíró statisztikai függvényeknek) nevezzük. Sok ilyen van, két legfontosabb csoportjuk az ún. elhelyezkedési (measures of location or central tendency) és a szóródást jellemző paraméterek (measures of spread). Az elhelyezkedési paraméterek azt az értéket igyekeznek megadni, ami körül a mintánk elemei csoportosulnak (ilyen pl. átlag, medián) míg a szóródási paraméterek azt igyekeznek jellemezni, hogy értékeink mennyire szorosan vagy lazán helyezkednek el ekörül a pont körül (pl. szórás). A minta elemeiről sokszor nem csak egyfajta adattal rendelkezünk. Kétféle adat esetén, így összetartozó értékpárok jönnek létre. Az értékpárok közötti összefüggésről adnak információt a kapcsolatot jellemző paraméterek (measures of correlation). A leíró statisztikák közül azok a legfontosabbak, amelyek a mintánkat adó adathalmaz elméleti eloszlásfüggvényének valamelyik paraméterére adnak jó becslést a mintánkból. A leíró statisztikák gyakorlati alkalmazhatóságának ez az elméleti alapja. Például a mintánkból meghatározott számtani átlag a populáció eloszlásfüggvényének várható értékére ad torzítatlan becslést. A mintából számított (ún. tapasztalati) szórás pedig a populáció eloszlásfüggvényét jellemző (ún. elméleti) szórás paraméter becslését adja. A képet tovább bonyolítja, hogy a statisztikák a minta választásának esetlegessége 179

180 miatt maguk is valószínűségi változók, melyeknek meghatározható az eloszlásfüggvénye, paraméterei becsülhetők ismét valamilyen statisztikával. Matematikailag statisztikai függvénynek vagy röviden statisztikának neveznek minden olyan (rendszerint skaláris, olykor vektorértékű) függvényt, amelynek értelmezési tartománya a mintatér. Tehát statisztika az, ami az adatainkból egy képlettel kiszámítható, vagy más módon meghatározható. Az említett leíró statisztikákon kívül igen fontosak még a hipotézisvizsgálatoknál használt statisztikák. Az alább ismertetett statisztikák nagy része csak numerikus skálájú adatokon értelmezhető. A minta elemszáma (mintanagyság, sample size) az egyik legfontosabb leíró statisztika. Rendszerint n betűvel jelöljük. A maximum és minimum értékeke az adathalmazban előforduló legnagyobb és legkisebb számértéket jelölik. A mintaterjedelem (range) a maximum és a minimum előforduló számérték különbsége. Akkor használjuk csak, ha hangsúlyozni kívánjuk a mintánkban előforduló extrém értékeket, vagy éppen ellenkezőleg, az igen kicsi szóródást. A számtani átlag (mean, arithmetic mean) az értékek összege, osztva az elemszámmal. A legjobban ismert, leggyakrabban használt paraméter az eloszlás elhelyezkedésének becslésére. Az átlag érték félrevezető lehet erősen ferde eloszlás esetén, illetve érzékeny a mintában esetleg előforduló kiugró értékekre. Ilyenkor célszerűbb a medián használata. A medián az a szám, amely felezi az eloszlást, amelynél az adatok fele kisebb, fele pedig nagyobb. Ritkábban használt középérték a módusz, az eloszlás csúcsa (egy eloszlásnak több módusza is lehet). A variancia, tapasztalati szórásnégyzet (variance) az adatok az átlagtól való négyzetes eltéréseinek átlaga (az elemszám helyett n-1-gyel szokás osztani a torzítatlan becslés érdekében.). Bár az elméleti statisztikában fontos fogalom, a gyakorlatban helyette a standard deviáció, azaz a tapasztalati szórás, vagy szórás használatos. Ez a variancia négyzetgyöke. Nem tévesztendő össze az átlag szórásával (standard error of the mean). A standard deviáció a legfontosabb, adataink szóródását jellemző paraméter. Fontos tudnunk azonban, hogy értéke függ adataink mértékegységétől, így két adathalmaz szórása csak akkor hasonlítható össze, ha ugyanazt a mértékegységet használtuk. A variációs koefficiens (coefficient of variation, CV) a szórás százalékos aránya az átlaghoz viszonyítva. Méréskor ez nem más, mint a relatív hiba. Dimenzió nélküli szám, bármely adathalmaz variációs koefficiense összehasonlítható. Rendezett mintának nevezzük, ha az eredeti halmaz elemeit az előforduló értékek nagysága szerint sorba rendezük. A rendezett minta és a belőle származtatott 180

181 további statisztikák értelmezéséhez nem szükséges, hogy adataink numerikusak legyenek, elég, ha ordinális skálán mérhetők. A rendezett mintából tovább származtatott statisztikák összefoglaló neve kvantilisek (quantiles). Ilyenkor a rendezett mintát több egyenlő részre osztjuk, és a részhatárokon levő mintaelemek értékét tekintjük. A medián (median) annak az adatnak a számértéke, amelyik a rendezett minta közepén van. Sokkal kevésbé érzékeny a kilógó értékekre, mint az átlag, továbbá ferde eloszlások esetén is használhatóbb. Ordinális skála esetén az átlag értelmezhetetlen, míg a medián értelmezhető. Az alsó kvartilis a legkisebb és a medián között középen elhelyezkedő adat számértéke a rendezett mintában. A felső kvartilis hasonlóan a medián és a legnagyobb érték között van középen. A kvartilisek az standard deviációhoz hasonlóan az adatok szóródásáról tájékoztatnak. Elsősorban ferde eloszlás esetén érdemes őket használni, mert a kvartilisek mutatják a ferdeséget, az standard deviáció pedig nem. Ca 2+ Ca 2+ hiba Na + Na + hiba ECH ECH hiba Összeg 11803,54 5, ,69-5, ,00-54,44 Minimum 30,12-8,93 117,56-32, ,00-220,39 Maximum 341,09 29,21 692,72 32, ,00 141,91 Mintaterjedelem 310,97 38,13 575,16 65, ,00 362,30 Átlag 52,23 0,02 274,51-0, ,07-0,24 Medián 45,17-0,17 272,64 0, ,00 0,08 Első kvartilis 38,87-0,94 217,57-1, ,00-9,98 Harmadik kvartilis 57,50 0,57 320,13 1, ,00 10,08 Standard hiba 1,81 0,22 5,68 0,51 31,27 2,78 95% konfidencia intervallum 3,57 0,43 11,20 1,01 61,66 5,47 99% konfidencia intervallum 4,71 0,57 14,77 1,33 81,29 7,22 Variancia 740,54 10, ,36 59, , ,02 Átlag szórása 14,87 1,67 60,95 4,36 380,87 23,19 Standard deviáció 27,21 3,28 85,43 7,70 470,15 41,74 Variációs koefficiens 0,52 142,44 0,31-342,38 0,20-173,28 Skew 6,14 3,90 1,24 0,26 0,38-0,77 Kurtouzitás 57,31 30,51 4,16 5,94-0,28 8, táblázat A vizsgált paraméterek leíró statisztikai adatai Ha elég adatunk van, akkor percentilisek is definiálhatók. Például az n %-os (vagy n- edik) percentilis azt jelenti, hogy az adatok n %-a kisebb, mint ez az érték. Így a medián az 50%-os percentilisnek, az alsó és felsõ kvartilisek pedig a 25% ill. 75%-os percentilisnek felelnek meg. A percentiliseknek óriási jelentõsége van a 'mit tekintünk normálisnak?' kérdés eldöntésében. Az alsó és felső néhány percentilis közötti részt

182 (2.5% % vagy 5% - 95%) szokás normális (referencia) értéknek elfogadni. Egy példa: egy gyermekről akkor feltételezzük, hogy a növekedésben elmaradt, ha magassága (vagy súlya) nem éri el az azonos korú társaira jellemző 5%-os percentilis értéket. A laboratóriumi normálértékeket is a megfelelő percentilisek alapján definiálják. A percentilisek összessége valójában a tapasztalati eloszlásnak felel meg, tehát a tapasztalati eloszlásfüggvényt is tekinthetjük statisztikának (például a apasztalati eloszlásfüggvényből szerkesztett hisztogramot). Az interkvartilis terjedelem (interquartile range) a felső és alsó kvartilis különbsége. A konfidencia-intervallum valószínűségi intervallum. Az induktív statisztika eszköze. A konfidencia-intervallum adott szignifikancia-szinten a becsült változó alsó és felső korlátja. A konfidenciaintervallum intervallum értékű becslést ad egy paraméterre, hogy valószínűleg ezek közé a korlátok közé esik. Ez sok esetben jobb, mint egyetlen becsült értéket adni. Az α paraméter egy előzetesen megadott értékére a becsült paraméter 1-α valószínűséggel esik az intervallumba. Ezt az 1-α szintet sokszor százalékban adják meg. Például az egyik leggyakoribb a 95 %. A szintvonalkövetés jóságát írja le a skew és a kurtouzitás. A területarány szám azt adja meg, hogy a teljes terület hány százalékát írtuk le jól. A mi paramétertérképeink esetében ez az arány 90 % felett van. 182 IV A Nagyszéksós-tó vízkémiai eredményeinek statisztikai elemzése A statisztikai elemzéseknél a ph, vezetőképesség, foszfát-, karbonát-, hidrokarbonát-, szulfát- és klorid-tartalom, valamint a nátrium-, kálium-, kalcium- és hidrokarbonát-, szulfát- és klorid-tartalom, valamint a nátrium-, kálium-, kalcium- és magnézium koncentrációkat vettük figyelembe. Az elemzésbe bevont változók alapstatisztikáit a 19. táblázat tartalmazza. A Kaiser-Meyer-Olkin vizsgálattal megnéztük, hogy a változók alkalmasak-e faktoranalízisre, vagyis a parciális korrelációk egy elfogadható mértéken belül vannake. Ha a változópárok között nincsen, vagy nem erős a kapcsolat, akkor a változók nem alkotnak csoportokat. A parciális korreláció megfelelő, ha az érték 0,5 felett van és nagyon jó, ha 1-hez közeli szám. Ennek alapján a változópárok között erős a kapcsolat, mivel az érték 0,5 felett van (0,846), a vizsgálatokhoz tökéletesen megfelelnek a paraméterek. A Bartlett vizsgálat alapján páronként nem függetlenek a változók, tehát van látens struktúra a paraméterek között. Ezek alapján a változók nem alkotnak csoportokat,

183 Átlag Tapasztalati szórás ph 8,49 0,34 Vezetőképesség 2309,07 470,15 Foszfát 0,78 0,46 Karbonát 87,50 39,48 Hidro-karbonát 872,00 182,72 Szulfát 281,51 92,037 Klorid 177,56 55,40 Nátrium 274,51 85,43 Kálium 35,75 13,34 Kalcium 52,23 27,21 Magnézium 35,84 9, táblázat Az elemzésbe bevont változók alapstatisztikái Kiindulási érték ph 0,380 Vezetőképesség 0,961 Foszfát 0,367 Karbonát 0,573 Hidro-karbonát 0,826 Szulfát 0,765 Klorid 0,926 Nátrium 0,748 Kálium 0,860 Magnézium 0, táblázat A kommunalitás vizsgálat eredményei Kezdeti sajátérték Rotációs súlyozott négyzetösszegek Faktor Variancia Kumulatív Variancia Kumulatív Teljes Teljes % % % % 1 6,181 61,814 61,814 4,839 48,386 48, ,242 12,419 74,234 1,918 19,180 67, ,930 9,304 83, ,492 4,924 88, ,345 3,447 91, ,301 3,011 94, ,219 2,186 97, ,191 1,909 99, ,070 0,697 99, ,029 0, , táblázat A teljes variancia magyarázat számolt értékei

184 hiszen nincsen közöttük erős kapcsolat (parciális korrelációk gyengék), viszont a változók korrelálnak egymással, tehát páronként nem függetlenek. A kommunalitás vizsgálat eredményeit a 20. táblázatban tüntettük fel. Extrakciós módszerként a Maximum Likelihood módszert alkalmaztuk. A további vizsgálatokhoz a változók közül ki kellett venni a kalciumot, mert túl gyenge volt a kommunalitása. Azokkal az értékekkel foglalkoztunk, amelyek nagyobbak vagy egyenlők 0,25-tel, azaz az 'r' érték nagyobb vagy egyenlő 0,5-tel a faktor és az eredeti változó között. A kalcium kivételével ez minden változóra teljesült. A teljes variancia magyarázat egyes lépéseinek adatait az 21. táblázat tartalmazza. A számítások végén két faktort tudtunk megkülönböztetni (22. táblázat). Az elsőnek 48,386 %, a másodiknak pedig 19,180 % a magyarázó ereje, tehát a faktorok összesen %-ban írják le a változókat. A khi-négyzet próba alapján a faktorok közepesen képezik le a változókat, mert a khi-négyzet értéke nagyobb, mint 20. A rotációs faktor mátrix alapján egy csoportba soroltuk azokat a paramétereket, amelyeket az egyes faktorok mozgatnak és amelyek nagyobbak, mint (21. táblázat). Az extrakciós módszer a Maximum Likelihood módszer volt, a rotációs módszer Varimax Kaiser Normalizációval történt, az Faktor 1 2 ph 0,063 0,601 Vezetőképesség 0,886 0,445 Foszfát 0,397 0,106 Karbonát 0,289 0,636 Hidro-karbonát 0,990-0,138 Szulfát 0,702 0,482 Klorid 0,805 0,508 Nátrium 0,749 0,372 Kálium 0,783 0,437 Magnézium 0,715 0, táblázat Rotációs faktor mátrix optimalizálás három lépcsőben valósult meg (21. táblázat). A Varimax rotáció "jóságát" a faktor transzformációs mátrix adja meg (23. táblázat). Az első faktor (Factor 1) vezetőképességet (0,886), hidrokarbonát- (0,990), klorid- (0,805), szulfát- (0,702), nátrium- (0,749), kálium- (0,783) és magnéziumion-tartalmat (0,715) foglalja magába (53. ábra a)., 155. melléklet). Ez a faktor a víz természetes eredetét, természetes folyamatait mutathatja, összhangban a paramétertérképeknél leírtakkal.

185 53. ábra A faktorok eloszlástérképe Magyszéksós-tó területén A második faktort a karbonátion és a ph alkotja (53. ábra b)., 156. melléklet). A mért 11 paraméter közül a kalcium és a foszfát egyik faktorba sem besorolható. A második faktor a ph-t befolyásolja, mégpedig nem az első faktor elemein keresztül. Ebben az esetben a makromolekulás természetes szerves anyagok, mint puffer anyagok jelenlétével és a lúgos vizekbe történő légköri szén-dioxid beoldódással, mint egyensúlyi folyamatokkal kell számolnunk. A kalcium- és a foszfátion a faktoroktól (hatásoktól) függetlenül működik, valami más mozgatja őket. A kalcium viselkedését magyarázhatja a környező művelt kalcium-karbonátos humuszos homok talajok felöl szél útján a tó területére bekerülő anyag. A térségben az uralkodó szélirány északnyugati, amelynek hatására főként tavasszal gyakoriak a homokverések. A foszfát sajátos viselkedését a fentebb vázolt természetes okokon kívül a bivalyok jelenléte is befolyásolja. Utóbbi lehet magyarázat arra, hogy ez a paraméter miért nem sorolható egyik faktorba sem. 185 Faktor ,995 0, ,101 0, táblázat Faktor transzformációs mátrix

186 IV A hatástávolság meghatározása a Nagyszéksós-tó területén mért paraméterekre Arra a kérdésre, hogy egy mérési adat meddig terjeszthető ki, variogram vizsgálatokat végeztünk. A variogram a térstatisztika alapfüggvénye, melynek segítségével megtudhatjuk, hogy egy adott (x, y) koordináta pontban lévő érték (jelen esetben az adott elem, vegyület mért koncentráció értéke) milyen távolságig érvényes, vagyis az adott koncentrációt milyen távolságig becsülhetjük. A variogram Matheron (1971) nevéhez fűződik. Felismerte, hogy bizonyos távolságon belül amit hatástávolságnak nevezett el az egyes pontok tulajdonságai összefüggenek egymással, matematikai nyelven autokorrelálnak (Bárdossy, 2000). Hatástávolság alatt azt a távolságot értjük, amelyen belül a minta sajátos jellemvonásai környezetében még érzékelhetők. Ez a variogram grafikonján annak a pontnak az abszcisszája, amelynél a függvény értéke állandósul (54. ábra) ábra A karbonátion mért koncentráció értékeiből szerkesztett félvariogram, valamint az első küszöbszintre becsült elméleti szférikus félvariogram Vizsgálataink során az E abszorbancia értékeken kívül minden mért értékre (11) megszerkesztettük a félvariogramokat. Ezek közül a foszfát röghatás típusú félvariogram volt, ezért ezt a további vizsgálatainknál nem tudtuk használni. A röghatás típusú félvariogram akkor jelentkezik, ha a mért érték nem reprezentálja a valóságot. Ez általában a mérési hálózat (túl nagy) miatt, vagy esetleg a mérés, kiértékelés hibájából

187 eredhet. Az utóbbit elvethetjük, mivel ugyanaz az analitikus ugyanazon a műszeren végezte az összes mérést. A mért értékek vélvariogramjaira elméleti félvariogramokat szerkesztettünk (minden esetben szférikus modellt), melyek hatástávolságait leolvasva a következő táblázatban összefoglalt értékeket kaptuk (24. táblázat): Változó Hatástávolság (m) ph 130 Vezetőképesség 120 Klorid 140 Hidrokarbonát 130 Karbonát 85 Foszfát - Szulfát 90 Kalcium 75 Magnézium 65 Kálium 75 Nátrium táblázat A félvariogramokra illesztett elméleti félvariogramokból leolvasott hatástávolságok Az értékek alapján látható, hogy átlagosan 99 m-ig lehet kiterjeszteni egy mért értéket, azonban ha minden értéket megfelelően akarunk mérni, akkor a legkisebb hatástávolságú (Mg 2+ ) értéket kell figyelembe venni. Ez azt jelenti, hogy egy kb. 65 m- es mérési hálózat megfelelő mind a 10 db változó megfelelő méréséhez, valamint ezeket a mért értékeket fel is lehet használni különböző statisztikai becslésekre, hiszen jól reprezentálják a terület koncentráció-eloszlásait. A foszfát röghatást mutatott, tehát ott a jelenlegi hálózat nem jó ezen paraméter optimális mérésére. Ha a későbbiekben rácshálózat mentén újabb felmérést szeretnénk készíteni a területről, akkor az itt kiszámított eredményeket felhasználva optimalizálni tudjuk a rácspontok elhelyezését és távolságát annak függvényében, hogy milyen paramétereket szeretnénk a továbbiakban vizsgálni. A IV fejezet statisztikai táblázatainak adatai ( táblázat) jól tükrözik a paraméterek változékonyságát, ebből is látszik, hogy a 65 m-es hálózat biztosabb a nagyobb rácspont-távolságú hálózatoknál a nagyfokú változékonyság miatt. 187

188 IV Nagyszéksós-tó éves vízkémiai monitoringjának elemzése, monitoring pont javaslatok, új monitoring technikák lehetséges alkalmazása IV Az éves vízkémiai monitoring elemzése A szikes tavak a szemünk előtt tűnnek el (Boros és Bíró, 1999). Annak ellenére, hogy a védett madárfauna megmaradása szempontjából kulcsfontosságúak (Boros, 1999) nem ismerjük kellően kialakulásuk és fennmaradásuk törvényszerűségeit. A szikes tavak kiterjedése és vizének összetétele évszakos dinamikát mutat, ezért természetvédelmi kezelésükhöz szüksége az évszakos változások ismerete (Tóth és munkatársai, 2003) ábra Az éves monitoring eredmények kielemzésére kijelölt egyik terület A havonkénti 60 vízminta begyűjtése a tó területét harántoló két átló mentén a szikes tó változó vízállása miatt sajnos problémákba ütközött. Mivel az egymást követő hónapokban a mintavételi pontok nem ugyanott voltak (a mintavételi pontokat nem rögzítették), ezért a terület monitoring adatainak kiértékelése meglehetősen nehézkes, eloszlástérképeket egyáltalán nem tudunk szerkeszteni. Néhány hónapban csak a csatornában és a tó középső, mélyebb fekvésű részein lehetett vizet találni, így a mintákat gyakorlatilag szinte egy pontból vették. Az adatok feldolgozásához először

189 tehát le kellett válogatni azokat a pontokat, amelyek összevethetők, és a vizsgált 12 hónapra az idősorból bármiféle következtetések vonhatók le. Ezen meggondolásokból a tó teljes területéről gyűjtött minták elemzésén kívül külön kezeltük a csatorna területéről begyűjtött mintákat és az 55. ábrán látható téglalap területére eső monitoring pontokat. A téglalap területét a januári mintavételezés mintázatából szerkesztettük meg. A továbbiakban csak erre a területre eső pontokat vizsgáltuk augusztus szeptember október november átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,4 0,36 8,4 0,34 8,4 0,34 8,4 0,37 Vezetőképesség , , , ,9 Karbonát-ion 95 35, , , ,7 Hidrokarbonát-ion , , , ,3 Foszfát-ion 0,72 0,347 0,68 0,347 0,66 0,321 0,69 0,310 Nátrium-ion 250,8 79,35 246,2 81, , ,41 Kálium-ion 36,1 7,12 36,0 7,29 35,9 7,36 35,2 7,33 Kalcium-ion 48,5 13,46 48,4 13,79 48,3 13,41 47,4 13,38 Magnézium-ion 35,8 9,21 35,1 8,91 33,9 9,08 32,4 8, /2012. december január február március átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,4 0,39 8,5 0,37 8,5 0,33 8,3 0,38 Vezetőképesség , , , ,7 Karbonát-ion 89 37, , , ,2 Hidrokarbonát-ion , , , ,8 Foszfát-ion 0,58 0,227 0,46 0,070 0,30 0,123 0,49 0,275 Nátrium-ion 217,5 87,82 174,3 76,04 178,0 72,14 225,4 57,92 Kálium-ion 33,2 7,35 27,5 5,59 28,5 6,07 32,7 8,29 Kalcium-ion 47,1 13,76 49,0 10,30 45,8 10,73 47,8 12,44 Magnézium-ion 32,7 7,93 30,4 2,62 30,2 2,85 31,6 6, április május június július átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,3 0,42 8,4 0,41 8,4 0,37 8,4 0,37 Vezetőképesség , , , ,1 Karbonát-ion 98 35, , , ,4 Hidrokarbonát-ion , , , ,8 Foszfát-ion 0,68 0,341 0,77 0,390 0,69 0,352 0,67 0,368 Nátrium-ion 253,6 72,24 253,0 73,95 250,8 75,31 251,3 77,95 Kálium-ion 35,4 11,77 35,5 10,18 36,1 9,73 36,4 9,00 Kalcium-ion 53,9 19,53 54,1 19,67 51,5 15,42 51,5 16,70 Magnézium-ion 34,3 8,19 34,5 8,47 35,1 8,88 34,7 9, táblázat A havonkénti monitoring eredmények átlag és szórás adatai Nagyszéksós-tó teljes területére Az adott hónapban mért egyes paraméterek átlag és szórás adatait a táblázatokban tüntettük fel, és a havonkénti eredményeket oszlopdiagramokon ábrázoltuk. A 25. táblázat a tó teljes területéről begyűjtött minták eredményeit tartalmazza, a 26. táblázat a csatorna területéről, amíg a 27. táblázat az 55. ábrán látható

190 foltból származó adatok havonkénti átlag és szórás értékeit foglalja össze. Az egyes területekhez és az egyes paraméterek havonkénti átlagához tartozó szórás adatok %-os értékeit a 28. táblázat tartalmazza. Az 56. ábrán látható paraméterek oszlopdiagramjain az x-tengelyen feltüntetett számok a hónapokat jelölik, de a számozás augusztustól, a vizsgálat megkezdésétől indul, tehát az 1. oszlopcsoport nem a januári eredményeket mutatja augusztus szeptember október november átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,7 0,05 8,7 0,09 8,8 0,07 8,7 0,08 Vezetőképesség , , , ,1 Karbonát-ion 81,5 26,45 80,8 29,29 85,0 32,69 83,2 32,20 Hidrokarbonát-ion 896,6 79,40 906,4 78,30 914,7 95,47 882,1 91,04 Foszfát-ion 0,98 0,432 0,88 0,346 0,88 0,403 0,92 0,325 Nátrium-ion 164,4 33,85 160,4 33,66 160,2 38,14 151,3 34,08 Kálium-ion 27,2 9,70 26,5 9,00 26,3 9,82 25,9 10,10 Kalcium-ion 64,6 12,12 65,9 12,40 64,0 13,68 62,2 13,74 Magnézium-ion 39,5 5,43 38,1 5,39 38,0 5,31 36,2 5, /2012. december január február március átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,7 0,08 8,7 0,08 8,7 0,07 8,6 0,05 Vezetőképesség , , , ,9 Karbonát-ion 89,9 29,90 46,7 4,76 45,8 5,04 56,1 14,51 Hidrokarbonát-ion 846,1 71, ,83 781,2 49,97 829,1 77,98 Foszfát-ion 0,70 0,150 0,50 0,056 0,34 0,114 0,68 0,410 Nátrium-ion 135,4 27,73 113,5 8,13 112,1 6,98 162,7 34,10 Kálium-ion 26,8 7,24 23,6 3,41 23,5 3,64 27,8 8,48 Kalcium-ion 60,0 11,58 56,9 5,52 55,3 5,77 55,1 9,26 Magnézium-ion 33,9 3,67 31,7 2,18 32,1 2,32 37,9 3, április május június július átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,7 0,09 8,8 0,07 8,7 0,07 8,7 0,08 Vezetőképesség , , , ,3 Karbonát-ion 89,7 28,19 90,5 31,61 77,4 28,06 80,6 28,76 Hidrokarbonát-ion 874,2 126,47 888,4 118,37 891,1 110,03 899,8 101,02 Foszfát-ion 0,95 0,603 0,99 0,614 0,95 0,470 1,04 0,539 Nátrium-ion 193,7 49,75 199,1 48,16 173,8 29,89 167,3 39,07 Kálium-ion 30,7 10,84 30,7 10,76 28,2 8,78 26,7 9,28 Kalcium-ion 59,3 13,11 58,1 12,87 64,1 12,04 66,1 13,79 Magnézium-ion 39,8 3,84 39,7 5,92 37,7 5,22 39,2 7, táblázat A havonkénti monitoring eredmények átlag és szórás adatai a Nagyszéksós-tó területén keresztülfutó csatorna területére A ph értékek az éves monitoring során a tó teljes területére nézve alig változnak, átlagosan ph 8,3 (március, április) és ph 8,5 (január, február) között mozognak (56. ábra a).). A ph akkor csökken, amikor a tavaszi esőzések következtében megemelkedik a vízszint és a csapadékvíz hígító és savanyító hatása

191 érvényesül (a csapadékvíz savas, < ph 7). A csatorna vize átlagosan négy tized ph egységgel lúgosabb, október és május hónapokban a ph 8,8-at is eléri. A márciusban mért kisebb ph (ph 8,6) a fentebb vázolt tavaszi esőzések következménye lehet itt is. A csatorna vizének lúgosabb karakterét valószínűleg nemcsak a helyben beoldott anyagok okozzák, hanem a csatornán keresztül távolabbi területekről a tó területére szállított anyagok is. A hígabb só-koncentráció is előidézheti a lúgosabb karaktert. A töményebb sóoldat a kolloidok (ásványi mátrix anyagai és szerves anyagok) felületéről a savas karakterért felelős hidrogén ionokat az oldatfázisba szorítja, így a mérhető ph csökken augusztus szeptember október november átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,3 0,36 8,3 0,31 8,3 0,27 8,3 0,32 Vezetőképesség , , , ,9 Karbonát-ion 96,9 36,23 88,2 37,94 92,8 32,07 91,0 31,44 Hidrokarbonát-ion 832,0 89,45 847,6 97,61 843,7 102,39 819,5 106,64 Foszfát-ion 0,63 0,301 0,59 0,339 0,59 0,267 0,58 0,271 Nátrium-ion 307,8 71,86 292,9 78,26 301,3 59,19 283,9 64,79 Kálium-ion 39,7 3,51 39,0 3,79 39,1 4,26 38,4 4,39 Kalcium-ion 42,3 7,06 42,4 8,32 42,2 8,74 41,3 8,24 Magnézium-ion 37,4 7,64 35,8 8,24 33,2 6,16 31,7 6, /2012. december január február március átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,2 0,36 8,2 0,46 8,3 0,42 8,2 0,37 Vezetőképesség , , , ,0 Karbonát-ion 91,4 31,81 74,9 4,85 73,1 5,43 60,7 21,92 Hidrokarbonát-ion 803,5 110,23 774,8 100,34 763,5 102,32 830,0 31,00 Foszfát-ion 0,51 0,232 0,41 0,045 0,23 0,104 0,28 0,097 Nátrium-ion 288,1 46,09 253,8 44,19 248,5 40,23 261,7 50,43 Kálium-ion 36,7 4,86 32,7 3,15 32,7 3,18 35,5 4,75 Kalcium-ion 40,2 7,57 38,6 3,82 36,7 4,07 44,7 3,57 Magnézium-ion 29,0 5,37 28,5 1,97 27,7 1,15 32,4 3, április május június július átlag szórás átlag szórás átlag szórás átlag szórás ph 8,0 0,23 8,0 0,28 8,4 0,35 8,5 0,35 Vezetőképesség , , , ,6 Karbonát-ion 71,1 21,29 69,4 25,33 69,4 23,65 83,0 32,66 Hidrokarbonát-ion 842,9 29,59 845,1 46,57 845,6 62,32 654,5 67,56 Foszfát-ion 0,42 0,146 0,44 0,242 0,42 0,232 0,46 0,255 Nátrium-ion 295,7 51,20 289,2 48,57 293,9 51,87 315,1 67,54 Kálium-ion 36,2 5,24 37,8 2,79 38,9 4,37 41,2 7,15 Kalcium-ion 48,9 6,23 48,4 7,04 47,6 7,96 44,1 9,25 Magnézium-ion 33,8 4,13 33,9 5,82 33,7 6,64 35,1 7, táblázat A havonkénti monitoring eredmények átlag és szórás adatai a Nagyszéksós-tó területén kijelölt területre Amikor a sókra nézve hígul a rendszer, akkor az egyensúlyi folyamat visszafelé játszódik le, azaz a felülethez nagyobb affinitású hidrogén-ionok visszavándorolnak a

192 kolloidok felületére, kationcsere játszódik le és a folyadék fázis lúgosabb karakterű lesz. A tó területén kijelölt foltban a legkisebb a ph a három vizsgált csoport közül. Ennek oka, hogy itt a legnagyobb a növényi borítottság, tehát a növények életfolyamatai és a pusztulásukat követő bomlási folyamatok során savas karakterű anyagok keletkeznek, szabadulnak fel. A tó vízszintje mind a sótartalommal (vezetőképességgel), mind a phval szoros negatív korrelációt mutat /2012. VIII. IX. X. XI. XII. I. II. III. IV. V. VI. VII. Szórás (%) - A tó teljes területe ph 4,3 4,0 4,0 4,4 4,6 4,4 3,9 4,6 5,1 4,9 4,4 4,4 ECH 12,0 15,2 16,7 17,1 21,2 22,1 21,8 10,6 16,2 16,7 17,1 14,8 karb 37,5 39,1 38,1 39,2 41,7 25,3 26,1 36,5 36,4 35,9 36,4 36,9 hidrokarb 12,7 13,3 14,4 14,6 11,6 9,4 9,9 9,5 11,1 11,5 12,7 13,4 foszfát 48,2 51,0 48,6 44,9 39,1 15,2 41,0 56,1 50,1 50,6 51,0 54,9 Na 31,6 33,1 33,4 35,3 40,4 43,6 40,5 25,7 28,5 29,2 30,0 31,0 karb 19,7 20,3 20,5 20,8 22,1 20,3 21,3 25,4 33,2 28,7 27,0 24,7 Ca 27,8 28,5 27,8 28,2 29,2 21,0 23,4 26,0 36,2 36,4 29,9 32,4 Mg 25,7 25,4 26,8 27,6 24,3 8,6 9,4 20,7 23,9 24,6 25,3 27,0 Szórás (%) - A csatorna területe ph 0,6 1,0 0,8 0,9 0,9 0,9 0,8 0,6 1,0 0,8 0,8 0,9 ECH 19,4 21,5 25,3 24,5 24,5 4,6 5,2 18,2 21,4 23,0 20,9 21,2 karb 32,5 36,3 38,5 38,7 33,3 10,2 11,0 25,9 31,4 34,9 36,3 35,7 hidrokarb 8,9 8,6 10,4 10,3 8,4 5,5 6,4 9,4 14,5 13,3 12,3 11,2 foszfát 44,1 39,3 45,8 35,3 21,4 11,2 33,5 60,3 63,5 62,0 49,5 51,8 Na 20,6 21,0 23,8 22,5 20,5 7,2 6,2 21,0 25,7 24,2 17,2 23,4 karb 35,7 34,0 37,3 39,0 27,0 14,4 15,5 30,5 35,3 35,0 31,1 34,8 Ca 18,8 18,8 21,4 22,1 19,3 9,7 10,4 16,8 22,1 22,2 18,8 20,9 Mg 13,7 14,1 14,0 14,6 10,8 6,9 7,2 9,7 9,6 14,9 13,8 18,5 Szórás (%) - A kijelölt terület ph 4,3 3,7 3,3 3,9 4,4 5,6 5,1 4,5 2,9 3,5 4,2 4,1 ECH 6,5 9,8 9,2 17,1 21,2 2,1 2,7 5,6 10,2 6,3 8,0 13,2 karb 37,4 43,0 34,6 34,5 34,8 6,5 7,4 36,1 29,9 36,5 34,1 39,3 hidrokarb 10,8 11,5 12,1 13,0 13,7 13,0 13,4 3,7 3,5 5,5 7,4 10,3 foszfát 47,8 57,5 45,3 46,7 45,5 11,0 45,2 34,6 34,8 55,0 55,2 55,4 Na 23,3 26,7 19,6 22,8 16,0 17,4 16,2 19,3 17,3 16,8 17,6 21,4 karb 8,8 9,7 10,9 11,4 13,2 9,6 9,7 13,4 14,5 7,4 11,2 17,4 Ca 16,7 19,6 20,7 20,0 18,8 9,9 11,1 8,0 12,7 14,5 16,7 21,0 Mg 20,4 23,0 18,6 19,4 18,5 6,9 4,2 10,9 12,2 17,2 19,7 21, táblázat A havonkénti monitoring eredmények szórás adatai százalékban megadva A tó vizének hígulása a lúgosság csökkenésével jár együtt, mivel visszaszorult a karbonátok dominanciája. Dvihally (1960) és Tóth és munkatársai (2003) ugyanerről

193 számoltak be a kisteleki Nagyszéktó és a Zab-szék melletti szikes tó vizsgálatát követően. A havonkénti ph értékekhez tartozó szórás adatokat százalékba átszámolva az eltérés átlagosan mindössze 4,5 % az egész tóra nézve és 1 % alá csökken a csatorna vizében, tehát ezt a paramétert a monitoring során nagy biztonsággal és stabilan lehetett mérni. A vizsgált vizek vezetőképessége kiválóan mutatja az évszakos hatásokat, változásokat. Legkisebb értékeit ősszel és télen, legnagyobb értékeit pedig nyáron határozták meg (56. ábra b).). Ezek az eredmények összecsengenek a Tóth és munkatársai (2003) által mért adatokkal. Az eredmények a szikesekre jellemző nagy sótartalom nagy vezetőképességeit mutatják, amely egyes esetekben erősen ingadozik. A szikesek kialakulásában és tulajdonságaiban a vízben oldódó sók döntő szerepet játszanak. Az egész tó területén végzett méréseket elemezve azt láthatjuk, hogy a vezetőképesség az augusztusi szinthez képest szeptember és október során nem változik. Novemberi nagyobb esőzések beköszöntével csökken, amely csökkenő tendencia a téli hónapokban is tovább folytatódik, január és február hónapokban éri el az éves minimumot. Tekintve, hogy a nagy sótartalmú folyadékok sűrűsége nagyobb, mint a tiszta vízé, ezért feltehetőleg a felszíni vízminták gyűjtésekor az aktuális vízoszlop magasságából (vízmélységből) származó mintavételezési hibák is fellépnek. A vezetőképesség márciustól kezd nőni, ami azért érdekes, mert itt már elindulnak a tavaszi esőzések, amelyek a többi paraméter éves tendenciáit nézve tetten érhetők. A vezetőképesség esetében ez a tendencia hiányzik, illetve később lép fel a hígító hatás. Ennek oka az lehet, hogy amíg a frissen érkező csapadékvíz kivált szilárd halmazállapotú sókkal találkozik, addig azokat oldja és nem a sós folyadékot hígítja. Ezáltal a vezetőképesség csak lassabban csökken, sőt esetleg a kezdeti időszakban a csatornán befolyó vizekkel még sósabb víz áramolhat a területre. A vezetőképesség a legnagyobb értékeket a nyári hónapokban éri el a nagy párolgás következtében. Ennek oka egyrészt a felszínen található sós vizek betöményedése, másrészt a párolgás hatására a mélyebb rétegekből a felszín felé áramló sós talajvizek sótartalma. A csatorna területén ez a kép annyiban változik, hogy szeptemberben egy enyhe csökkenés látható, de októberben a vezetőképesség az augusztusi értékeknek megfelelő szintet éri el. Novembertől a csapadékosabb időszak beköszöntével itt is csökkenni kezd. A vezetőképesség értékek lefutása a csatorna területén egyéb tekintetben a tó teljes területére jellemző 193

194 ábra Havonkénti monitoring eredmények átlag adatai a mórahalmi Nagyszéksós-tó területén a következő paraméterekre: ph (a).; vezetőképesség (b); karbonát- (c); hidrogénkarbonát- (d); nátrium- (e), kálium- (f), kalcium- (g), magnézium- (h), valamint foszfát (i) (kék: teljes terület, piros: csatorna területe, zöld: kijelölt terület

195 tendenciákkal azonos. Egyetlen aprócska kivétel van a júniusi júliusi tendenciákat nézve. Az ok feltehetőleg egy nagyobb csapadékhullás (vihar) következtében rövid idő alatt lehulló nagy csapadékmennyiség volt, mivel ezt a vizet a csatornába vezetve és a zsilipek lezárásával a területen visszatartva a csatorna vize hígult. Ez a tendencia a ph esetében nem jelenik meg, mivel a ph a vezetőképességhez képest egy lassabban reagáló paraméter (mivel egy ph egység változásához tízszeres hígulás v. töményedés szükséges.) A vizsgált három terület közül a kijelölt belső foltban a legnagyobb a vezetőképesség. Ennek egyik oka, hogy a tó belső területén (a csatorna medrén kívül) ez a legmélyebb pont, tehát a tó többi magasabb fekvésű területéről minden erre a területre szivárog. Továbbá a vizsgált terület egy része szomszédos azzal a területtel, ahol néhány évvel ezelőtt végeztek kotrást és a mederrendezést, így a frissen feltárt mélyebb rétegekből a sók újra nagyobb koncentrációban feloldódhattak. és a terület északnyugati-délkeleti lejtése miatt a kijelölt területre mosódhattak. Annak ellenére, hogy itt mérhető a legnagyobb sókoncentráció, az éves ingadozás itt a legkisebb. Természetesen figyelembe kell venni, hogy ezek a vezetőképesség értékek egy szűkebb, egységesebb területet írnak le a tó teljes területéhez képest, tehát természetes, hogy az egymáshoz hasonló eredmények megjelenhetnek. A kijelölt területen az éves tendencia a többi területével megegyezik. A 12 hónap vizsgálat végén júliusban kicsit magasabb, mint az egy évvel korábban mért kiindulási augusztusi érték, tehát feltételezhető, hogy a nagy ariditási indexű területen a párologtatás miatt jelenleg is só felhalmozódási folyamatok játszódnak le. A havi átlagos karbonát koncentráció a tó teljes területét figyelembe véve, valamint a belső kijelölt területen az első 5 hónapban szinte együtt fut és enyhe csökkenő tendenciát mutat (56. ábra c).). A csatorna területén mért karbonát koncentrációk ~ 20 mg/l-rel kisebb értékről indulnak, és az első 5 hónapban enyhe emelkedést mutatnak. Decemberben - az 5. hónapban - a három terület átlagértékei szinte azonosak (89-95 mg/l), ezután azonban egészen más értékeket vesznek fel a havi átlagok. Az egész tóra nézve vett értékek és a csatorna értékei meredeken csökkennek, január és február hónapra elérik a minimumot (45,8 mg/l és 57 mg/l). Márciusra a csatornában a karbonát-tartalom újra meredeken nő, áprilisban pedig már majdnem eléri a decemberi kiindulási szintet (89,9 mg/l). Ezt az értéket májusban is tartja (90,5 mg/l), majd június-július hónapokra (77,4 mg/l és 80,6 mg/l) újra eléri az augusztusban mért szintet (81,5 mg/l). A teljes területre vonatkoztatott adatok februárban érik el a minimumot (57 mg/l), de nem csökkennek le annyira, mint a csatornában mérhető 195

196 értékek, a sekély vizű területekről beoldott karbonát mennyisége miatt. Április májusban érik el a karbonát-koncentrációk a maximumot (98-99 mg/l). Június és július során egy enyhe csökkenés látható (nagyobb esőzést követő mintavételezés). A karbonát-tartalom éves változása a teljes területet figyelembe véve ~ 40 mg/l. A kijelölt belső területen decembertől a karbonát-tartalom csökken, de ez a csökkenés nem olyan meredek, mint a másik két terület esetén, a legkisebb értéket is a másik két területtel ellentétben márciusban éri el (60,7 mg/l). A belső terület áprilistól júniusig szinte azonos karbonát-koncentráció értékeket mutat és csak egy kis mértékben nő meg júliusban (83 mg/l). A karbonátok oldhatóságának dinamikáját, az oldott karbonát- és hidrokarbonát-ionok koncentrációját a folyadék hőmérséklete és a kiválás-oldódás egyensúlya határozza meg. Utóbbit a szén-dioxid mennyisége is befolyásolja. A belső területen a kimért kisebb oldott karbonát- hidrokarbonát koncentrációingadozást és a kevésbé meredek ugrásokat tartalmazó lefutást valószínűleg a növények gyökérlégzéséből és életfolyamataiból felszabaduló nagyobb szén-dioxid nyomásnak okozza. A hidrokarbonát-ionok jelenléte majdnem egy nagyságrenddel nagyobb a területen a folyadék fázisban, mint a karbonát-ionoké. A teljes tóra nézve és a belső területen az első 7 hónapban együtt futnak az értékek (56. ábra d).). Ez márciustól megszűnik, a két terület külön válik. Júliusban változik ez a kép, a belső terület hidrogén-karbonát-ion koncentrációja meredeken lecsökken (654,5 mg/l). A csatornában egész évre vetítve kb. 100 mg/l-rel nagyobb a hidrokarbonát-ion koncentráció, mint a többi területen. Az oldott nátrium szempontjából válik el leginkább a három terület. A teljes tó területére jellemző átlagértékek januárig fokozatosan csökkennek, februárban érik el a minimum értéket (178,0 mg/l). Augusztustól novemberig egy enyhe csökkenés tapasztalható, decembertől pedig már egy meredekebb csökkenés a februári minimum felé. Márciusban a decemberihez hasonló hirtelen növekedés indul meg, amely áprilistól szinte azonos értékeken marad a 12. hónap végéig. Az oldott nátrium-ion koncentráció szempontjából a teljes területre nézett nátrium-dinamika a legkiegyenlítettebb. Ugyanezt a tendenciát követi, csak kisebb értékekkel (~ 90 mg/l-rel kisebb koncentráció) a csatorna vizének nátrium-koncentrációja. Ettől a tendenciától eltérés mindössze június és július hónapoknál van. A kijelölt belső terület havi nátriumkoncentráció átlagai fluktuáló tendenciát írnak le. Az első 5 hónapban szinte azonos értékekre térnek vissza minden 2. hónapban. Januártól márciusig egy hosszabb időre elnyúló minimum szakasz látható (248,5-261,7 mg/l), amely áprilisban tér vissza az 196

197 októbertől decemberig mérhető szintre (283,9-301,3 mg/l). Júliusban és a nyári hónapokban kicsit megugrik a nátrium-koncentráció a párolgás következtében fellépő oldat-töményedés miatt. Elsősorban a nátriumsók szerepe nagy a szikesek tulajdonságainak alakításában. Ezek részben oldott állapotban, részben pedig a szilárd fázisban, kristályos sók alakjában vannak jelen, vagy a nátrium ionos formában a kolloidok felületén adszorbeálva található. A nátrium e három formájának mennyisége, minősége és aránya szabja meg a szikes folyamatok jellegét és a szikes talaj tulajdonságait. A szikesség mértékének növekedésével párhuzamosan csökkennek a növények fejlődésének feltételei. A humuszosodás következménye a szikesek feltalajának viszonylag kedvezőbb fizikai állapota, de ha a nátriumsók a felszínen megtalálhatók, akkor ez a hatás elmarad. A szikesekben a szerves anyag felhalmozódásának jellegzetes formája valósul meg, mert a szikes talajokban a nátriumion hatására a szerves anyag mozgékonnyá válhat annak következményeként, hogy a humuszos szint elfolyósodó, anyaga a mélyebb rétegek felé tartó repedések mentén lehatol, a vízállásokban pedig a kolloidoldatot képző nátrium-humát barnára festi a vizet. A só-felhalmozódás általában két okra vezethető vissza: a száraz éghajlatra és a közeli talajvízszintre. Száraz éghajlat alatt, vagyis a félsivatagi és sivatagi övezetben, az évente lehulló csapadék nem elegendő ahhoz, hogy a mállás folyamán keletkező sókat a mélyebb rétegekbe mossa. Ezek csak a felszíni és a felszínhez közeli rétegek között vándorolnak lefelé vagy fölfelé aszerint, hogy nedvesebb vagy szárazabb az időjárás. Ugyanez az ok vezet a sók szelvényen belüli mozgásához is. Hazánkban és általában a mérsékelt égövben azonban nem ez a sófelhalmozódás alapvető oka, hanem a talajvíz közelsége és sótartalma. A párologtató vízgazdálkodási típus következményeként a talajszelvény sókészlete a talajvíz sótartalmából is utánpótlást nyer, mert az erőteljes párolgás és a növények párologtatása a gyökérzónába eső kapilláris övből nedvességet von el. Ennek hatására újabb vízáramlás indul meg a talajvíz felől, melynek sorsa hasonló az előzőéhez, vagyis betöményedik. A fölfelé áramló talajnedvesség víztartalma tehát a légkörbe távozik, a vízben oldott sók pedig a talajban maradnak. A kevésbé oldódó kalcium- és magnéziumsók egy része kicsapódik, így megnő a talajoldat nátriumtöménysége. A felhalmozódott sókat a kationok és az anionok minősége és aránya alapján különböztetjük meg. Így lehetnek kalcium-, magnézium- vagy nátriumsók, illetve ezen belül kloridok, szulfátok vagy karbonátok. A fizikai és a kémiai hatásokat tekintve ezek közül a nátriumos és a karbonátos sófelhalmozódás a legkárosabb. A vízben oldható sók mennyisége legtöbbször már a 197

198 feltalajban eléri a 0,3-0,5%-ot, és a sófelhalmozódás maximuma is rendszerint a feltalajban vagy a feltalajhoz közel van. A vízben oldható sók nagy része szóda, ritkább esetben konyhasó vagy nátrium- és magnézium-szulfát. Száraz időszakokban a felszínen kivirágzhat a só, növényzetére is csak a szárazságtűrő és sótűrő fajok jellemzőek. A kálium éves dinamikája kisebb különbségektől eltekintve megegyezik a nátriuméval. A nátrium- és a kálium-ionok oldatban nagyon hasonlóan viselkednek. A három vizsgált terület ellátottságának sorrendje is megegyezik, annak ellenére hogy a koncentrációk kisebb tartományban változnak, kevésbé szélsőségesek, mint a nátrium esetében. Az egyszeres és kétszeres töltésű kationok éves dinamikáját összehasonlítva azt tapasztaljuk, hogy a periódusos rendszer első főcsoportjába tartozó alkálifémek és a második főcsoportba tartozó alkáliföldfémek azonos tendenciákat mutatnak. Mindannak ellenére, hogy a kálium és a magnézium (tápelemek) koncentrációját módosítja a vizsgált területet borító növényzet tápanyagszükséglete. A nátriumból és a káliumból található több a belső területen, míg a magnézium és a kalcium jelenléte inkább a parti zónákra jellemző. A nátrium- és kálium-ionok jelenléte nagyobb töménységben a tó belső részein egyrészt a már említett tereprendezési munkálatok és térszínviszonyok miatt lehetnek. A kalcium- és magnézium-ionok jelenléte a mészkőpadok és tömörödöttebb rétegek kialakulását befolyásolja. Mindegyik vizsgált kationra jellemző, hogy többé-kevésbé lecsökken a koncentrációja a téli hónapokban, és számukra a száraz meleg időszakokban fellépő erős párolgás az egyik legerősebb koncentráció befolyásoló tényező. A kálium-koncentráció alakulására a növényzet is jelentős hatással van. A magnézium-ionok éves dinamikája a hidrogén-karbonát-ionokhoz hasonlóan egy szűk intervallumban változik. A foszfordinamikára a vizsgált területen a betelepített bivalyok vannak igen nagy hatással. Nagyobb koncentrációjú foszfátot a bivalyok kedvenc tartózkodási helyein tudtak kimutatni. A téli hónapokban a foszfát mennyisége a folyadék fázisban nemhogy nem nőtt, hanem a többi paraméterhez hasonlóan csökkent. A növekedésre annak alapján számítottunk, hogy a fagyott föld nem képes a trágyát beszívni (vö.: hígtrágya kihelyezés) tehát annak a felszíni vizekben kellene megjelennie. A csökkenés oka az lehet, hogy az igazán hideg téli hónapokban a vízi bivalyok nem tartózkodnak a tó területén (bezárják őket). A belső vizsgált terület a nádtermesztés miatt egész évben teljes egészében a bivalyoktól elzárt. Ezen a területen a legkisebb a foszfát koncentráció, de ehhez hozzá kell fűzni azt is, hogy itt a legnagyobb a növényi fedettség 198

199 (nagyobb növényi produkció), tehát a legnagyobb a foszforfelhasználás üteme is. A monitoring elején augusztusban mért koncentrációt az egy év végére júliusban mért mennyiség nem érte el, egy foszfát csökkenő tendenciát mutatott éves szinten. Az augusztusban mért legnagyobb érték szeptemberre lecsökken, közel azonos marad novemberig, majd decemberben egy újabb meredek koncentráció csökkenés tapasztalható. A legkisebb értékeket februárban éri el. A tavaszi növekedés a bivalyok kiengedésével és az esőzések megindulásával kicsit hígabb koncentráció értékeket mutat, mint a nyáron. A tó teljes területének és a belső elkerített nádas résznek, valamint a csatornának a foszfát paraméterre vett éves tendenciája megegyezik. A foszfát koncentrációja egyértelműen a csatornában a legnagyobb. Ez azzal magyarázható, hogy a csatorna vize távolabbi területekről bemosott foszfátot is tartalmazhat (műtrágyák kijuttatása, a csatorna intenzíven művelt mezőgazdasági területeken folyik keresztül) tartalmazhat, amit beszállít a tó területére, és a visszaduzzasztás miatt a foszfát nem tud tovább szállítódni, helyben használódik fel (zöldalgásodás). Az időszakosan áramló víz és a nagyobb vízmennyiség (nem tud annyira gyorsan átmelegedni a nagyobb tömegű víz) következtében a csatorna élőlényeire a szárazság következtében kialakuló nyári vegetációs stop sem hat olyan erősen, mint a többi területre. A csatorna területén a 12 hónap alatt a foszfát tartalom visszatért a kezdeti kiindulási értékre. A nitrát a monitoring során egyáltalán nem volt mérhető, minden esetben koncentrációja a kimutatási határ alatt maradt. Valószínűleg aktívan bomlik, az algák elfogyasztják és gyakorlatilag az algák szervezetében van a területen képződött - vagy az esetlegesen a tó területén kívülről bejutott - nitrát mennyisége. A csatorna területén például a víz nem melegszik át annyira, hogy az algák kipusztulásával a bennük raktározott nitrát mérhető mennyiségben felszabaduljon. Összességében elmondhatjuk, hogy az alaptendencia minden elemre nagyon hasonló. A természetes, valós különbségeken felül ezt még okozhatja az is, hogy a mintavételezés során nem az egész tavat leíró mintákat hanem csak az egyes foltokról gyűjtött mintákat lehetett elemezni. Így az eltérések sem olyan nagyok, hiszen egy jóval kisebb, egységesebb területet írnak le. 199 IV Javasolt monitoring pontok a mórahalmi Nagyszéksós-tó területére Az előző fejezetekben vázolt eredményeink alapján szeretnénk egy monitoring rendszer kialakításához javaslatot tenni (57. ábra, 157. melléklet), amely eddigi eredményeink alapján információt szolgáltat a vizsgált terület specialitásairól és

200 költséghatékony anélkül, hogy a költséghatékonyság a nyomon követés és a tudományos igény rovására menne. Az 1. ás 8. pontok a csatorna belépő és kilépő vízminőségét ellenőriznék (58. ábra). A belépő víz vizsgálatát különösen indokolja, hogy a területen megvalósult vízvisszatartási program a későbbiekben a víz utánpótlást tisztított használt vizek felhasználásával oldaná meg, wet-land terület közbeiktatásával. Feltételezéseink szerint a vízvisszatartás következtében kialakult, az E2/E3 értékekkel kimutatott frontvonal megfigyelése érdekében helyeztük el a 6., 9., 10. monitoring pontokat. A 9. és 10. pont a szinte minden paraméter esetében kirajzolódó, jellegzetes dél-keleti területről is adna információt (pl. feláramlási zóna) (59. ábra) ábra A javasolt monitoring pontok elhelyezkedése a mintaterületen A 7. pont a jelen pillanatban még használaton kívüli csónakázó tó vízminőség változását követhetnénk nyomon a használatbavételt követően, valamint a frissen kotort tómeder regenerálódási fázisairól nyerhetnénk információt (60. ábra). A 2. pont a bivalyok delelőhelyét figyelné (61. ábra), ahol vizsgálataink szerint több tényező is egyszerre fejti ki hatását (bivalyok, tanya, csatorna, mezőgazdaságilag művelt területek). A 3., 4. és 5. monitoring pontok a mezőgazdaságilag művelt területek vízminőség befolyásoló hatását figyelné a tó területén (63. ábra). A pontok

201 elhelyezésénél figyelembe vettük a felszíni és felszín alatti vizek folyásirányát. A 13., 14. és 15. megfigyelő pontok a tanyák és a hozzájuk tartozó kiskertek és szántók felöl érkező hatásokat jeleznék (62. fotó). A 11. pont az anion-kation töltésegyensúly anomáliát jelző területet mutatja, amelyet további vizsgálatoknak vetnénk alá. A 12. pont a diszpergált szerves anyagok által kimutatott területet mutatja, ahol további antropogén behatásokat is figyelemmel kísérhetnénk tekintettel az út és a környező tanyák rendkívüli közelségére (62. fotó). Jóllehet a szikes és szikes altípusú területek együttes aránya meghaladja Magyarország területének 10 %-át (Várallyay 1999), védelmük mégis igen fontos, tekintettel arra, hogy főként botanikai szempontból különleges területek, illetve a Természetvédelmi Törvény alapján ex lege védettséget kaptak. Szikes élőhelyeken bizonyítottan hatásos, fenntartható rehabilitációs eljárás (vízi bivalyok betelepítése) elsősorban vízparti élőhelyeken történő tesztelésére, tudományos alaposságú elemzésére eddig nem került sor. Ennek hiányában alkalmazása, fejlesztése, elterjesztése akadályokba ütközik. A mórahalmi Nagyszéksós-tó területét érintő sikeres bivaly rehabilitációs pilot projekttel egy időben egy másik pályázat keretén belül lehetőség nyílt a tó teljes területét érintő vízvizsgálatok elvégzésére. Mivel vizsgálataink a bivalyok betelepítését követő évben megkezdtük, ezért eredményeink lehetőséget nyújthatnak a tó területét érintő természetes és antropogén eredetű behatások feltérképezésén túl a bivalyok betelepítését követően a tó kémiai változásainak nyomon követésére; az összetett környezeti-természeti folyamatok és az antropogén természeti-gazdasági tevékenységek feltárására a kémia eszközeivel. A problémák sokrétűek, kérdés, hogy az egyedszám változásai milyen hatással lehetnek a területre, nem indulnak-e meg negatív folyamatok a természet nagyobb terhelése, vagy esetleg a hirtelen lecsökkenő egyedszám hatására (megfelelő állatlétszám beállítása). Jelen pillanatban úgy néz ki, hogy a változások pozitív irányba döntik a mérleget a tó rehabilitációját illetően, de figyelembe kell venni, hogy egy ilyen populáció nagy hatással van például a tó szerves anyag és foszfát körforgalmára. Figyelembe kell venni, hogy az állatok taposásával a környező gyepek leromlása a diverzitás csökkenéséhez vezet, egy természetes megújuló társulás megszűnik (amely a hagyományos legeltetéssel fenntartható lenne) és ezzel együtt a tavat körülvevő puffer zóna is sérül, azaz az esetleges szennyezések könnyebben a tó vizébe kerülhetnek. 201

202 ábra A csatorna belépő és kilépő vízminőségét ellenőrző 1. ás 8. monitoring pont telepítési helye 59. ábra Nagyszéksós-tó jellegzetes dél-keleti területei

203 ábra A jelen pillanatban még használaton kívüli csónakázó tó (7. pont) 61. ábra A bivalyok delelőhelye az északi parton (2. pont)

204 62. ábra A diszpergált szerves anyagok (E értékek) által kimutatott területek (12. pont) ábra Mezőgazdaságilag művelt területek közvetlenül Nagyszéksós-tó partján

205 IV Új monitoring technikák lehetséges alkalmazása A szikes tavak nagy részét - mint amilyen a 125 ha-os, időszakos vízállású Nagyszéksós-tó is - az évszakos gyors vízszintváltozás jellemzi. Nagyszéksós-tó területe a Tisza jobb-parti, Gyálai belvízrendszerén belül a Széksóstói főcsatornához tartozik. A főcsatornát a Bogárzói, a Vereskereszt, a Madarásztói, a Külsősori, a Vágói, a Halászka és a Halászka-mellék csatornák táplálják. A terület földtani adottságai következtében (kiemelt domborzati helyzet) és az aszályra hajlamos éghajlati viszonyok miatt a hátság felszíni vizekben szegény, a vízfolyások a Tisza-völgy felé futnak. A felszíni vízhálózatot természetes vízfolyások hiányában, a belvízrendezéskor kialakított csatornarendszer alkotja, de sokszor ezek is kiszáradnak. A hátság időszakos vízborítású részei a dunai hordalékanyagból felépült térszín következtében mészben és nátriumsókban gazdagok. A laposokban található pangó vizek bepárlódása miatt, nagy mennyiségben marad vissza meszes és szódás iszap, ezért a mésziszapos laposok és vakszikek jelzik a vízállásos helyeket. A csapadékosabb években számos, általában lefolyástalan kis állóvíz jelenik meg a területen. A homokbuckák és gerincek közti mélyedésekben található ún. semlyékeket nem közvetlenül a csapadék, hanem a felemelkedő talajvíz tölti meg. Mivel ezeket a tavakat felszíni vízfolyás nem táplálja, egy szárazabb évszak, vagy néhány száraz év elegendő a teljes kiszáradásukhoz. Mórahalmon - Az Új Magyarország Fejlesztési Terv keretében millió forintos összköltségű pályázat keretében egy komplex vízvisszatartási programot valósítottak meg, amely egyrészt biztosítja a megfelelő kapacitású csapadék- és belvízelvezetési infrastruktúrát a belvízkárok mérséklésére, másrészt a Nagyszéksós-tó kiegyensúlyozottabb vízháztartását idézi elő. A globális felmelegedéssel és klímaváltozással kapcsolatban tapasztalt szeszélyes időjárási viszonyok következtében időnként lezúduló nagy csapadékmennyiség elvezetése megoldottá válik, mivel a tó területe megfelelő kapacitású vízelvezetési és tározási lehetőséget biztosít. A teljes egészében uniós támogatásból megvalósult projekt keretében Nagyszéksós-tó és a hozzá kapcsolódó vízhálózati elemek rekonstrukcióját végezték el, korszerűsítették a belvíz elleni védelemmel összefüggő műtárgyakat, helyreállították a csatornákat és megépítették a hiányzó objektumokat. Mivel Nagyszéksós-tó területén értékes vizes élőhelyek találhatók, számos értékes madárfaj fészkelő- és pihenőhelyéül szolgál, ezért rendkívül fontos az élőhely természetes, illetve a természeteshez legközelebbi állapotának fenntartása, a vízi ökoszisztéma fennmaradása. Az egyre gyakoribb és egyre hosszabb vízhiányos, aszályos időszakokban bekövetkező pusztulás megállítása 205

206 érdekében a szükséges vízpótlást a többé-kevésbé természetes úton a tóba került (csapadékvíz, talajvíz, belvízelvezető csatornarendszer vize) vizek zsilipes visszatartásán kívül Mórahalom kellően tisztított szennyvizének újrahasznosításával oldanák meg. Mivel 121 hektáron egy új vizes élőhely is kialakításra került (delmagyar.hu), ezért tisztított szennyvíz nem kerül Nagyszéksós-tó területére (Krnács György - szóbeli közlés). Nagyszéksós-tó kapcsán elkerülhetetlen megemlíteni a vízibivalyok jelenlétéből származó hasznokat és környezeti terhelést. A Kiskunsági Nemzeti Parkkal közösen lefolytatott fenntarthatósági projekt keretén belül Nagyszéksós-tó nagyjából 80 ha-os súlyosan eutrofizálódott, náddal teljesen benőtt területét próbálták meg vízibivalyok (Bubalus bubalus) betelepítésével megtisztítani, amelynek célja a szikes és vizes élőhely-rehabilitáció volt. A sikeres pilot tesztek lezárásával a bivalyfarmot tovább fejlesztették, a rehabilitációs területeket megnövelték. Mára már egy kis, belső, lezárt, a védett madarak számára fészkelő helynek alkalmas terület kivételével a bivalyok a tó teljes területén előfordulnak. A területre jellemző fent vázolt okokra tekintettel különösen fontos a vízszint és a vízösszetétel lehetőség szerinti folyamatos monitoringja. Az előző fejezetekben a vízés talajminták elemzésének kiértékelése során feltárt esetleges környezetet veszélyeztető tevékenységek, források környezetében a felszíni vizek minőségét folyamatosan ellenőrizni kell. A monitoring rendszerek kialakításával, működtetésével kapcsolatos előírásokat a felelős hatóság (területileg illetékes környezetvédelmi felügyelőség) a megfelelő szakértők bevonásával határozza meg. A monitoring rendszer létesítményeinek tervezésekor, működési rendjének előírásakor az adott körülményeket figyelembe vevő rugalmas, gyakorlati szempontokat is mérlegelő módon kell eljárni. Erre vonatkozóan keretjellegű a szabályozás, hogy lehetőség legyen a tervezők, a vizsgálatot végzők és a döntéshozó hatóságok konkrét helyzethez igazodó megoldásaira. A vizsgálati pontok elhelyezkedését (EOV koordináták), a mintavétel gyakoriságát, a vizsgálandó komponensek számát, az adatszolgáltatás gyakoriságát a környezetvédelmi hatóság a vízjogi üzemeltetési engedélyben vagy más határozatban állapítja meg. A felszíni vizek védelmére vonatkozó általános jogszabályi előírások kormányrendeletben kerültek meghatározásra (220/2004. (VII. 21.) Korm. rendelet a felszín alatti vizek védelméről). A minőségre, minősítésre vonatkozó konkrét előírásokat (vizsgálandó komponensek, vizsgálati módszerek, értékelés) az MSZ számú szabvány tartalmazza. 206

207 IV A kombinált műszerekkel vizsgált monitoring pontok elhelyezése Az előző fejezetben felvázolt 15 monitoring pontot a vízvizsgálatok és az éves monitoring figyelembe vételével szakmai indokok alapján jelöltük ki (57. ábra). Ezek közül a 8. és 9. számú montioring pontot javasoljuk kombinált műszeres megfigyelésre. A szakmai indokokon kívül ezen két pont mellett további gyakorlatias jellegű okok is szólnak. Mindkét pont a bivalyoktól elzárt területen található. A 9. pont a belső madárfészkelő nádas szélén, amelynek előnye, hogy a körülötte lévő területen a bivalyok szabadon járhatnak, tehát a műszerek egy védett zónán belül kerülnének telepítésre, így a tolvajlás és egyéb vandalizmust szinte 100%-ban kizárhatjuk. Ez az előny azonban hátránnyá válik az adatok kiolvasásakor, hiszen a monitoring adatokat leolvasni kívánó személyzet számára is éppen annyira megközelíthetetlen a terep. Az alábbi fejezetekben vázolt készülékek egy része olyan formában is megvásárolható, hogy a készülék kiemelése nélkül is letölthetők és hozzáférhetők az adatok, azonban így is egy rövid időre meg kell közelíteni a műszerek telepítésére kijelölt monitoring pontot. Ez a gulyással történő egyeztetést követően történhet meg. A monitoring vizsgálatok alapján a 9. pont csak kevésbé csapadékos években kerül szárazulatra, és a visszaduzzasztott víz vonalának határára esik az áprilisi vízfelmérés alapján (18. ábra f)., 35. melléklet). A 8. pont elhelyezését többek között a terület dél-keleti lejtése indokolja. Ez az a pont, ahol a zsilipeket lezárva a vizet bent tudják tartani a tó területén. A tó északi és nyugati területeiről szinte minden ebbe az irányba mosódik. A keleti területek kissé elzártak a csatornától, mivel a csatorna kialakítása és kotrása során a csatorna keleti partjára deponálták le az iszapos anyagot. A két víztest között nagyobb vízállás esetén van csak kölcsönhatás, valamint a csatorna középső és déli harmadának találkozásánál van egy pont, ahol a gát kissé alacsonyabb és a két víz érintkezni tud. Ez a keveredés, több paraméter eloszlástérképén is jól kivehető (például 17. ábra, a)., d).; 26. és 29. melléket). A 8. pont helyezkedik el legközelebb a Monitoring és koordinációs képzési központ épületéhez, amely közelsége és felszereltsége révén alkalmas lehetne a készülékek felügyeletére. Itt megvalósulhatna a terepi készülékek leolvasása, az adatgyűjtés, esetleg a terepi készülékek online bekötése révén (wifi). A csatorna belépő pontján is érdemes lenne folyamatosan mérő műszereket telepíteni, hiszen a területre esetlegesen belépő szennyeződéseket így lehetne leggyorsabban észrevenni, azonosítani, és egy gyors reagálású válaszrendszert kiépíteni. Sajnos azonban itt nincsen olyan pont, ahol a bivalyok ne férnének hozzá a készülékekhez és itt található az egyik kedvenc tartózkodási helyük. Az emberek számára könnyen 207

208 hozzáférhetőek lennének a kitelepített műszerek, ez azonban a tolvajlás és a vandalizmus esélyeit is megnöveli. Mivel ez a legmagasabb térszín a tó területén, ezért szárazabb időszakokban innen tűnik el leghamarabb a víz, így a folyamatos vízvizsgálat ennél az oknál fogva időben is korlátozott. Mivel Mórahalom város tisztított szennyvizét (még) nem vezetik erre a területre (Krnács György, szóbeli közlés), ezért ezen a bevezető szakaszon a későbbiekben is kialakítható a monitoring pont. A vizsgált vízkémiai paraméterek eloszlástérképei alapján és a faktoranalízis eredményeinek figyelembe vételével megállapítottuk, hogy a ph, a vezetőképesség (a sós víz töményedése, só kiválás) és a szerves anyagok eloszlása (víz visszatartás) jól leírja a tó általános képét, ezért a következő fejezetekben ezen paraméterek folyamatos mérésre alkalmas műszerek telepítésének és alkalmazásának részleteit ismertetjük. IV Vízszint-, hőmérséklet-, vezetőképesség- mérés A fejezetben ismertetett készüléket talajvíz- és kutak vízszint méréséhez fejlesztették, de felszíni vizek vizsgálatára is alkalmas, tökéletesen adaptálható. Az ún. Driver segítségével végezhetők a vízszintmérések és regisztrálhatók az adatok. A Driver, a talajvíz szintjének mérését lehetővé tevő nyomásérzékelőből (szenzor), hőmérséklet érzékelőből (szenzor) és a mérések rögzítését szolgáló nem illékony belső memóriából, valamint akkumulátorból áll. A Driver egy önálló, és a felhasználó által programozható adatgyűjtő. A vízszint és a hőmérséklet mérésére több Driver típus is alkalmazható. Az ún. BaroDriver segítségével a légköri nyomásváltozást lehet mérni ábra A nyomást, a hőmérsékletet, valamint a vezetőképességet érzékelő adatgyűjtő egység, az ún. Driver (11) Az ún. MiniDriver képviseli az alapverziót. Ezzel az adatgyűjtővel gazdaságosan és hatékonyan mérhető és figyelhető a víz szintje és hőmérséklete. Az ún. CeraDriver kerámia tokozású és kiválóan alkalmas enyhén sós (brackish) és tengervízben való mérésekre. A CeraDriver nagyobb funkcionalitású, és kétszer akkora memóriával rendelkezik, mint a MiniDriver és eseményalapú méréseket is végezhetünk vele. Ebben

209 az esetben a Driver csak akkor regisztrálja a mérést, ha az a felhasználó által megadott százalékos mértékben tér el az előző mérés értékétől. A vizsgált területen ez a készülék jelenti minden tekintetben az optimális választást. A Driver-ek a víznyomás mérése révén mérik a vízoszlop magasságát. Ha a Driver a víz szintje felett található, akkor egy barométerhez hasonlóan a légköri nyomást méri. A víz szintje alatt ehhez hozzáadódik a víz nyomása: minél nagyobb a vízoszlop, annál nagyobb a nyomás. A mért nyomás alapján, megállapítható a Driver szenzorja feletti vízoszlop magassága. A BaroDriver segítségével a légköri nyomás változását lehet regisztrálni az egyes mérési területeken. A légköri nyomásváltozások miatti kompenzáció gyorsan elvégezhető a Driverekkel szállított szoftverekkel. A kompenzált értékeket valamilyen referenciaponthoz viszonyíthatjuk, mint pl. a kútfej teteje, vagy valamilyen általános referenciaszint (pl. tengerszint). Mindegyik Driver méri a talajvíz hőmérsékletét. Ez az adat információt szolgáltathat a talajvíz áramlási irányáról is, tehát akár a szennyeződés lehetséges terjedési irányáról. A hőmérséklet mérése egy félvezető típusú szenzorral történik. A hőmérsékletet nem csak méri a műszer, hanem azonnal kompenzálja is a nyomás-szenzor által mért nyomásértékeket. A Driver egy henger alakú tokban található műszer, amelynek a tetején egy felfüggesztő szem található. A lecsavarozható szem a Driver-nek a kútban való elhelyezését és az optikai csatlakozó védelmét szolgálja. A karbantartást nem igénylő elektronika, a szenzorok és az akkumulátorok ebben a tokban találhatók. A Driver 300 m tengerszint alatti magasságtól 5000 m tengerszint feletti magasságig bárhol használható. Javasolt viszont, hogy az egy hálózatban lévő Driverek és BaroDriverek azonos magasságban legyenek. A szállítást megelőzően, mindegyik Driver-t egy jól meghatározott eljárás keretében beállítják és tesztelik. Az egyik legfontosabb teszt a kalibráció. A Driver nyomást mér, és centiméterekben kifejezett nyomásra (cmh 2 O) kalibrálják. A cmh 2 O-ban kifejezett nyomás, definíció szerint az alábbi képlet alapján fejezi ki a nyomást: 1mbar = 1,01972 cmh 2 O vagy 1cmH 2 O = 0, mbar A kalibrációs eljárás alatt a Driver-t teljesen elmerítik egy vízzel teli fürdőben. A fürdőben a víz hőmérsékletét 15 o C-ra és 35 o C-ra stabilizálják, és a Driver-t mindkét hőmérsékleten kalibrálják. Mindkét hőmérsékleten egy sor emelkedő és csökkenő értékből álló nyomásváltozást alkalmaznak, amelynek a teljes mérési tartomány 10 %, 30 %,50 %,70 % és 90 % értékeit képviselik. A Driver akkor kerül jóváhagyásra, ha az minden specifikációnak megfelel. Kérésre a Driverrel gyártói igazolást is biztosítanak, 209

210 és igény esetén elküldik a megrendelőnek a gyártó kalibrációs jegyzőkönyvét. A Drivereket csak a Schumberger Water Services kalibrálhatja, amennyiben a mérési értékek gyanúsak, a felhasználó csak tesztméréseket végezhet. A driver típusok az alábbi általános specifikációknak felelnek meg ( (29. táblázat): Tárolási/szállítási hőmérséklet - 20 o C o C (befolyásolja a telep élettartamát) Tokozás anyaga rozsdamentes acél/zirconia (ZrO 2 ) Nyomás-szenzor anyaga Al 2 O 3 Felfüggesztési szem/orrkúp anyaga akulon (megerősített üvegszál) Kommunikáció optikailag leválasztott Memória kapacitás ezer mérés Memória Nem illékony memória. Egy mérés dátum/ idő/ szint/ hőmérséklet adatokból áll. Mintavételi gyakoriság 0,5 másodperc - 99 óra Mintavételi módok fix/esemény alapú Akkumulátor élettartam 10 év, használattól függő Elméleti kapacitás 5 millió mérés, 500 memória kiolvasás, 500 programozás Óra pontossága jobb, mint +/- 1 perc/év 25 o C-on; jobb, mint +/- 5 perc/év a kalibrált hőmérséklet tartományon belül * A Driver mindig aktív. A belső tápegység csurgalékárama a hőmérséklet függvénye. A Driver magas hőmérsékleten való tárolása, vagy huzamosabb ideig való szállítása negatívan befolyásolja a telep élettartamát. ** Az óra pontossága erősen függ a hőmérséklettől táblázat A Driverek általános specifikációi A Driver a hőmérséklet méréseire az alábbiak érvényesek (30. táblázat): Mérési tartomány Üzemelési hőmérséklet Pontosság Felbontás Reakcióidő (90%) - 20 o C o C 0 o C o C +/- 0,1 o C 0,01 o C 4 perc 30. táblázat A Driver hőmérséklet mérési adatai A levegő- és a víznyomás-mérési specifikációk szintén Driver típusonként változnak (31. táblázat). Tartomány Jellemző pontosság Maximális pontosság Hosszú-távú stabilitás Felbontás Maximális nyomás *FS- Full Scale (teljes tartomány) mh 2 O +/- 0,05-0,15 % FS +/- 0,2-0,3 % FS +/- 0,2-0,4 % FS 0,25-2 cmh 2 O mh 2 O 31. táblázat A Driver levegő- és a víznyomás-mérési specifikációi

211 A BaroDriver mérési jellemzői (32. táblázat): Tartomány Jellemző pontosság Maximális pontosság Hosszú távú stabilitás Felbontás Maximális nyomás 150 cmh2o +/- 0,5 cmh2o +/- 2,5 cmh2o +/- 3 cmh2o 0,25 cmh2o 1,5 mh2o 32. táblázat A BaroDriver mérési jellemzői A Driver telepítése során a normál Driver-en kívül mindegyik mérési területen egy BaroDrivert is fel kell szerelni, amely a légköri nyomást méri. A légköri méréseket a Driver méréseinek a légköri nyomásváltozás miatti kompenzálása végett kell végezni. Erre a célra javasoljuk egy BaroDriver alkalmazását. Elviekben egy 15 km sugarú körön belül elégséges egy BaroDriver (függ a területi sajátosságoktól). Normál körülmények között a Driver-t a vízszint alá kell elhelyezni. Az elhelyezési mélység függ az eszközök mérési tartományától. Először a legkisebb vízszint alapján állapítsuk meg a nyújthatatlan felfüggesztő kábel szükséges hosszát és vágjuk le a kábelt legkevesebb erre a hosszra. Megjegyezzük azonban, hogy további kábelhosszra van szükség a kábel hurkolók segítségével történő rögzítéséhez. Ezután a dróthurkoló bilincsek segítségével rögzítsük a kábel két végét a megfigyelőkút kútsapkájához, illetve a Driver rögzítő szeméhez. Ahhoz, hogy meg tudjuk állapítani a Driver szenzorjának helyét a vízben, nem elég csak a kábel pontos hosszának az ismerete, hanem tudnunk kell a szenzor helyét is. A Drivert telepíthetjük adatkábel segítségével is, ez lehetővé teszi a Driver kiolvasását közvetlenül a vízfelszínen. Kutakban a Driver telepítésekor ügyelni kell arra, hogy a víz szintje megemelkedik (illetve amikor a Drivert eltávolítjuk, a vízszint ideiglenesen kis mértékben lecsökken), de egy nagy víztömegű, nyílt vízfelülettel rendelkező tó (csatorna) esetében ezzel nem kell számolni. Szoftver segítségével hozzárendelhetjük a kiolvasott értékeket a referenciaponthoz. A BaroDriver-t úgy kell telepíteni, hogy minden körülmények között csak a légköri nyomást mérje. A Driverek nagy része rozsdamentes acélból készül, ami nem megfelelő enyhén sós és/vagy tengervízben való alkalmazásra, mert a készülék korrodálódásához vezethet. Korróziót nem csak az egyszerű sótartalom okozhat, hanem a víz összetétele és az összetételhez párosuló hőmérséklet befolyása is. Mint azt már korábban is felvetettük, a vizsgált szikes terület esetében a cirkónia kerámiából készült Driver a legalkalmasabb. Elvileg a Driver nem igényel karbantartást. Ha szükséges, egy puha ruhával töröljük le a tokját. A vízkövet, 211

212 vagy más lerakódásokat nagyon híg ecetsavas vagy foszforsavas oldattal távolítsuk el úgy, hogy a Drivert egy kis ideig az oldatba helyezzük. Az áramlási nyílást öblítsük le vízzel, vagy erősen híg ecetsavas vagy foszforsavas oldattal. Csak akkor használjunk savas oldatokat, ha a driver erősen szennyezett, és más tisztítási módok nem vezetnek eredményre. Soha ne használjunk kemény keféket, csiszoló vagy éles eszközöket a driver tisztítása során és mindig öblítsük le a drivert tiszta vízzel, különös tekintettel a nyílásokra. A Driver adatainak leolvasásához a készüléket először számítógéphez kell csatlakoztatni. Az adatletöltés annak függvénye, hogy az eszköz hogyan került telepítésre a megfigyelőkútban. Egy acélkábelre függesztett Drivert előbb minden esetben ki kell emelni a megfigyelőkútból, majd ezután a kiolvasó egységen keresztül az adatok laptopra, vagy palmtopra olvashatók. Az egyszerű huzal használatával tovább csökkennek a költségek, és lehetséges a rejtett, zárt elhelyezés, az esetleges rongálások ellen. A kiolvasó egység a számítógéphez USB vagy a COM porton keresztül csatlakoztatható. Az egység alkalmas minden Driver típushoz és USB csatlakozóval ellátott. A Driver telepének élettartama a gyakorlat szerint nagyjából 10 év, de ez függ a mérési sűrűségtől, a kiolvasási és a programozási ciklusoktól és a Driver típusától. Ha a Driver-t felszíni vízben használjuk, fontos, hogy elégséges vízáramlás legyen a Driver szenzorjai körül. Ezáltal megelőzhető a cső eltömődése és biztosítható hogy a driver ténylegesen a körülötte lévő vizet mérje és nem a csőben magában lévő pangó vizet. Javasoljuk, hogy legalább 2 coll átmérőjű csövet használjunk, amelynek nyílásait lehetőség szerint alga és egyéb növényi populációktól mentesen kell tartani. Ha acélcsövet használunk, amelyben egy 1 collos cső van a driver részére, lehetővé tehetjük, hogy a Driver mérési pontja kinyúljon a belső csőből azért, hogy a Driver szenzorja kapcsolatban legyen a vízzel. Telepítsük a karót, amelyhez rögzítjük a csövet úgy, hogy a Driver a legnagyobb mélységet és vízáramot tudja kihasználni (a vízfolyás közepén). A vandalizmus megelőzése érdekében használhatunk egy zárható fedelű acélcsövet. Bizonyos készülékekben az adatrögzítő egység, az elem, valamint a nyomás- és hőmérséklet-szenzor egy nagyon kicsi (mindössze 22 mm x 125 mm méretű és ~ 160g tömegű), minimális karbantartást igénylő házba van beépítve. A szigetelt, vízhatlan kialakítás védelmet nyújt a szivattyú hibája vagy villámcsapás okozta áramimpulzusok ellen, valamint jelentősen leegyszerűsíti a karbantartást. A teljesen automatikus, könnyen programozható készülék tetszés szerinti időintervallumonkénti méréseket tesz 212

213 lehetővé akár 0,5 másodperces mintavételi sűrűséggel. A nem-körbeforduló memória révén kizárt az adatok felülírása. Az egyszerűen kezelhető szoftver segítségével logaritmikus és eseményfüggő mintavételezés is beállítható. Felhasználási területei: szivattyútesztek és visszatöltődés mérések, vízgyűjtő medencék és beszivárgási területek vizsgálata, folyók, tavak és víztározók szintmérése, barlangi vízállások folyamatos rögzítése, kikötők valamint ár-apály fluktuáció monitoringja, mocsarak és csapadékvíz lefolyás monitoringja, hosszú idejű vízszintmegfigyelések, felszín alatti vizek szintjének (intenzív) regisztrálása. Ezek közül a vizsgált területre a folyók, tavak és víztározók szintmérése, valamint a mocsarak és csapadékvíz lefolyás monitoringja közvetlenül használható, és a többi is többé-kevésbé adaptálható. A készülékekhez telemetrikus rendszereket is kialakíthatunk. Ezek egyike az AMP analóg celluláris rendszer, mely széles területű, nagy távolságú telemetrikus lefedettséget tesz lehetővé. Ez a felhasználó által vezérelt központi számítógépes rendszerrel történő használatra lett kifejlesztve. A szoftver max. 100 távoli készüléket tud vezérelni, különböző szelektálható automatikus mintavételi időprogramokkal, valamint felső és alsó vízállás riasztással. A nyomás, és hőmérséklet adatokon kívül a vezetőképesség adatok rögzítésére is lehetőség van, így a hőmérséklet-kompenzált vízszint és vezetőképesség, valamint a hőmérséklet megjeleníthető. A mintavétel történhet időben lineárisan, vagy eseményfüggően, maximum háromszor adat tárolásával. A készülékek asztali vagy hordozható számítógép és egy optikai olvasóegység segítségével programozhatók, a számítógép órájával összehangolhatók. A mérés azonnali vagy későbbi időpontban történő indítása is programozható. Az elem várható élettartama 8-10 év a mintavételi sűrűség függvényében; a hátralevő élettartamot a program kijelzi. A szoftver DOS valamint Windows95 és annál újabb operációs rendszerekhez áll rendelkezésre. A szoftver lehetővé teszi az adatok azonnali megtekintését grafikon vagy diagram formátumban, vagy az adatok egyszerű letöltését későbbi felhasználásra, valamint a táblázatba, vagy adatbázisba történő exportálást további feldolgozás céljából. Utóbbi kísérleti mérésekhez, modellezéshez elengedhetetlen, mivel az adatokat más szoftverek számára elérhetővé és olvashatóvá kell tenni. Mivel a készülékek nemcsak azonnali indítással mérnek, hanem lehetőség van a későbbre időzítésre, ezért a vízszintmérők előre programozhatók, és elegendő ezt követően későbbi időpontban a helyszínre szállítani őket. Időzített indítás esetén a készülék nem használ fel memóriát a mérés kezdete előtt. Azonnali indítás esetén az adatgyűjtő már a telepítést megelőzően működni kezd. A készülék a gyűjtött adatokat 213

214 egészen az újraprogramozásáig megőrzi. A mérés megkezdésekor viszonyításként valamennyi kútban manuálisan meg kell mérni és feljegyezni a vízszinteket. A standard nyomás- és hőmérséklet-érzékelőn kívül vezetőképesség-szenzorral is rendelkező készülék kitűnően használható a következő esetekben: szennyezőcsóva megfigyelése, kármentesítés, sós víz betörés megfigyelés, hulladéklerakókból, meddőhányókból, raktárakból, tartályparkokból, stb. történő elszivárgás követése, mezőgazdasági és csapadékvíz lefolyás követés, sózásos nyomjelzési vizsgálatok. Ezek közül a vizsgált területre a mezőgazdasági és csapadékvíz lefolyás követés, valamint a szennyezőcsóva megfigyelése adaptálható. Közvetlen adatkábel használata akkor szükséges, ha a terepen közvetlenül mérjük a valósidejű adatokat, illetve a mérőeszköz vízből történő kiemelése nélküli kommunikációra van szükségünk. A közvetlen adatkábel alsó végén egy miniatürizált infravörös optikai olvasó található (RS232). A készülék tetején található sapka eltávolítása után, annak helyére csatlakoztatható az adatkábel. Az adatkábel felső végén egy infravörös csatlakozó található, mely egy PC adatkábel segítségével csatlakoztatható a hordozható számítógéphez. Ily módon lehetővé válik az adatok megtekintése, letöltése és/vagy a készülék terepen történő programozása. Ezzel a technikai megoldással a zárt, vízhatlan, légkábeltől és elektromos kábel-csatlakozástól mentes készülék valamennyi előnyét megőrizték. Az adatgyűjtő továbbra is védett marad valamennyi elektromos interferenciával szemben a Faraday-cella hatás révén, valamint minimálisak a kábelkezelési problémák is. Infravörös adatátvitel nagy előnye, hogy nincsen légkábel, így nincsenek párakondenzációs, elfagyási vagy egyéb hasonló problémák, és a Faraday-cella elvén védett az áramimpulzusoktól (pl. villámlás). Közvetlen adatkábel a következő szabvány méreteken kívül (15 m, 30 m, 60 m, 80 m, 100 m) egy adott megfigyelési helyhez jobban alkalmazkodó egyéb hosszúságban külön megrendelésre készíttethető. A kábelek egy helyen, az adott hosszúságnál vannak jelölve. A 2,54 mm-es átmérőjű kábel HDPE burkolattal van ellátva, hogy erős és tartós legyen. A szabványos rozsdamentes acélból készült vezetőér révén a pontosságot a kábel nyúlása sem rontja. A készülékek felfüggeszthetők egy egyszerű huzal segítségével is. Ez egy nagyon olcsó megoldás a telepítésre. A készülékek vízoszlopmagasságban (cm) kifejezett abszolút nyomást mérnek (a víz nyomása + a légnyomás). A vízszint változás meghatározásának legpontosabb módja, ha a mért értékeket egy mért légnyomás értékekkel kompenzáljuk. Ezzel a módszerrel elkerülhető az időeltolódás a kompenzáció során, illetve bármely más hiba, 214

215 melyet a légzőkábel nedvesedése, párakondenzációja, elfagyása, megtörése, illetve sérülése okozhatna. A szoftver használata leegyszerűsíti a vízszint- és légnyomásmérések összehangolását, a kihelyezett víznyomás- és légnyomásmérő készülékek időben szinkronizált adatainak felhasználásával. Végeredményként még megbízhatóbb, nagyobb pontosságú vízszintadatokat kapunk, mint légzőkábeles műszerek használatával. A készülékek -20 o C-tól 80 o C-ig terjedő üzemi hőmérsékletének következtében nem jelent gondot az éves hőingadozás. Ha a monitoring pontban a víz eltűnik, a felszín kiszárad és felforrósodik, a felszín hőmérséklete a 80 o C-os határt akkor sem lépi át. Ennek ellenére ha mód van rá (hozzáférhető a monitoring pont) érdemes a készüléket begyűjteni és hűvösebb helyre szállítani, mert a memória és az akkumulátor élettartalma a hőmérsékleti szélsőségek fellépésekor csökken. Ugyanez igaz a téli napokon is, amikor a hőmérséklet -20 o C alá csökken. Természetesen ez is csak abban az esetben jelent problémát, ha a készülék a felszín közelében, esetlegesen fagyott rétegben van, a mélyebb rétegek nem fagyott vizeiben a víz hőkapacitása miatt ezzel nem kell számolni. IV A ph mérés A ph mérést külön csoportba vettük, mert sajnos ezen paraméter esetében nem áll még rendelkezésre olyan jól kidolgozott terepi mérőrendszer, mint amit az előző fejezetben láthattunk a nyomás, hőmérséklet és vezetőképesség mérésére. A vizsgált terület statisztikai elemzéseiben a faktoranalízis során a ph másik csoportba sorolódott, mint a vezetőképesség. A ph-mérések végrehajtásához szükséges mérőcella kialakításához mérő- és vonatkozási elektródra van szükség. Például a Radelkis úgynevezett kombinált elektródjai ezt a két elektródot összeépítve tartalmazzák. 215 A vonatkozási oldat összetétele 1 mol/dm 3 KCl KCl és Na-karboximetilcellulóz tartalmú, speciális, kis kifolyási sebességű oldat KCl és KNO 3 tartalmú, speciális, diffúziós-potenciál mentes oldat 33. táblázat A különböző típusú kombinált ph-elektródok töltőoldatának összetétele A ph-elektródok töltőoldatainak összetételét úgy alakították ki, hogy a leggyakrabban használt mérőcellák esetén (telített kalomelelektródra, vagy 1 mol/l kálium-klorid vonatkozási oldatot tartalmazó ezüst/ezüst klorid elektródra vonatkozóan) ph=7,0

216 pufferoldatban a cellafeszültség 0 + /- 50 mv legyen. A különböző típusú kombinált phelektródok töltőoldatának (vonatkozási oldat) összetételét a fentebbi táblázat tartalmazza (33. táblázat). Az elektródtest és a kábel zsinórmenetes csatlakozóval kapcsolható össze. Az összecsavarás előtt távolítsuk el a kábel és az elektród végéről a védő- illetve a zárókupakot. Minden alkalommal győződjünk meg arról, hogy az elektród a szállítás és a mérések során nem sérült-e meg. Az első használatot, és a későbbiekben egy-egy hosszabb állás követően az elektród érzékelő elemét (gömbjét) áztassuk kb. 24 órán át kb. 0,1 mol/l koncentrációjú sósav-oldatban (kombinált elektród esetén ügyelve arra, hogy a kerámiaszűrő legalább 3 mm-rel a sósav szintje felett legyen), majd alapos desztillált vizes öblítés után újabb 24 órán át desztillált vízben. Ezt követően az elektród mérésre kész. (Ha megelégszünk korlátozott pontosságú eredményekkel akkor az áztatási idők lerövidíthetők, és a sósav is helyettesíthető olyan pufferoldattal, melynek ph-értéke közelítőleg a minták várható ph-tartományának közepébe esik. Az áztatás hatékonysága növelhető, ha nem csak egy, hanem több, különböző ph-jú pufferoldatot váltogatva használunk.) A mérések megkezdése előtt feltétlenül ellenőrizzük, hogy a vonatkozási elektród töltőoldata (vonatkozási oldat) elegendő-e. Ideális esetben a szint a feltöltő nyílás alatt kb. 5 mm-rel helyezkedik el. Szükség esetén pótoljuk a hiányzó oldatot. Ezt a későbbiekben is a hőmérsékleti viszonyoknak megfelelően ellenőrizzük. A mérőcella elektrokémiai és a mérőkészülék elektronikus paramétereinek összehangolására (az illesztésre; közismertebb, de nem egészen helytálló néven kalibrálásra) legalább két, ismert ph-jú pufferoldatot kell használni. Általános szabálynak tekintsük, hogy az elsőként használt oldat ph-értéke a minták várható ph tartományának megközelítőleg a közepébe essék, a második oldat ph-ja pedig kb. 0,5-2 ph egységgel térjen el ettől. A mérések pontossága a kalibrálások számának sűrítésével fokozható (pl. óránként). Természetesen ez a terepi viszonyok között nem kivitelezhető, de a folyamatos ph mérés és adatgyűjtés időszakában félnapi, napi rendszerességgel elvégezhető. Laboratóriumi körülmények között, ahol a mérendő oldatok ph-ja nagy intervallumot ölel fel, az első oldattal sűrűbben kalibráljunk (célszerűen egypontos kalibrálás, félóránként; kétpontos kalibrálás vagy több pontos kétóránként). A kalibráló oldatok hőmérséklete lehetőleg azonos legyen a mérendő oldatok hőmérsékletével. A kalibrálások (és természetesen a későbbi mérések) közben a ph-elektród érzékelő eleme (gömbje) és a vonatkoztatási elektród kerámiaszűrője merüljön az oldatba. A laboratóriumban a méréseket akkor tekintjük befejezettnek, ha a mért érték kb. 15 mp- 216

217 en keresztül nem mutat észrevehető változást. Korszerű készülékeknél az ún. beállításfigyelő egység küszöböli ki az esetleges szubjektív leolvasási hibát. A regeneráláshoz, vagy hosszabb tároláshoz a vonatkozási oldathoz hasonló összetételű oldatba merítsük az elektródot úgy, hogy a kerámiaszűrőt éppen ellepje (ez általában 1 mol/dm 3 koncentrációjú kálium-klorid oldat). A regenerálást érdemes terepen a készülék ellenőrzésekor szinte minden alkalommal elvégezni, a nagy nátrium-ion koncentrációjú, nagy sótartalmú, lúgos karakterű víz - az elektród üvegelemeinek felületére tett - negatív hatásai miatt. Ha az elektród bármilyen oknál fogva hosszabb ideig (napokig) légszáraz állapotban maradna, akkor az előkészítő műveleteket (sósavas áztatás) meg kell ismételni. A fehérjetartalmú oldatokban az elektród válaszideje megnövekedhet (csak percek alatt stabilizálódik az eredmény). A fehérjeszennyezéseket pepszin-tartalmú tisztítóoldattal távolítjuk el. Ezt a műveletet célszerű néhány órán át (desztillált vízzel történő néhányszori öblítéssel megszakítva) végezni. Savat nem érdemes alkalmaztni, mert ráégetheti az üvegfelületre a szerves szennyezőket, illetve a mechanikai tisztítás is kerülendő az elektród üvegfelületének sérülése miatt. Esetünkben ilyen jellegű problémát az üvegeletródon az algák megtelepedése okozhat. A szulfidion-tartalmú minták a vonatkozási elektród kerámiaszűrőjét eltömhetik. Ez az eltömődés karbamid-tartalmú oldattal szüntethető meg. Az olajszennyezés alkoholos vagy acetonos öblítéssel távolítható el. A szennyeződés eltávolítása után az elektródot ne hagyjuk a tisztító (öblítő) oldatban, hanem ismételjük meg az előkészítő műveleteket (sósavas áztatás)! A kerámiaszűrőbe tapadt esetleges makacsabb szennyezéseket (pl. oldhatatlan csapadék) csiszolókővel (vagy gyémánt tűreszelővel) óvatosan távolítsuk el. A Radelkis ph mérő működési adatait az alábbi táblázat tartalmazza (34. táblázat): 217 Működési tartomány 0-14 ph Reprodukálóképesség: + /- 0,03-0,05 ph Ellenállás: maximum 400 MOhm (25 o C) Működési hőmérséklet tartomány 5-60 o C Válaszolási idő (pufferoldatban, ph 2-10) maximum 10 s Élettartam minimum 1 év 34. táblázat A ph mérő működési adatai Az előző fejezetben említett készülékkel ellentétben a ph-mérő üvegelektródja nem olyan stabil, időben változékony, gyakori kalibrálást és regenerálást igényel. A vizsgálni kívánt területen ez különösen fontos, hiszen a víz nagy só-tartalma, nagy nátrium-ion tartalma és lúgos karaktere mind negatív irányba befolyásolja a mérések

218 pontosságát. A készülék az előző fejezetben vázolt mini készülékeknél nagyobb méretű. Elhelyezését nemcsak biztonsági okokból, hanem a készülék gyakori ellenőrzése és adatleolvasása miatt is gondosan meg kell tervezni. A ph értékek a 12 hónapos monitoring időtartalma alatt a teljes tóra nézve ph 8,4 + /- 0,37 volt, a csatorna vizére nézve pedig ph 8,7 + /- 0,08, tehát nincsen akkora évszakos változás, amely miatt a ph folyamatos egészéves megfigyelése szükséges lenne. Időszakos monitoringja azonban mégis lényeges, hiszen a visszatartott víz, a csatornán beérkező többlet víz és egy csapadékosabb év együttesen előidézhetik a tó vizének kiédesülését, amely a növényvilág szinte teljes megváltozásával jár, kiszorulnak a szikesekre jellemző fajok és a természetes ex lege védett szikes társulások egyes területekről eltűnhetnek. Ezt a folyamatot a ph megfigyelésével detektálni tudjuk még azelőtt, hogy a növényzet összetétele megváltozna, tehát a detektálást követően még van idő arra, hogy a szakértők tervet dolgozhassanak ki a probléma megszűntetésére, vagy a folyamat lassítására. IV A vízben diszpergált szerves anyag mérése Mint azt az Eredmények fejezet 18. ábráján ( melléklet) láthatjuk és a Kiértékelésben (IV alfejezet) kifejtettük az UV-VIS mérésen alapuló diszpergált szerves anyag mérése hasznos képet ad a tóról. A szervetlen paraméterek eloszlástérképeihez hasonló ábrákat kapunk a 370 nm alatti hullámhosszakon mért abszorbanciák eloszlástérképeit ábrázolva. A hullámhossz növekedésével csökken a térképek részletgazdagsága. A víz mozgásáról, a zsilip lezárását követő visszaduzzadásának mértékéről, a duzzasztott víz vonaláról a több hullámhosszon lemért abszorbanciák arányainak eloszlástérképei adnak bővebb információt. Ennek oka nagy valószínűséggel a magasabb vízállás miatt megváltozott biológiai produktum megváltozása, mivel megnő a vízben diszpergált szerves molekulák mennyisége. UV-VIS készülék alkalmas mind a rutin, mind a speciális spektroszkópiás feladatok teljesítésére. Újszerű optikai rendszert alkalmaz, amely az optikai elemek számának minimalizálásával csökkenti a szórt fényt és növeli a megbízhatóságot. A mintatér teljes körű és rugalmas mintakezelés tesz lehetővé, 100 mm-es küvettáktól a mikroküvettákig, valamint átfolyós küvetta alkalmazására is alkalmas lehet. Pásztázásra (scan üzemmód) átfolyós küvetta alkalmazása mellett nincsen szükség. Mindegyik készülék teljes kinetikus mérési lehetőséget tartalmaz, és általában a Peltier küvettatokkal együtt az időfüggő reakciók teljes elemzését lehetővé teszi. A beépített 218

219 hatékony szoftver segítségével a nemlineáris eredményeket adó módszerek is alkalmazhatók. Normál használat esetén csak minimális rutin karbantartást igényel. A készülék specifikációját abszorbancia üzemmódban a 35. táblázat tartalmazza. Tartomány -3,000-3,000 A Felbontás 0,001 A Fotometriás pontosság +/- 0,005 1,0 Abs Eltolódás < +/- 0,001 Abs/óra 15 perces bemelegítést követően Hullámhossz Tartomány nm Felbontás 0,1 nm Pontosság +/- 1,0 nm Sávszélesség 5 nm Max. pásztázási sebesség 1400 nm/min Kimenetek Analóg/RS232 soros Fényforrás Deutérium / W-halogén Bemenő feszültség 115 V ~/230 V~ +/- 20% Méret 520 x 330 x 180 Súly 15 kg 35. táblázat Az UV-VIS készülék specifikációja abszorbancia üzemmódban Az önteszt során a műszer memóriája és a lámpák kerülnek ellenőrzésre. Hullámhossz kalibráció történik a 0 nm-hez tartozó csúcs megkeresésével, megtörténik a kiindulási alapvonal felvétele. A koncentráció számítása az abszorbancia értékének egy faktorral történő megszorzásából és egy, a felhasználó által beállított offset értéknek a hozzáadásával történik. A leolvasott érték a beépített csatlakozón keresztül kiolvasható. A több hullámhosszon mérés üzemmód lehetővé tesz két, a felhasználó által választott hullámhosszon végzett transzmittancia, illetve abszorbancia mérést. A készülék a két leolvasás különbségét és arányát is elraktározza. Ennél az üzemmódnál a kalibrálás is automatikusan a két kiválasztott hullámhosszon történik. A kinetika üzemmód lehetővé teszi a kinetikus sebességméréseket. Ez a zsilip megnyitásakor, vagy valamely nagyobb vízáramlás elindulásakor lehet hasznos. A kinetikus üzemmód használatával, illetve átprogramozásával érhetjük el, hogy a számunkra érdekes diszpergált szerves anyag abszorbancia változását követni tudjuk az idő függvényében. A felhasználó adhatja meg a kinetika idejét és futásidejét. Alternatív lehetőségként, a kinetika futásidő beállítható úgy is, hogy leálljon akkor, ha az abszorbancia egy előre beállított érték alá, ill. fölé esik. Ez a beállítás azért lehet nagyon fontos, mert ha a detektor elmozdítás, mintatér sérülés stb. miatt fényt kap, vagy az átfolyós küvetta mintaterében valami fennakad, beletelepszik (alga, állat stb.), akkor a felesleges mérések elkerülése és a lámpák élettartamának növelése végett a készülék nem mér tovább. Tehát a készüléket 219

220 élővizekben csak szakaszosan használhatjuk, és terepre történő kitelepítése hosszabb időre csak folyamatos nagyon szigorú ellenőrzés mellett lehetséges. A készülék lehetővé teszi egy UV lámpa kímélő menü elérését. Ez bekapcsolja ill. kikapcsolja a lámpa kímélő üzemmódot. Bekapcsolt állapotában a deutériumlámpa csak akkor kapcsol be, ha a hullámhossz az itt beállított hullámhossz alá esik. A menüpont kikapcsolt állapotában a deutérium lámpa folyamatosan be van kapcsolva. "Koncentráció" üzemmódban lehetőségünk van kalibráló standard megadására, így a mért abszorbancia ezen standardra lesz kalibrálva, kiszámítva azt a szorzófaktort, amellyel a kalibráló standard koncentrációja előállítható. Az általunk mérni kívánt természetes vízben diszpergált szerves anyag mennyiségének meghatározására érdemes kalibráló anyagként az ilyen típusú szerves anyag kutatásában élenjáró International Humic Substances Society (IHSS) - kutatókat a világ minden tájáról magába tömörítő - szervezet által elismert standard anyagokat használni. A készülék zajszűrője is roppant hasznos funkció. A zajszűrő kikapcsolt állapotban a pásztázást követő statisztika minden szélsőértéket (csúcs, ill. minimum) tartalmaz. Ha a zajszűrő finom, közepes, illetve durva állásban van, akkor a pásztázás teljes y- tartományának (a legmagasabb csúcs és a legmélyebb minimum közti távolság) adott százalékánál kisebb mértékben eltérő csúcsok és minimumok nem jelennek meg a statisztika táblázatban. A szűrő durva állásban még több csúcs és minimum nem jelenik meg a táblázatban. Csak a 10%-os eltérést meghaladóak jelennek meg, míg ez az érték közepes állásban 5%, finom állásban 1%. Ennek ellenére azt javasoljuk, hogy bárminemű szűrést inkább az asztali számítógépen végezzünk az adatok leolvasását követően, ne bízzuk ezt a készülékre, nehogy esetleg hasznos információk vesszenek így el. Valamint a zaj növekedése hasznos információt adhat például a küvetta elalgásodásának mértékéről. A készülék az adatokat a statikus memóriában tárolja. Ha az eredmények tárolása egy korábban tárolt eredményt írna felül, a kijelzőn figyelmeztető üzenet jelenik meg, amely a régi spektrum felülírásának megerősítését kéri. A kinetikai mérés során a készülék egy adott idő, vagy a felhasználó által előre beállított abszorbancia érték elérésére vár (amennyiben ezt az opciót bekapcsolta). A késleltetési idő elteltével, illetve ha a készülék eléri a megadott szintet (aktiválás esetén), indul a mérési idő. A készülék elvégzi az abszorbancia leolvasásokat. Pl. ha 60 sec futamidő lett beállítva, minden 0,3 sec-ban történik leolvasás. Ajánlatos a beállított paraméterek ellenőrzése a kalibrálás, 220

221 illetve mérés megkezdése előtt annak érdekében, hogy a kiválasztott üzemmód és paraméterek megfelelőek legyenek. A helyes mérés irányelvei alapján az optimális teljesítmény érdekében az egyes minta tételek elején és végén is érdemes vakoldat és standardanyag kalibrálást végezni. Természetesen ezt a szakértőnek mérlegelni kell terepen, hogy a készülék elhelyezéséből fakadóan és a korábbi mérési tapasztalatok alapján milyen időközönként érdemes szétszedni a készüléket a kalibráláshoz és tisztításhoz. Nagyon gondosan ügyelni kell arra, hogy a tisztítás során a pilírozott küvettafelület ne sérüljön meg. UV típusú műanyag küvetták 275 nm-ig alkalmazhatók. Amennyiben a készüléket ennél alacsonyabb hullámhosszon szeretnénk használni, UV (kvarc) küvettákat kell alkalmazni. Érdemes megfontolni a költséghatékonyság és a beszerzési procedúra lerövidítése érdekében, hogy a mérések során laboratóriumi körülmények között 250 nm hullámhosszon lemért adatok nem helyettesíthetők-e 275 nm vagy ez feletti hullámhosszon történő méréssel. Ha az eredmények nem sokban változnak, és az eloszlásuk alkalmas a 250 nm-hez hasonló következtetések levonására, akkor olcsóbb lenne a műanyag küvetta használata. Használatot követően a küvettákat gondosan kell tisztítani, ha a polírozott felület karcossá válik, a küvettát el kell dobni. A készülék laboratóriumi használata esetén a standardok készítéséhez használt labor üvegedényzetnek jóminőségű boroszilikát üvegből kell készülnie. A nátronüveg használatát kerülni kell, mert hosszabb ideig folyadékkal érintkezve, a létrejövő kioldódás meghamisítja az eredményeket (pl. Sigma Aldrich nátrium-humát standard). Néhány anyag nem követi a Lambert-Beer törvényt. Új módszer kidolgozásakor ajánlatos, hogy a tervezett koncentrációtartományban külön is ellenőrizze a linearitást. Ezt ismert töménységű oldatok elkészítésével és ellenőrzésével lehet elvégezni. A Beer törvénytől való eltérést okozhatja a nagy koncentrációk esetén a molekulaionok asszociációja. Esetünkben a humuszanyagok már önmagukban is statisztikus gombolyagként viselkednek, de asszociációkra és komplexképzésre is hajlamosak. Kis koncentrációk esetén a Beer törvénytől való eltérést a hidratálás mértékének megváltozása okozza, amely megváltoztatja a komplex ionok viselkedését. A Beertörvényt nem követő adszorpciók esetében feltétlenül ismert standardokkal felvett kalibráló görbe alkalmazása szükséges. A kalibráló görbén a leolvasást a koncentráció függvényében kell megadni. Ezután az ismeretlen mintával nyert leolvasáshoz tartozó koncentráció a kalibráló görbéből határozható meg. 221

222 Ha a minta a küvettában marad, megpang, a folyadékban lévő gáz felszabadulhat, vagy a folyadékáramlás egy buborékot sodor a fény útjába a buborék hibás leolvasást eredményez. A mérés megkezdése előtt érdemes friss alapvonalat felvenni. A vízvédett készüléket úgy tervezték, hogy minimális karbantartással optimális teljesítményt nyújtson. Tulajdonképpen csak a külső felületeket kell tisztán tartani. Különösebb figyelmet és gondos kezelést és karbantartást a küvettatér igényel. Ügyelni kell a küvetta tisztaságára, buborék- és karcmentességére. A készülék monokromátora a felhasználó által nem javítható egység, ezért javítását nem szabad megkísérelni. A wolfram-halogén lámpa cseréjekor feltétlenül ügyelni kell az alábbi biztonsági szempontokra: A lámpa magas hőmérsékleten üzemel, ezért elegendő időt kell hagyni a lámpa és a tartó lehűlésére, mielőtt hozzányúlunk. Beszereléskor ügyelni kell arra, hogy ne érintsük meg a lámpa üvegét, mert az ujjlenyomat tönkreteszi a lámpát. Amennyiben véletlenül mégis hozzáértünk a lámpa felületéhez, propilalkohollal óvatosan tisztítsuk meg a felületet. Az ujjlenyomatok elkerülése végett érdemes a lámpát a műanyag hüvelyénél fogva a kerámiaállványba illeszteni (ügyelve arra, hogy teljesen a helyére kerüljön) és ezt követően óvatosan eltávolítani a műanyag hüvelyt. A deutériumlámpa 2000 üzemórás hosszú élettartalmú típus. Amennyiben mégis cserére szorulna, a következőket kell figyelembe venni a fényforrás cseréje előtt: (1) a lámpa magas hőmérsékleten üzemel, ezért hőálló kesztyűt kell viselni, (2) az UV sugárzás miatt védőszemüveget kell használni. Az új lámpa behelyezésekor érdemes cérnakesztyűt használni, hogy megóvjuk a lámpát az ujjlenyomatoktól. A készülékben USB interfész található az adatátvitelhez, frissítéshez és tápellátáshoz. A mérési eredmények GLPkonform módon tárolhatók, előre programozható 100 darab mérési módszer és a saját módszerek tárolhatók. A készülék problémája az eddigiekben ismertetett, rutinszerűen használt készülékekhez képest, hogy érzékenyebb, detektora és a mintatér (küvetta) sokkal gyakoribb ellenőrzést és tisztítása nagyobb körültekintést igényel, mint a többi készüléké. Az átfolyós küvetta miatt a készülék működése csak akkor indokolt, amikor tényleges vízáram van a csatornában. Ellenkező esetben a laboratóriumban használt statikus készülékek használata bőven elegendő. A mérési módszer terepi kivitelezése még nem olyan kiforrott, mint a vízszintmérők esetében. Az UV-VIS készülék a többi ismertetett készülékhez képest nagyobb áramigényű. Az áramfelvételt a lámpák működtetése növeli meg. További problémát jelent, hogy a készülék mintatere egy zárt sötét boksz, amely ha szárazra kerül, könnyen túlmelegedhet, csökkentve a detektor élettartamát. A készülék üzemi hőmérséklete meglehetősen szűk tartományban mozog: 222

223 10 o C-30 o C. A küvetta sérülését okozhatja - a folyadék bepárlódása következtében - a küvetta felületén kiülepedett/kivált anyagok (sók) eltávolítása. Ezért a fentebb vázolt okoknál fogva a szakértőnek mérlegelni kell, hogy a készülék védelmében meddig érdemes az adatgyűjtést és a terepi méréseket folytatni. A terepi elhelyezésekor ügyelni kell arra is, hogy a növényzettől minél távolabb próbáljuk a készüléket elhelyezni, hiszen egyrészt a növényzet közvetlenül befolyásolja a szerves anyag tartalmat, másrészt a növények közelében azon populációk faj- és egyedszáma jóval nagyobb, amelyek hajlamosak a mintatérben megtelepedni, ezáltal zavarni, vagy teljesen lehetetlenné tenni a mérést. IV Nagyszéksós-tó talajkémiai és talajfizikai vizsgálatainak kiértékelése IV A talajkémiai és talajfizikai eredmények kiértékelése A ph(h 2 O) és a ph(kcl) értékek különbsége a teljes vizsgált terület egészén nem haladja meg az 1 ph egységet, tehát a vizsgált terület savanyodásra nem hajlamos. A kétféle ph érték képe némileg eltér (22. ábra a)., 46. sz. melléklet; 22. ábra b)., 47. sz. melléklet). A keleti part kivételével, a térképeken az egymással átfedő foltok a vizes ph esetében, a nagyobb ph értékek felé tolódnak. A legnagyobb eltérések a kétféle módon mért ph érték között a keleti part középső szakaszán vannak, itt az 1 mólos káliumkloridban mért semleges közeli ph értékek (ph 7,2-7,5) egészen ph 8-ig nőnek a vizes közegben. Ennek oka, hogy a kálium-kloridos ph meghatározásához használt 1 mólos kálium-klorid oldat nagy káliumion koncentrációja leszorítja az ásványi mátrix felületéről az oldatfázisba a hidrogénionokat, amelyek normál helyzetben a legerősebben kötődnek a felülethez. Mivel a ph definíciószerűen az oldatban jelenlévő hidrogénionok koncentrációjának negatív alapú logaritmusa, ezért az oldatfázisban jelentkező hidrogénion többlet a ph-t a kisebb értékek felé mozdítja. A kétféle ph érték mérése közül a kálium-kloridos meghatározás reprodukálhatóbb eredményeket szolgáltat. A ph(kcl) a keleti parton a homokbánya környékét rajzolja ki. A legnagyobb vizes ph értékekkel jellemezhető terület a keleti parton a szikes zónát mutatja. A ph(kcl) térképen a parttól távolabb eső területek a lúgosabbak, a vízfelszínhez közelebbiek pedig savanyúbb karakterűek. Ezek szerint a vízfelszínhez közelebbi zónában az ásványi mátrix felületén több a savanyúságot hordozó 223

224 hidrogénionok mennyisége ("rejtett" savanyúság), ezeken a területeken érik el a legnagyobb különbségeket (0,6-0,8) a kétféle módszerrel mért ph értékek. A legnagyobb vezetőképességgel jellemezhető területek a vízparthoz közeli zónákban láthatók (22. ábra c)., 48. sz. melléklet). Ilyen terület például a nyugati part középső szakasza. A nyugati part északi harmadához hasonlóan itt is a mészkőpadok akadályozzák a sós vizek mélyebb zónákba szivárgását. Nagyobb csapadékmennyiség hatására a felszínen, vagy a felszín közelében a talajban áramló víz szállítja a szikes területeken részben beoldódott sókat, illetve a szántók felöl érkező többlet sók is ezen a területen keresztül áramlanak a térszín legmélyebb pontján elhelyezkedő tó vize felé. Az északi parton a tanyák és a szántók vonalában láthatók nagyobb vezetőképességű és sókoncentrációjú foltok. Érdekesség, hogy a tó észak-keleti harmadában a szikesként definiált terület vezetőképesség értékei a legalacsonyabbak ( µs/cm). Persze figyelembe kell venni, hogy a talajok vezetőképessége nagyságrendekkel kisebb, mint a vizeké volt. A talajok vezetőképessége alig haladja meg az 1550 µs/cm-t, miközben a víz vezetőképessége sok esetben ennek a dupláját is eléri. Ennek oka valószínűleg az, hogy a vízben oldott anyagok ionjai a talajban kisebb-nagyobb erővel az ásványi mátrixhoz kötöttek. Továbbá figyelembe kell venni, hogy a laboratóriumban csak a talajok genetikai A szintjét vizsgálták. Ez a szint talajtípustól és domborzattól függően 10 cm vagy akár cm is lehet, tehát a vizsgálatokhoz használt homogenizált minták eltérő vastagságú talajszintekből származnak. Ebből következik, hogy a tavaszi esőzések hatására a feltalajban található sók a különböző vastagságú A szintekben másmás mértékben mozdultak a mélyebb zónák felé, ami a kisebb ellentmondásokat okozhatja. Szikes talajoknál a talaj A szintje általában csak 0-10 cm közötti, ahonnan a sók az első tavaszi esőzések hatására könnyen kimosódhatnak és csak a későbbiekben a párolgás hatására jutnak újra a felszín közelébe. A vízben oldható sótartalom a vezetőképességből egy arányszámmal átszámolt adat, tehát teljes egészében a vezetőképesség által kirajzolt zónákat mutatja (22. ábra d)., 49. sz. melléklet). Továbbá a vezetőképesség használata azért is előnyösebb a só %-kal szemben, mert a telítési talajpaszta elektromos vezetőképességét a só koncentráción kívül a nedvességtartalom, a töltés nélküli ionasszociátumok mennyisége és a kicserélhető kationok minősége is befolyásolja, s a száraz talaj tömegére vonatkoztatott sómennyiség nem fejezi ki a különböző vízgazdálkodású talajok folyadékfázisának só koncentrációját. Ugyanolyan sótartalom (só %) esetén például egy vízkapacitásig telített, ill. holtvíztartalomig kiszáradt homoktalajban nagyobb lesz az oldat koncentrációja, mint a hasonló 224

225 nedvességállapotú agyag- vagy vályogtalajban. Ezért a talajok sótartalom szerinti kategorizálásánál és a növények felvételét gátló, káros oldatkoncentrációk becslésénél a telítési kivonat vezetőképessége előnyösebben használható. 65. ábra A Nagyszéksós-tó észak-keleti sarkán található lápos terület A tó körül a talajokban a humusztartalom az északkeleti sarokban a legnagyobb (23. ábra a)., 50. sz. melléklet). A terepi mintavételezés során itt láptalajokat találtak (4,7 % feletti humusztartalom) (65. ábra). Nagy szerves anyag tartalmú területeket (> 2,9 %) a nyugati parton láthatunk, ahol a szerves anyag tartalom a vízparthoz közelebbi zónákban a nagyobb. Ennek oka az lehet, hogy a szikes vizekben az oldott humin- és fulvinsavak a víz elpárolgását követően vékony szerves filmekben a talaj felszínén összepödrődve felhalmozódnak (66. ábra). Az így visszamaradó szerves anyag egy része mineralizálódik, azaz szerves anyagának szén-tartalma szén-dioxid formájában távozik a molekulából, másik része pedig ellenállóbb humin-anyagokká alakul. A terepbejárás során azt tapasztaltuk, hogy a legdúsabb vegetáció erre a területre jellemző. A bivalyok által hozzáférhető helyeken kívül csak ebben a zónában és az észak-keleti területen maradt csak meg a nád. A talajokban nagyobb nitrát-koncentrációt az észak-nyugati zónában lehetett kimutatni (23. ábra b)., 51. sz. melléklet). A térszín lejtését figyelembe véve feltételezzük, hogy ennek a nitrát tartalomnak semmi köze sincsen a tó természetes folyamataihoz, teljes mértékben antropogén eredetű, és a környező területek művelt 225

226 területeire kijuttatott szerves és műtrágyák nitrát tartalmának bemosódásából származik. Vízmintákban a nitrát mennyisége egyetlen esetben sem haladta meg a kimutatási határt. A talajoknál a nagyobb nitrát tartalmú zónák a művelt területek szomszédságában vannak. Ez a helyzet az északi parton található egyik tanyához tartozó nagyobb szántóval, illetve a nyugati part művelt területeivel ábra A szikesekre jellemző a sós vízben diszpergált humin- és fulvinsavak jelenléte, amelyek a víznek jellegzetes barna színt adnak A talajban a nitrogénnek csak igen kis része, általában kevesebb, mint 0,1 % a van jelen egy adott időpontban felvehető ásványi vegyületek alakjában (nitrát-, nitrit- és ammóniumion formájában). A nitrogén körforgásában a mineralizáció és az immobilizáció alapvető helyet foglal el. Ha egy talajba ásványi nitrogénforma jut, annak egy részét a növények azonnal felveszik, másik részét a mikroorganizmusok szerves kötésbe viszik, vagyis immobilizálják. A növényi maradványokban lévő nitrogén ismét visszakerül a talajba, s az elhalt állatok és mikroszervezetek maradványaival együtt más mikroorganizmusok táplálékául, ill. energiaforrásául szolgál, amely szervezetek elbontják az elhalt anyagot és újból ammóniává alakítják, vagyis mineralizálják a megkötött nitrogént.

227 Speciális anaerob körülmények között néhány baktériumfaj (pl. Pseudomonas) a szerves kötésben lévő szén atomokat, vagyis a növényi maradványok anyagát redukálóanyagként hasznosítva denitrifikálni tudja a nitrát és a nitrit ionokat. Ez a fajta denitrifikáció csak akkor következik be, ha az oxigén már majdnem teljesen elfogyott a talajban, azaz a talaj különösen a rosszul drénezett vagy tömődött és az oxigén-diffúzió rendkívül lassú. A humusz és nitrát eloszlástérképeket összehasonlítva látható, hogy ahol több a humusz, ott kevesebb a nitrát mennyisége, kivéve a nyugati part északi harmadát. Ha a talajnak nagy a kationcserélő kapacitása és a nedvességtartalma, a kémhatása pedig lúgos, a gáz alakú ammónia vesztesége némileg megnő. Kimutatták, hogy a talajon lévő növényzet csökkenti az ammónia elillanását, de nagy veszteségek léphetnek fel a növénytakaró nélküli lúgos kémhatású talajoknál. Jelentős lehet még a gáz alakban felszabaduló ammónia mennyisége a talajfelszínen szétszórt istálló trágyából. A nitrát kimosódása a feltalajból néhány helyen a mészkőpadok és a tömörödött rétegek miatt akadályozott, illetve a szikes területekre jellemző feláramló sós víz sem teszi lehetővé a nitrát kimosódást. Nitrit a keleti part teljes hosszában és az északi part keleti harmadában volt kimutatási határ felett, a vizsgált terület többi része nitritmentes. Ennek oka az lehet, hogy a nitrit csak egy átmeneti termék, ezért általában csak nagyon kis mértékben, vagy egyáltalán nem kimutatható. A talaj foszfát eloszlása leginkább a nitrát eloszlástérképéhez hasonlít (23. ábra c)., 52. sz. melléklet; 23. ábra b)., 51. sz. melléklet). A legnagyobb foszfát tartalmú zóna az északi parton látható (> 180 mg/kg). A legnagyobb koncentrációkat nem a vízpart felöli, hanem a fízfelszíntől távolabbi pontokon mérték, tehát valószínűsíthető, hogy a foszfát a művelt területek felől áramlik a mélyebb fekvésű tó felé. Nagyobb értékeket ( mg/kg) csak a csatorna belépési pontja környékén és a nyugati part északi felében a vízparthoz közelebbi területek mértek. Az északi területen egy tanya, a bivalyok delelőhelye, valamint a csatorna belépő vize - amely a távolabbi területekről bemosódott anyagokat hozza a tó területére - együttesen fejti ki hatását. Dél-keleten a foszfát-tartalom mg/kg. Erre a területre engedték először a betelepített bivalyokat a pilot projekt során. A terület déli részén, amely érintkezik az 56 sz. főúttal, a bivalycsorda etető és pihenő helye, karámjai találhatók. A foszfát koncentráció azonban itt sem haladja meg a 140 mg/kg-t, tehát úgy tűnik a talajok foszfát tartalmára a bivalyok jelenléte nem fejt ki jelentős hatást. A szántóföldek és tanyák vonalában valószínűsíthető az antropogén eredetű foszfát bemosódás. A foszfor talajoldatba 227

228 kerülése egyrészt azt jelenti, hogy a szilárd foszfor-vegyületek feloldódnak, másrészt a foszfor deszorbeálódik. Mivel a vizsgált területen foszfor-tartalmú kőzetek nem fordulnak elő, ezért a feltáródással nem kell számolnunk. Az adszorbeált foszfornál az oldódási folyamat egy ioncsere hidroxid-, hidrokarbonát-, vagy szerves anionokkal. A ph és humusz eloszlástérképek kevésbé, de a karbonát eloszlástérkép ezzel tökéletesen összhangban van. A szerves kötésben lévő foszforon kívül az oldott foszfor dihidrogénfoszfát-anion és hidrogén-foszfát anion alakjában található mennyisége a ph-tól függ. ph 8 felett ez az arány 90% a hidrogén-foszfát anion javára. A foszfátionok jelentős mennyiségben csak ph 9,5 felett jelennek meg, de ez a ph tartomány a vizsgált területen nem releváns. A kalcium-foszfátok alkalikus közegben oldhatatlanok. Reduktív anaerob környezetben a vashoz kötött foszfátok oldhatósága nő, mert a vas(iii)-oxidok a hozzájuk kötött foszfátionok szabaddá válása során vas(ii) vegyületekké redukálódnak (Stefanovits és mtsai, 1999). A talajokban az átlagos 0,05 %-os érték megfelel a Föld szilárd kérgében található foszforkoncentrációnak. Az általunk vizsgált területen még ennek a felét is alig érték el a legnagyobb értékek. A feltalaj foszfortartalma nagyobb, mint az altalajé. Nem művelt területeken ez a dúsulás a növényi maradványok felhalmozódása következtében lép fel. A mállás során másodlagos ásványokban és a műtrágyafoszfor átalakulása következtében keletkezett szervetlen foszforvegyületek igen finom eloszlásúak, így az agyagfrakcióhoz kapcsolódnak ezért az agyagfarkció foszfortartalma általában nagyobb, mint a durvább szemcseméretű frakcióké. A műtrágyafoszfátok általában kalciumhidrogén-foszfáttá (CaHPO 4 ), illetve apatittá alakulnak. Anaerob körülmények között talajvíz hatása alatt álló talajokban vivianit (Fe 3 (PO 4 ) 2 ). 8H 2 O is előfordulhat. Jelentős mennyiségű foszfor kötődik azokhoz az alumínium- és vas- ionokhoz, amelyek a humin- és fulvosavakkal alkotnak komplexet. Ezen a területen inkább vas-szerves anyag komplexek formájában kötött foszfor fordulhat elő, a nyugati part középső szakaszán. A talajoldatban lévő foszfor egy része is szerves kötésben lehet. Ezt a növények közvetlenül nem tudják felvenni. A foszfátionokat képesek adszorbeálni a vas és az alumínium hidroxidjait, illetve oxidjait, az agyagásványok (főleg az allofán) és a szerves anyagok, ha komplex kötésben vasat vagy alumíniumot tartalmaznak. Ebből adódik, hogy a foszforadszorpció főleg nagy vasoxid tartalmú talajokban jelentős. Az adszorbeált alakban kötött foszfor mennyisége a ph-érték csökkenésével nő. A foszfor mineralizáció és immobilizáció folyamata egyidejűleg játszódik le a talajban. A talajoldat foszfátkoncentrációja az ásványi formák közti egyensúlyon túl a szerves anyaghoz 228

229 kötött foszfor és a dihidrohén-foszfát anion forma közötti mineralizációs és immobilizációs folyamatok egyensúlya határozza meg. Tehát a lebomlásban lévő szerves maradványok foszfortartalma kulcsszerepet játszik a talajban lévő oldható foszfor mennyiségének szabályozásában. A talajba került vízoldható foszforműtrágya hatóanyag (H 2 PO 4 - ) növények számára kevésbé vagy egyáltalán nem felvehetővé alakulásának folyamata a foszfátfixáció. Számos kísérletben kimutatták, hogy a vízoldható formában a talajokhoz adott foszfor (pl. Ca(H 2 PO 4 ) 2 ) nem marad változatlan hosszú ideig, hanem átalakul a sok nehezen oldható forma egyikévé. Ez lehet az oka a nyugati és az északi part mentén kimutatható foszfát többletnek. A fixációban mind biológiai mind kémiai folyamatok részt vesznek, de az utóbbinak van nagyobb jelentősége a műtrágyafoszfor megkötésében. A 67. ábra a ph jelentőségét mutatja a fixálási reakciók esetében. A legtöbb talajnál a foszfor felvehetősége akkor maximális, ha a gyengén savanyú - semleges tartományban van a talaj ph értéke ábra A szervetlen foszfátok fixálódási lehetőségei a ph függvényében (Stefanovits és mtsai, 1999) Meszes talajokban kevésbé oldható kalcium-hidrogénfoszfát CaHPO 4 és Ca 3 (PO 4 ) 2 keletkezik, s az utóbbi fokozatosan átalakulhat karbonát-apatittá, ami még nehezebben oldódik. A szerves kötésben lévő foszfor csak akkor mineralizálódik, ha elbomlik a szerves anyag. Ekkor a foszfor oldható, felvehető alakokba megy át. A szerves kötésben lévő foszfor szervetlenné alakítása enzimatikus úton megy végbe, elsősorban foszfatáz enzim segítségével. A foszfor a feltalajból az altalajba vándorolhat és igen kis mértékben ki is mosódhat a gyökérzónából. A nyugati parti területeken a talajban és a tó partján megjelenő mészkőpad, tömörödött réteg is befolyásolja ezt a foszfát

230 elszivárgást. A talajon átszivárgó vizek elemzésével kimutatták, hogy a foszforkimosódás általában kevesebb, mint 0,3 kg P/ha/év. Elősegíti a foszforvándorlást, ha nagy mennyiségű foszfor szerves kötésben van a talajoldatban. Ez a hígtrágyázás (bivalyok) és a szennyvízzel történő öntözés esetében áll fenn. Utóbbival analóg folyamat, ha a város felől tisztított szennyvíz érkezik a csatornán keresztül a területre. A foszforvándorlás a durva szemcsés talajokban részben kolloidok formájában is végbemehet. A szulfát többlet az északi part keleti részén látható legnagyobb mennyiségben (> 700 mg/kg), de a legnagyobb kiterjedésű foltja a nyugati part déli részén látható a művelt területek szomszédságában (23. ábra d)., 53. sz. melléklet). Ezen kívül még két kisebb foltban jelennek meg nagyobb szulfát koncentrációk a nyugati part közepén és az északi harmadán a vízfelszín vonalához simulva. Ebben az esetben is felmerül az antropogén eredet, mivel a tó más parti területein nem fordul elő ilyen arányú koncentráció növekedés, tehát a szulfátion nem kizárólag természetes folyamatok eredményeként halmozódhatott fel. A nyugati part déli részén a szántóföldi művelésű terület mellett lehet antropogén eredetű a nagyobb szulfát tartalom. A nyugati part középső szakaszán látható folt jelölhet feláramlási zónát (vö: klorid eloszlástérkép). Egy folt kivételével a nyugati part déli harmadában, ahol a klorid-koncentráció szinte nulla, szulfát eloszlás a klorid paramétertérképével mutatja a legnagyobb rokonságot (23. ábra e)., 54. sz. melléklet). Nagyobb mennyiségű szulfátion jelenléte a nyugati part déli harmadában azt is mutathatja, hogy a felszín közelében lévő tömörödött rétegek, mészkőpadok akadályozzák a szulfátionok mélyebb rétegekbe vándorlását, tehát a szulfátok és egyéb ionok vagy a tó belső, mélyebb területei felé mozdulnak, vagy a száraz időszakokban a peremterületeken bepárlódnak és a felszínen különböző sók formájában kiválnak. A talajban lévő eredeti kénforrás a vulkáni kőzetekben lévő pirit (FeS 2 ). A mállás és a talajképződés folyamán a piritben lévő kén szulfátionná (SO 2-4 ) oxidálódik, amit végül a növények és a mikroorganizmusok vesznek fel, s ezek szervezetén keresztül a kén bekerül a talaj szerves anyagába. Némelyik talajban a kén egy része gipsz (CaSO. 4 2 H 2 O) és epszomit (MgSO. 4 7 H 2 O) alakban van. Száraz vidékeken, ahol nincs elegendő csapadék a szulfátion kimosódásához, a gipsz gyakran a kalcium-karbonát-(caco 3 )- felhalmozódás alatti rétegben gyülemlik fel. Ez az általunk vizsgált terület nyugati partjának déli részén fordulhat elő. A talaj összes kén tartalma tág határok között változik. Erősen kilúgozott talajokban, humid éghajlati körülmények között igen 230

231 csekély mennyiségű kén lehet (0,002 %), arid és szemiarid éghajlati viszonyok között, meszes és sós talajokban viszont az 5 %-ot is elérheti. A talajban lévő kén főként szulfátion formában van jelen, bár alacsonyabb oxidációs fokú vegyületek; szulfidok, szulfitok, thioszulfátok és elemi kén is előfordulnak. Vízzel borított talajokban a kén redukált alakban fordul elő, például H 2 S, FeS, FeS 2 formájában. A pirit gyakran a fő szervetlen kénforma nedves és vízzel borított talajokban. Bizonyos körülmények között elemi kén is képződhet (a vizsgált területen ez nem releváns). A szulfátadszorpció savanyú talajokra jellemző, amelyekben a vas- és alumínium-oxidokon és agyagásványokon a pozitív töltések kialakulhatnak, és ennek következtében alkalmassá válnak az anioncserére. A szerves anyag negatív hatással van a szulfátion adszorpciójára, ami a felszíni talajrétegek csekély szulfáttartalmát magyarázza. A talajokban lévő szerves anyagok és szerves maradványok kéntartalmának növények számára felvehető alakba történő átalakulása kizárólag mikrobiológiai folyamat. Ha a talaj jól levegőzik, a szerves kén szulfáttá oxidálódik (mineralizálódik), amit a legtöbb növény fel tud venni. Ezzel párhuzamosan a szulfátot felveszik a mikroorganizmusok és beépítik a szervezetükbe. Ezt a folyamatot immobilizációnak nevezik. A talaj szerveskén-tartalma csak akkor fog növekedni, ha a körülmények kedveznek a szerves anyagok felhalmozódásának. A kén átalakulása mineralizáció-immobilizáció útján a nitrogén és a foszfor átalakulásának sémáját követi, vagyis a két folyamat párhuzamosan játszódik le. A ként oxidáló baktériumok - főleg Thiobaccilusok - az elemi ként (S) vagy a szulfidot (S 2- ), melyek redukált és vas-pirit alakban vannak (FeS és FeS 2 ), kénsavvá (H 2 SO 4 ) oxidálják. A piritekből akár tiszta kémiai úton, akár biológiai úton kénsav alakulhat. Anaerob körülmények között viszont a mikróbák a szulfátot szulfiddá redukálhatják. A szulfátiont csak néhány, szigorúan anaerob baktérium (Desulfovibrio és a Desulfotomaculum) tudja kénhidrogénné (H 2 S) redukálni. A legnagyobb klorid koncentrációt (> 300 mg/kg) jelző folt a nyugati part középső harmadában a vízparton a vízfelszín vonalával összesimulva jelenik meg és valószínűleg egy felhalmozódási zónát jelöl (23. ábra e)., 54. sz. melléklet). Ezen kívül az észak-nyugati partszakaszra jellemző a nagyobb klorid koncentráció (120 mg/kg felett) és itt is minden esetben a vízparthoz közelebbi területeken nagyobb a klorid tartalom, amely a parttól távolodva csökken, tehát a felhalmozódás természetes eredetű lehet. A csatorna belépő pontja melletti tanyánál és a tanya melletti szántó vonalában jelenik meg egy nagyobb, az északi parton pedig egy apróbb területű nagyobb koncentrációjú klorid folt. A klór a talajban majdnem teljes egészében kloridion alakban 231

232 fordul elő. A kloridionok töltése azonos, mérete közel azonos a hidroxidionokéval (OH - ), ezért ásványi szerkezetekben a kloridion helyettesíti a hidroxidionokat. A klór egy része szerves vegyületekhez kötött, de a vizsgált területen ezt a humusz eloszlástérképpel összevetve nem tudtuk egyértelműen igazolni. Kimutatták, hogy savanyú talajokban a kloridok segítik a mineralizációt és gátolják a nitrifikációt. A fémionok kloriddal alkotott vegyületei igen jól oldódnak, ezért humid éghajlaton a klór könnyen kimosódik a jól drénezett talajokból. Szárazabb körülmények között a talajok oldatai sok kloridot tartalmaznak. Ezek a kloridok igen mozgékonyak a talajban, lefelé mozdulnak el csapadék hatására és felfelé, ha párolgás történik a talajfelszínről. A felfelé történő elmozdulás hozza létre a sós talajokat arid körülmények között. Az elpárolgó víz sót hagy vissza a talaj felszínén, ezért száraz periódusokban fehér kéreg keletkezik. A talajok karbonát tartalma a nyugati parton a legnagyobb (23. ábra f)., 55. sz. melléklet). A szelvények feltárása során ezen a területen mészkőpadokat és meszes tömörödött rétegeket találtak a felszíntől körülbelül cm mélységben (3. melléklet). Az északkeleti sarokban látható nagyobb karbonát-koncentrációjú foltot a szerves talajban található csigák mészvázának karbonát-tartalma adja. A nyugati part középső részén a csatorna és a tó kotrásakor erre a partszakaszra túrták ki az üledékanyagot. Ezt a réteget a szediment mintavételnél is megtalálták, de a bolygatottsága miatt a vizsgálatokból kihagyták. Ezen a partszakaszon régi vályogverő gödröket is találtak. A 9-19 % karbonát tartalmú területek nagyjából a humuszos homok talajok elhelyezkedését rajzolják ki. A legnagyobb nátriumkoncentráció a nyugati parton jelenik meg (24. ábra a)., 56. sz. melléklet) a part középső harmadában a víz vonala mellett (920 mg/kg <). Kicsit kisebb töménységben, de nagyobb felületen a nyugati part északi harmadában jelennek meg foltok (740 mg/kg <). További nagyobb koncentrációjú foltok az északi parton a művelt területek vonalában és a csatorna belépő szakaszának délnyugati oldalán jelennek meg. A nátrium a szikes területek jellemző só alkotó kationja, valószínűleg nem a vizsgált területen kívülről, hanem a tó szikes jellegéből származik. Az oldatokban zajló kémiai reakciók szempontjából a nátrium és a kálium igen hasonlóan viselkedik, de a talajban már jelentős az eltérés. A nátrium földpátokban előfordul, de csillámokban nem. A nátriumföldpátok kissé gyorsabban mállanak, mint a káliumföldpátok. A talajoldatba került nátriumionok nem fixálódnak, és kevésbé erősen kötődnek a kationcserélő helyekhez, mint a kálium-, magnézium-, vagy kalcium ionok. Ezért a 232

233 nátrium a talajból legkönnyebben kimosódó bázikus kation. A talajok nátrium-tartalma fokozatosan csökken az idő előrehaladtával, amíg a káliumtartalom majdnem állandó marad. Az ásványokból kioldott nátrium nagy része eléri az óceánt, ahol a nátriumklorid a legnagyobb mennyiségben előforduló só. Az arid területek talajaiban felhalmozódhat a nátrium, mert nincsen kimosódás. Ez sós és szikes talajok keletkezéséhez vezet. A nátrium-ion által diszpergált talajkolloidok és a lúgos ph a szikes talajokban jelentősen akadályozza a növényi fejlődést. A kálium a legnagyobb mennyiségben a dél-keleti sarokban fordul elő (< 220 mg/kg) (24. ábra b)., 57. sz. melléklet). Ez a terület egy kicsit magasabb fekvésű, mint a környező területek (68. ábra), és itt a talajminták gyűjtésekor a szelvényekben homok berétegződéseket találtak. Ennek tükrében feltételezhető, hogy a tó területére felszín alatti áramlással jutnak oldható anyagok, mert a homokrétegek mentén a talajoldat viszonylag szabadon áramolhat a tó felé. Mivel a nátrium- és a magnéziumion eloszlástérképén nem rajzolódik ki, mint nagyobb koncentrációjú területet, ezért itt a feláramlás lehetőségével nem kell számolni. A káliumot, mint makrotápelemet a művelt területeken rendszeresen kiadagolják különböző műtrágyák formájában, tehát feltehető, hogy a többi területhez képest nagyobb kálium tartalom antropogén eredetű. Az is megfigyelhető, hogy a nagyobb koncentráció tartományba eső zónák a vízparttól távolabb vannak, ami ugyancsak az antropogén, külső eredetet támasztja alá. A tó észak-nyugati sarkán, a csatorna belépési pontjától kicsit délebbre található még egy olyan zóna, ahol a kálium-koncentráció meghaladja a 140 mg/kg-t. Ezen a területen és az északi part keleti felén nagy területen 100 mg/kg feletti a káliumtartalom. Ugyanilyen folt látható a nyugati part középső harmadában is, amelyre a dél-keleti sarokhoz hasonlóan igaz, hogy a vízparttól távolabbi, a szántókkal szomszédos területeken nagyobb a kálium koncentráció, tehát itt is feltételezhető az antropogén eredet. A kálium eloszlástérképen látható észak-nyugati folt mind a nátrium, mind a magnézium esetében megjelenik, mint nagyobb koncentrációjú folt (24. ábra a)., 56. sz. melléklet; 24. ábra c)., 58. sz. melléklet). A kőzetekben általában sok kálium van. A talaj összes káliumtartalma 0,2-3,3 %. A talajoldat káliumtartalma mg/liter között mozog. Csapadékkal 2-6 kg K/ha/év jut a talajba. A káliumellátás természetes körülmények között nem korlátozó tényező a növények fejlődésében. A kálium eredete a földkéreg egyik leggyakoribb ásványával, a földpáttal kapcsolatos. A másik bőséges forrást a csillámok, főleg a biotit és a 233

234 muszkovit jelentik. A kálium- és alumínium-szilikátokból hidrolízissel válik szabaddá a kálium. A káliumnak a természetben kloridja, szulfátja és borátja is ismert. A ábra A mórahalmi Nagyszéksós-tó dél-keleti sarka másodlagos ásványok közül az illit a legfontosabb káliumtartalmú agyagásvány. A homok-, vályog- és az agyagfrakciókból egyaránt felszabadul kálium, de a kisebb talajrészecskék adják le az egységnyi tömegre számított legtöbb káliumot. Tehát a nyugati part nagyobb agyagtartalma is befolyásolhatja a kálium mennyiségét ezen a területen, mert az agyagok felületén kötött káliumionok a kivonatkészítés közben az enyhén savas Lakanen-Erviö oldat hidrogénionjai miatt a kationcsere hatására felszabadulnak és az oldatfázisban többletként jelentkeznek. A szemcseeloszlás térképeken látszik (26. ábra d) - g)., sz. mellékletek), hogy ezen a területen a finom frakció amely az agyagot is tartalmazza relatív nagyobb mennyiségben fordul elő a talaj A-szintjében. A tó észak-nyugati sarkában a csatorna belépési pontjának déli oldalán szintén az agyagfrakció (10 µm >) (26. ábra f) - h)., sz. mellékletek) nagyobb aránya lehet a nagyobb kálium-koncentráció megjelenésének egyik oka. A mikroorganizmusok által megkötött kálium mennyisége csekély, kg/ha, ehhez járul a mikroorganizmusok biomassza tömege, ami 3000kg/ha káliumot tartalmaz

235 (Stefanovits és mtsai, 1999). A kálium a talajoldatban ion formában, a kolloidok felületén adszorbeált ionként (kicserélhető formában), az agyagásványok kevéssé hozzáférhető töltéshelyein megkötve (nem kicserélhető formában) és a primer káliumásványok kristályrácsaiban található. A kicserélhető kálium a szervetlen agyagásványok és a szerves anyagok negatív töltésű helyeihez kötött hidratált ion alakban fordul elő. A kálium és a humusz eloszlástérképét összevetve nem látható semmiféle szorosabb tendencia, ezért feltételezzük, hogy ez a folyamat csak kis mértékben játszik szerepet a kálium megkötésében a területen. A hidratált káliumionok mérete azonos az ammóniumionéval, és ugyanakkora erővel kapcsolódnak a felülethez is, de ez a kapcsolódás nem olyan erős, mint a többi makro-tápelem kationjáé (kalcium, magnézium). Ezért a hidratált káliumionok könnyen kicserélhetők. A kálium sohasem képez kovalens kötést a szerves anyaggal. Ionok formájában marad a növényekben is, és elhalásuk után kimosódik a szerves anyagból. Ezért a talajban zömében csak szervetlen kálium előfordulásával kell számolni. A káliumtartalmú ásványok mállási sebessége megegyezik a legtöbb talajásvány mállási sebességével. A talajoldatban lévő kicserélhető és nem kicserélhető kálium tartalom között egyensúly áll fenn. A talajok káliumháztartásának jellemzésére vezette be Stefanovits a káliumhordozó és káliumkötő ásványok fogalmát. Káliumhordozónak tekinthető a csillám, az illit és a káliföldpát, amelyek szerkezetükben jelentős mennyiségű káliumot tartalmaznak. A káliumhordozó ásványok biztosítják a talaj kálium-utánpótlást. Káliumkötő ásványnak elsősorban a szmektitek tekinthetők, hiszen a talajoldatból a rétegközi terekben könnyen megkötik a káliumot. A kicserélhető kálium és a talajoldat káliumkoncentrációja közötti egyensúlyt a talajkolloidok káliumtelítettsége, a káliummegkötődés erőssége és mindenekelőtt a megkötőhelyekért versengő kationok (elsősorban a kalcium és magnézium-ionok) befolyásolják. A káliumkimosódás a gyökérzónából a kálium-műtrágyázás mértékétől, a káliumfixálástól, a talajok káliumtelítettségétől és az átszivárgó víz mennyiségétől függ. Jelentős lehet a kimosódás agyagban szegény homoktalajok és művelés alatt álló felláptalajok esetében, mert a kálium-ionok csak gyengén kötődnek a szerves anyaghoz. A térképen is látható (24. ábra b)., 57. sz. melléklet), hogy a keleti part kis kálium koncentrációjú területei a humuszos homok és a rétláp talajok területeivel egyeznek meg. A mélyebb talajrétegek, amelyek az erózió során felszínre kerülnek, gyakran ugyanolyan vagy nagyobb káliumtartalmúak, mint a felső talajrétegek, ezért az erózió hatására a talaj kálium-szolgáltató képessége nem változik. 235

236 A magnézium legnagyobb mennyiségben az északi part nyugati felében elhelyezkedő nagyobb kiterjedésű művelt területtel egy vonalban van jelen (24. ábra c)., 58. sz. melléklet). A káliumhoz hasonlóan itt is feltételezzük, hogy a mért magnézium egy része antropogén eredetű. A másik nagyobb magnézium tartalmú terület a nyugati part északi és középső harmadának találkozásánál látható. A nyugati part teljes hosszában, egészen a sarokpontban látható ún. kulcsosházig kimutatható egy nagyobb magnézium koncentráció (7300 mg/kg <). A nyugati part középső szakaszán látható, hogy a nagyobb magnézium koncentrációval jellemezhető zónák a parttól távolabb vannak, és a vízfelület felé haladva az értékek csökkennek. A partszakasz északi részén azonban ez a kép éppen fordított. Ezen egy pont kivételével a többi területre valószínűsíthető, hogy a szántók homoktalajai felől áramlik a nagyobb magnéziumtartalmú talajoldat a tó felé, mert a középső valamint déli zónában a tömörödött rétegek és mészkőpadok megakadályozzák a talaj mélyebb rétegeibe történő beszivárgást. A magnézium legnagyobb része szilikátok alakjában van jelen, amfibolok, piroxének, olivinek, biotitek és néhány agyagásvány (kloritok, vermikulitok) tartalmazzák. Alkalikus talajokban ezeken kívül még dolomit, magnezit és kalcit (1-3 %) tartalmaz magnéziumot. Arid és szemiarid talajokban könnyen oldódó MgSO. 4 7 H 2 O alakban is előfordulhat. A talajok átlagos magnézium tartalma körülbelül 0,5 %. A talajoldatban Mg 2+ -ion alakban vagy hidrogén-karbonát-, szulfát- és klorid-ionokkal ionpárok formájában van jelen. A dolomitos mészkő oldódása is a talajoldat szén-dioxidtartalmával áll kapcsolatban: 236 CaMg(CO 3 ) 2 + 2H 2 CO 3 --> Ca 2+ + Mg HCO 3 - A magnéziumkimosódás az átszivárgó víz mennyiségétől, a talajoldat magnézium koncentrációjától, a talajok magnézium telítettségétől és sok más egyéb tényezőtől függ. A kicserélhető magnézium a felvehető magnézium legjelentősebb forrása a talajban. A magnézium a kalciumhoz hasonlóan viselkedik a talajoldatban és a talajkolloidokon adszorbeálva. A nem hidratált Mg 2+ -ion elég kicsi ahhoz, hogy beférjen az ásványi szerkezet oktaéderes üregeibe (a kalcium több helyet igényel). A magnézium üledékes kőzetekben a dolomit alkotórésze. Mivel a magnézium-ásványok mállékonyabbak, mint a földpátok, a kvarc és a hidratált oxidok, a talajok magnézium tartalma hamarabb merül ki, mint a kálium-, nátrium- és kalciumtartalma.

237 A hidratált magnézium nagyobb, mint a hidratált kalciumion, így gyengébben kötődik a kolloidokon. Ennek a hidratált ionméretnek a következménye az is, hogy a sok magnéziumot tartalmazó talajkolloidoknak nagyobb a duzzadóképessége, jobban diszpergálódik, kevésbé átjárható, több vizet képes visszatartani. Ez akkor következik be, ha a kicserélő kapacitás több, mint 30%-át a kicserélhető magnéziumionok adják. A talajoldatban nemcsak a Ca 2+ -ion, hanem a magnézium-ion is kevés a kationcserélő helyeken lévő magnéziumhoz képest. A magnézium is specifikus adszorpcióval kapcsolódik a kationcserélő helyeken, ezért a talajoldatban lévő magnézium koncentráció igen kicsi lehet. Ez is igazolni látszik, hogy a mért nagyobb magnézium koncentráció egy része antropogén eredetű. A magnéziumnak különleges szerepe van a vermikulit esetében. Ennek az agyagásványnak a rétegei kellően ki vannak tágulva ahhoz, hogy két réteg víz és a magnézium-ionok elférjenek, hogy a rétegek közötti negatív töltéseket semlegesítsék. A vermikulit mállás esetén jó magnéziumforrás. Hasonlóképpen rácsközi térben kötődik a magnézium egyes kloritokban, oktaéderes síkot alkotva. A szemcseméret meghatározás csak az agyagfrakció teljes egészének mennyiségéről ad információt, így arra nézve, hogy milyen az agyagásványok összetétele sajnos nincsen adat. A kationcsere kapacitás a legnagyobb értékeket a keleti part középső szakaszán, az északi parton két pontban, a nyugati part északi harmadában és szintén ezen a parton a középső harmadban egy pontban éri el (24. ábra d)., 59. sz. melléklet). Utóbbiakra jellemző, hogy a nyílt vízfelülettől távolodva csökken a kationcsere kapacitás értéke. Ez arra utalhat, hogy az eredmények nem igazán a valós kationcsere-kapacitást, hanem sokkal inkább a bepárlódás következtében kiváló sók mennyiségét jelzik, ugyanis a szabványos módszerrel készült kationcsere-kapacitás vizsgálatok szikes talajok esetében nem igazán alkalmazhatók a talaj nagy sótartalma miatt. A kimutatott foltok valószínűleg sokkal inkább a sókiválás helyeit, valamint a szántók felöl beáramló sótöbbletek frontvonalát rajzolja ki, semmint az ásványi mátrix nagyobb kationmegkötő képességgel rendelkező ásványainak előfordulását. A nagy kationcsere-kapacitás értékek (pl. > 80 cmol/kg) szmektitekre, duzzadó agyagásványokra jellemző értékek, amelyek a vizsgált talajok A-szintjében nem fordulnak elő olyan nagy mennyiségben, hogy ezek az eredmények hihetőek legyenek. a hibák a mérési gyakorlatból fakadnak, mivel az oldatfázisban található kationok mennyiségét mérik meg és ezekből számolnak vissza a felületi negatív töltésű helyek mennyiségére. Szikesek esetében a legfeljebb 30 cmol/kg, de inkább a 20 cmol/kg alatti értékek a jellemzők. A homok talajoknál mivel a 237

238 kiváló sók mennyisége itt nem hamisítja meg a mérési eredményeket az kisebb értékek megfelelnek a korábbi tapasztalatoknak. A talajkolloidok aktív helyeihez Coulomb-erőkkel kötött ionok nem épülnek be véglegesen a felületbe, hanem más (azonos jellemű) ionokkal kicserélhetők. Mivel a talajkolloidok negatív töltéseinek száma jóval nagyobb, mint az anion-adszorpcióra képes pozitív helyeké, a kolloidok állapotára - elsősorban az adszorbeált kationok fejtenek ki jelentős hatást. A talajok kationcserélő képességét először Thompson és Way (1850) bizonyította. A kationcsere kapacitás kifejezi, hogy egységnyi tömegű talaj - meghatározott ph esetén - mennyi kationt tud kicserélhető formában (Coulomberőkkel) megkötni, más szóval megadja a kolloidok felületén lévő negatív töltések mennyiségét. Mivel egy-egy talaj kationcsere kapacitás értéke savanyú közegben mindig kisebb, mint lúgosabb körülmények között, csak az azonos módszerrel végzett vizsgálatok eredményeit lehet közvetlenül összehasonlítani. Az adszorbeált kationok össztöltésének és a kicserélhető kationok mennyiségének kifejezésére a mólokban megadott értékek közvetlenül nem alkalmasak, mivel a különböző vegyértékű ionok esetén, ugyanolyan mennyiségű pozitív töltést különböző számú részecske képvisel. A kationcsere kapacitás mértékegysége ezért nem a millimol (mmol), hanem a milligramm-egyenérték (mgeé). A kémiai egyenérték az elemeknek (ionoknak) azokat a mennyiségeit adja meg, amelyek egymással kémiai kötésbe lépnek, illetve vegyületeikben egymást helyettesíteni képesek. Egy ion egyenértéktömege egyenlő az atomtömeg és a vegyértékszám hányadosával. A kationcsere kapacitás és a kicserélhető kationtartalom gyakorlati mértékegysége a milligramm-egyenérték per száz gramm talaj (mgeé/100g). Ennek megfelelően a kationcsere kapacitás érték (T) azt mutatja, hogy 100 g légszáraz talaj hány mgeé kationt képes kicserélhető formában megkötni, azaz 238 T= (Ca 2+ + Mg 2+ + Na + + K + + Al 3+ + H 3 O + ) mgeé/100 g A talajok szemcseösszetétele, humusztartalma és kationcsere-kapacitása között szoros összefüggés van, minél nagyobb egy talaj agyag- és humusztartalma, annál nagyobb a kationmegkötő képessége. A lúgos közegben mért, ún. potenciális cserekapacitás (T pot ) savanyú, telítetlen talajoknál jóval nagyobb, mint a talaj eredeti ph-jánál mérhető effektív cserekapacitás (T eff ). Ennek az a magyarázata, hogy savanyú közegben a phfüggő töltésű helyek jelentősrésze protonált állapotban van, lúgos telítőoldat hatására azonban a kötött protonok oldatba kerülnek, változó töltések keletkeznek, a ezeken is

239 számottevő mennyiségű kation adszorbeálódik. A kicserélhető bázisok összes mennyisége az erős bázisokat képző összes kicserélhető kation 100 g talajban, azaz S = (Ca 2+ + Mg 2+ + Na + + K + ) mgeé/100 g (= cmol/kg) A kationcsere a kolloidok felületén adszorbeált kationok és a taljaoldat kationjai között játszódik le, és dinamikus (mozgó) egyensúlyra vezet. Ekkor az ionok eloszlásában további mennyiségi változás nem történik ugyan, de a kationok egyenértékű mennyiségei az egyensúlyi állapotban is cserélődnek a fázisok között. Ez az állapot mindaddig fennmarad, amíg a talajoldat összetétele nem változik. Ha az oldat koncentrációja vagy összetétele módosul (a talaj száradásakor, öntözéskor stb.), ismét megindul a kicserélődés. Ez addig tart, amíg az újabb körülményeknek megfelelő egyensúly ki nem alakul. Bármely kationfajta adszorbeált mennyisége oldatbeli koncentrációjától és a cserehelyekért vele versengő kationok adszorpcióképességétől függ. A különböző kationok nem azonos mértékben és nem egyforma erővel kötődnek a kolloidok felületén. Azonos koncentráció esetén a nagyobb vegyértékű ionok nagyobb mértékben adszorbeálódnak mint a kisebb vegyértékűek. Azonos vegyértékű ionok közül a kevésbé hidratáltak adszorpcióképessége nagyobb, mint a jobban hidratáltaké. A hidrátburok vastagságát elsősorban az ion mérete és töltése szabja meg. Minél kisebb a dehidratált kation átmérője, és minél nagyobb a töltése, vizes oldatban annál vastagabb hidrátburok veszi körül. A kationok adszorpciós affinitásának sorrendjét az ún. liotróp-sor mutatja. Az egyensúlyi oldat koncentrációjának változásával sajátságosan módosul a kationok vegyértékének adszorpciót befolyásoló hatása. A talajoldat hígulásával ui. a nagyobb vegyértékű kationok megkötődése fokozódik a kisebb vegyértékűekkel szemben, tehát a vegyérték hatása jobban érvényesül. Az oldat töményedésekor viszont a kisebb vegyértékű kationok adszorpciójának lehetősége nő meg, azaz csökkennek a vegyértékből adódó különbségek. Ez a jelenség az ionaktivitás (hatékony ionkoncentráció) figyelembevételével értelmezhető. Az ioncsere egyensúlyi feltételeiből következik, hogy a folyamat egyirányúvá válhat, illetve egy irányba tolódhat el, ha biztosítva van az adszorbeálódó ion állandó utánpótlása, vagy a lecserélt ion folyamatosan eltávozik (kimosódik vagy kicsapódik) a rendszerből. Az utóbbi eset áll elő például akkor, amikor a kalciummal telített kolloid nátrium-karbonát-tartalmú oldattal érintkezik. A kicserélhető kalcium-ionokat az oldatban a karbonát-ionok inaktiválják, és addig nem áll be az egyensúly, amíg a kalcium-karbonát kicsapódásának feltételei megvannak. Ez az egyik alapvető oka annak, hogy a szódatartalmú szikes 239

240 vizek (öntözővizek vagy talajvizek) rohamosan szikesítik a talajt. Amikor a kationok adszorpciós affinitása nem a liotróp sornak megfelelő sorrendet követi, specifikus adszorpció jön létre. Specifikusan kötődik például a kalcium-ion szerves anyagokhoz, a kálium- és ammónium-ion a vermikuliton és az illiten (fixáció), a hidrogén-ion a változó töltésű felületeken. A kalcium-ionok specifikus adszorpciója komplexképződéssel, a kálium- és ammónium ionoké (az említett agyagásványokon) a töltéseloszlással és a kedvező geometriai feltételekkel, a hidrogén-ion erős kötődése pedig kovalens kötés létrejöttével magyarázható. A kötés energiája mindene setben jóval nagyobb, mint az elektrosztatikai kölcsönhatásé, ezért a specifikus adszorpcióval kötött kationok nem vesznek részt az ioncsere-reakciókban. Éppen ezért a specifikus adszorpcióra képes kationok (kalcium-, kálium-réz-ionok) esetén határozott különbséget kell tenni a talaj aktioncsere kapacitása és kation adszorpciós képessége között. A nyomelemek a talajban a következő formákban lehetnek jelen: (1) Vízoldható alakban szabad kationként, vagy szerves és szervetlen komplexek ligandumaként. (2) Agyagásványok ioncserélő helyein. (3) Specifikusan adszorbeált állapotban. Némely mikroelem (például a réz) agyagásványokhoz és/vagy mangánoxidokhoz kötődik, annak ellenére, hogy a kalcium-ionok vagy más elektrosztatikusan kötött kation nagy feleslegben vannak jelen. Ezek az ún. specifikusan adszorbeált nyomelemek.(4) Szerves anyagok (növényi maradványok, humusz, élő szervezetek) által komplexek alakjában megkötve vagy adszorbeálva. (5) Oldhatatlan csapadékokban, a vas- és mangánoxidok által bezárt formát is ideértve. (6) Primer ásványokban és a szilikátok oktaéder-rácsában a vasat és az alumíniumot cserélve izomorf helyettesítéssel. Az egyes formák között nem éles a határ, például a szorpciós reakciókat nem lehet könnyen megkülönböztetni a kicsapódástól. Vagy a szerves anyag és az agyagásványok egyaránt rendelkeznek kationcserélő helyekkel, és mindkettő nehezen felvehető alakban tartja a kationokat. A legtöbb talajban csak igen kis mennyiségű mikroelem van a növények számára felvehető állapotban, azaz vízoldható és kicserélhető alakban. Az ilyen állapotban lévő mikroelem készlet egyensúlyban van a specifikusan adszorbeált és a szerves anyaghoz kötött készletekkel. Így ha a talajoldatban csökken a mikroelemek koncentrációja (a növények felvétele vagy kimosódás következtében), az egyes elemek át tudnak menni az oldhatatlan formákból az oldhatókba. Sok talajban igen nagy a jelentősége a szerves formában kötött készletnek. A vas legnagyobb mennyiségben (2250 mg/kg <) a nyugati part középső és északi harmadának találkozásánál a vízfelülethez közel fordul elő (25. ábra a)., 60. sz. 240

241 melléklet). Ezen a partszakaszon találtak a talajmintázások során tömörödött rétegeket és mészkőpadokat (69. ábra). Nagyobb mennyiségben (1350 mg/kg <) még az északkeleti sarokban fordul elő a rétláptalaj területén, reduktív vas(ii) formában szerves anyagokhoz kötve, vagy piritként. A terepi talaj leírásokban vaskonkréciókról nem találtunk információt, de rozsdafoltok megjelenése és a tömörödött réteg alatt feljegyzett kékes-lilás szín a vas(iii) és vas(ii) különböző oxidációs fokú formáinak jelenlétére utal. A vas helyben marad és nem mozdul el a területen a talajoldattal, mivel lúgos körülmények között és nagy kalcium-karbonát tartalom mellett oldhatatlan formában kicsapódik. Kisebb mennyiségben ( mg/kg) a nyugati part középső és déli partjának találkozásánál, illetve az északi harmadban kimutatható ábra A nyugati parton feltárt szelvény a jellegzetes vasas-meszes tömörödött réteggel A vas a harmadik leggyakoribb elem a kőzetekben és az ásványokban. Legfontosabb a talajokban leggyakrabban előforduló ásványai a hematit (Fe 2 O 3 ), a magnetiut (Fe 3 O 4 ) és a hematit hidratált alakja a limonit (2Fe 2 O. 3 3H 2 O), goethit (FeOOH), valamint a pirit (FeS 2 ). A talajoldatban a vas kétféle ionformában tud létezni, ezt a redox feltételek határozzák meg. Anaerob körülmények között Fe 2+ alakban van. Ez dominál a talajvízben, ahol 1,0-10 mg/l a koncentrációja. Aerob körülmények között Fe 3+ alakban

242 van, ekkor a vas(ii) instabil és vas(iii)-má oxidálódik. A vas(iii)-ion az alumínium(iii)- ionhoz hasonlóan viselkedik, gyorsan körülveszi 6 víz molekula oktaéderes koordinációban és Fe(H 2 O) 3+ alakul ki. Kőzetekben és talajokban jelentős mennyiségben fordul elő, de a vas(iii)-ion vegyületeinek egy része rendkívül oldhatatlan. A vas(iii)-vegyületek az erősen elmállott talajokban halmozódnak csak fel. A vulkáni kőzetekben a vas túlnyomórészt vas(ii) alakban van jelen. A vízzel elárasztott talajokban a vas ilyen alakban marad és kékesszürke színt idéz elő a nedves talajokban. A vas(ii)-ion vegyületei között sok rosszul oldódó van, de a vas(iii)-vegyületek még oldhatatlanabbak. A vashiány alkalikus talajokban jelentkezik. Levegőtlen viszonyok mellett a talajokban rozsdás foltok alakulnak ki. Ezeket azok a vas(ii)-ionok okozzák, amelyek addig vándorolnak, amíg oxidatív körülmények közé kerülve hidratált vas(iii)- oxidként kicsapódnak. Ha a vas(iii)-vegyületek eléggé koncentrálttá válnak a talaj egy adott helyén, akkor ott kicsi, kemény vaskonkréciók keletkeznek. Speciális körülmények között a kicsapódott vasvegyületek összecementálódott réteget alkothatnak. Levegőzött körülmények között a vas nagy része vas(iii) alakban van a talajban, és az ásványi részecskéken a humuszanyagokhoz kapcsolódva bevonatot képez. A vas(iii)-oxid (Fe 2 O 3 ) vöröses színe a humusszal és más talaj alkotóelemekkel keverve a talaj különféle barna árnyalatait eredményezi. Ez a vas általában a növények számára nem felvehető. Vashiány akkor jelentkezik, ha a talajásványokból nem válnak szabaddá vas(ii)-ionok, hogy az évenként vas(iii)-má történő oxidációt kompenzálják. Nagy ph-értékeknél mind a vas(ii), mind a vas(iii) oldhatósága sokkal kisebb, mint kis ph értékeknél. A vas(iii)-hidroxid (Fe(OH) 3 ) és a vas(ii)-hidroxid (Fe(OH) 2 ) egyaránt rosszul oldódik és nagy ph értékeknél kicsapódik. Ha a talajokat túlságosan meszezik, a korábban felvehető vas kicsapódik. Mivel a vas-foszfátok rosszul oldódnak, ezért vasés foszfáthiányt egyaránt okozhat a képződésük és egymás hiányát is fokozhatják. Semleges és alkalikus talajokban a nagy foszfortartalom csökkentheti a vas felvehetőségét, és hozzájárulhat a vashiányhoz. Vashiányt okozhat a nagy mennyiségű mangán és réz is. A terület ezen elemekre vonatkozó eloszlástérképeit összevetve nem találtunk szoros és tendenciózus összefüggést az említett paraméterek között. Csak néhány olyan folt volt, amelyet az fentebb leírtak magyaráznának. Ennek oka valószínűleg az, hogy ezen összefüggések korrekt vizsgálatához vizes talajkivonatból kellett volna a méréseket elvégezni. A legnagyobb mangánkoncentráció ( mg/kg) a nyugati parton két foltban és az észak-keleti csücsökben a rétláptalaj területen jelenik meg (25. ábra b)., 242

243 61. sz. melléklet). Mindhárom esetben a vízfelülettől távolabb helyezkednek el a foltok és csak a nyugati part középső szakaszán látható folt csóvája simul rá a vízpartra, a másik kettőnek egyértelműen a vízfelülettől távolabb van a középpontja. Az eloszlástérképeket összehasonlítva a mangán foltok éppen ott jelennek meg a nyugati parton, ahol a vas hiányzik. Az észak-keleti sarokpontban viszont egyértelműen együtt jelennek meg a reduktív, vízzel telített nagy szerves anyag tartalmú zónában. Egy kisebb folt jelenik meg mg/kg mangán koncentrációkkal a dél-keleti sarokban. A talajok átlagos mangán tartalma mg/kg. Egyes talajok néhány szintjében 3000 mg/kg is található. Az általunk vizsgált területen a Lakanen-Erviö talajkivonattal mindössze 152 mg/kg mangánt tudtak kimutatni. A talajokban a mangán főleg mangánoxidok, szilikátok és karbonátok alakjában található. Ezeken kívül lehet adszorbeált állapotban - elsősorban vasoxidokon - és szerves komplex vegyületekben, valamint kicserélhető és oldható formában (Mn 2+ alakban) is. A használt talajkivonattal csak a kicserélhető mangán egy részét, valamint az oldható mangánformákat lehet kimutatni, ez magyarázza a területen mért kis koncentrációkat. A mangánoxidok gyakran vasoxidokkal asszociáltan fordulnak elő. A talajfejlődés során a mangán jobban vándorol és kimosódik, mint a vas. Különösen a savanyú talajok rendkívül mangánszegényekké válhatnak (például podzolos barna erdőtalaj). A talajoldatban a mangán ionok és szerves komplexek formájában van jelen. A mangán oldhatóságát a szerves mangánkomplexek határozzák meg, mindenekelőtt a semleges és az alkalikus talajokban, ahol az oldott mangán 90 %-a szerves komplex lehet. Az eloszlástérképeket összevetve a mangán- a humusztérképpel valóban mutat rokonságot. Valamennyi nehézfém közül a mangán képezi a legkevésbé stabil komplexeket, ezért más kationok könnyen kiszoríthatják a vegyületeiből. A szerves mangánkomplexek mellett a mangánoxidok jelentik a legfontosabb mangántartalékot a növények számára. A mangánoxidok a talajoldat mangán(ii)-ionjaival ph-tól függő egyensúlyban vannak. A mangán redukciós folyamatiara kedvezően hat a sok lebomló szerves anyag, a nagy agyagtartalom, a tömör szerkezet és a nagymértékű víztelítettség. A vizsgált területen ezek közül egy-egy partszakaszon csak egy-egy vagy legfeljebb kettő feltétel valósul meg. A mangán(iii és IV)-oxidok redukcióját a talajban anaerob körülmények között élő baktériumok hajtják végre. A mangán(iii és IV)-oxidok redukció mértéke olyan nagy lehet, hogy a mangánoxidok mangánjának 20 %-a három nap alatt átalakul kicserélhető mangán(ii)-ionokká. A víz elpárolgása során a Mangán(II)-ionok újra oxidálódnak. 243

244 A réz legtöbb talajban réz(ii)-ion alakban fordul elő, de reduktív körülmények között réz(i)-ion formában van jelen. A talajban található réz koncentrációját nagyban befolyásolja az anyakőzet, tehát az átlagos réz-koncentráció meglehetősen tág határok között mozog, mg/kg-ig (Stefanovits és mtsai, 1999). A vizsgált területen csak egy foltban fordul elő nagyobb réztartalom (6,5 mg/kg <) az északi part nyugati felében a művelt területtel egyvonalban (25. ábra c)., 62. sz. melléklet). 3,5-6,5 mg/kg koncentrációjú területek a nyugati part északi harmadában és a dél-keleti sarokban vannak. Mindegyik esetben valószínűsíthető az antropogén eredet. A déli sarokpontot eddig nem soroltuk az erősebb antropogén behatás alatt álló területekhez, de a réz és cink eloszlástérképek alapján úgy tűnik, hogy itt sem csak a természetes folyamatok hatnak a talajra, a környező művelt területekről, tanyákból és kiskertekről származó idegen anyag ide is áramlik. A talajban lévő réz legnagyobb része szerves anyaghoz kötött, de egy része a vasoxidokhoz és más talajkolloidokhoz kapcsolódik. A humusz eloszlástérképével összevetve nem látható hangsúlyos összefüggés a két paraméter között, tehát a kimutatott réz mennyisége valószínűleg nem a szerves anyaghoz kötött rézből származik. Ezekhez olyan erősen kapcsolódhatnak a rézionok, hogy még a kalcium-ionoknál is nehezebben cserélhetők. A talajoldatban csak néhány mg/kg réz van, amit a mérések is alátámasztottak, mivel a mért koncentrációk a teljes területre a 0,5-9,5 mg/kg tartományba belefértek. A réz a savanyú talajokban a legoldhatóbb, a phérték emelkedésével csökken az oldhatósága. Szerves talajokban igen gyakori a rézhiány, mert ezekben a talajokban nincsenek mállásra képes ásványok, kőzetek, így nincsen rézpótlás. A réz toxikussá válhat a növények számára, például ott, ahol nagy adagú réztrágyázást végeztek. Réztartalmú fungicidek ismételt alkalmazása is eredményezhet toxikus rézkoncentrációt a talajban. A világ szennyezetlen talajainak cinktartalma mg/kg, átlagos koncentrációja 50 mg/kg. A talajokban a cink általában Zn 2+ ion formájában fordul elő, de más ionos és szerves vegyületei is ismertek. A talaj adszorpciós komplexuma erősen megköti, koncentrációja a talajoldatban csekély, a ph csökkenésével oldhatósága növekszik. Komplexképzési hajlama a rézéhez hasonló. A cink a biotit, az augit és a különböző csillámok kristályrácsában is előfordul. Az adszorpciós komplexumhoz Zn 2+, ZnOH +, illetve ZnCl + formájában kötődhet. Az így adszorbeált Zn 2+ -ionok csak részben cserélhetők ki. Különböző cinksók is előfordulhatnak a talajban, ezek oldhatósága változó. A cink a talajokban leginkább az alumínium- és vas-oxidokhoz, illetve az agyagásványokhoz kötött, a növények elsősorban a víz oldható és könnyen kicserélhető 244

245 formáit tudják felvenni. Sok foszfátot tartalmazó talajokban nehezen oldható cinkfoszfátok képződnek. A cink mozgékonysága a talajban csekély, a mozgékonyság a savanyúság fokozódásával növekszik. A talajba került cink a növények számára az egyik legkönnyebben felvehető nehézfém (és egyben esszenciális mikroelem), tehát könnyen bekerülhet a táplálékláncba. A cink a növények számára nélkülözhetetlen mikroelem. Jelentős enzimalkotórész és enzimaktivátor. Aktívan részt vesz a fehérjeanyagcserében és a növények növekedésszabályozásában. Nagy mennyiségű szénsavas meszet tartalmazó, illetve a nagy adagú foszfáttrágyázásban részesített talajok gyakran Zn hiányosak. A cinkhiány ebben az esetben szigorúan a növények számára felvehető cink hiányára értendő. A cink eloszlástérképén a nyugati part nagy karbonáttartalmú, vagy az északi part nagy foszfáttartalmú helyein egyaránt megjelennek a nagy cink-tartalmú foltok. A növények a cinket cink(ii)-ion, illetve kelát formában veszik fel a talajból. A cinkhiány a kezdeti tünetek megjelenésekor (érközi klorózis, rügyfehéredésnek ) még orvosolható, azonban gyakorlati szempontból legnagyobb jelentősége a talajvizsgálatokon alapuló megelőzésnek van. A cink pótlása talaj- és levéltrágyázással történhet. A talajon keresztül végzett cinkpótlás általános adagjai 3-10 kg/ha nagyságúak, azonban indokolt esetben kg/ha Zn hatóanyag-mennyiség talajba dolgozása is célravezető lehet. Az alkalmazható trágyaanyagok spektruma a szervetlen cink-sóktól a különböző komplex vegyületekig széles skálán mozog. A talajban a réz és a cink hasonló viselkedését mutatja, hogy az eloszlástérképeken ugyanott jelennek meg a foltok. A cink legnagyobb mennyiségben az északi parton jelenik meg egy foltban (6,4 mg/kg <) (25. ábra d)., 63. sz. melléklet). Ezen kívül nagyobb koncentrációban a nyugati part teljes hosszában és a dél-keleti sarokban kimutatható (4,4-5,4 mg/kg). A cink nagyobb koncentrációjú foltjai egyértelműen a szántott területek mellett jelennek meg, antropogén eredetűek lehetnek. A foltok elhelyezkedése azt sejteti, hogy jócskán belenyúlnak a tó vízzel borított területeire is. Paramétertérképe leginkább talán a réz és mangán eloszlástérképekkel mutat hasonlóságot. A szennyezetlen talajok cinktartalma mg/kg, ennek az értéktartománynak ezen a területen mért koncentrációk jóval alatta maradnak. A legnagyobb Arany-féle kötöttségi szám (51 - agyag) (26. ábra a)., 64. sz. melléklet) az északi part nyugati felében jelenik meg egy kiterjedtebb 46 feletti (agyagos vályog) folt keleti oldalában, valamint a nyugati part északi harmadában. Az északi part középső szakaszán, a keleti part középső részén és déli területein láthatók homok fizikai féleségre jellemző Arany-féle kötöttségi szám értékek. A keleti part 245

246 középső zónája a régi homokbánya területe. Ezen partszakasz déli sarkára is a homok fizikai féleség jellemző. Itt az agyagosabb mélyebb zónákban is találtak lepelhomok betelepedéseket. Az észak-nyugati sarokban is van egy kisebb kötöttségű homokos, homokos vályog zóna, amely lehetővé teheti a környező művelt területek felöl az anyagok áramlását a tó felé a felszín alatti rétegekben is. A nagyobb agyagtartalom általában nagyobb kation megkötőként/raktározóként is működik, ezért lehet, hogy ezekben a zónákban mind a makro- mind a mikrotápelemek koncentrációja nagyobb. Talaj szemcseméret eloszlástérképein (26. ábra b)-h)., sz. melléklet) látszik, hogy a nagyobb szemcseméret-tartomány (a vizsgált határokon belül) a homokterületeket rajzolja ki. Ezek közül a leglátványosabb a keleti part középső szakaszán a régi homokbánya területe. Érdekes, hogy az Arany-féle kötöttségi szám eloszlástérképe ezt nem tükrözi ennyire jól, mert erre a területre a nagyobb feletti homokos vályog értékek a jellemzők. Ezt az első ránézésre furcsa dolgot valószínűleg az indokolja, hogy a talajok A-szintjeiből történtek csak a vizsgálatok, ahol a mikrobiológiai aktivitás és a kilúgozódás miatt nagyobb a mállottság foka. Az Aranyféle fizikai féleség meghatározás eredményét, mivel a mezőgazdaság számára kidolgozott egyszerű módszer, nemcsak a talajok valós fizikai féleségre, hanem a szerves anyag mennyisége, az agyagfrakción belül a szmektitek aránya és számos olyan más tényező is befolyásolja, ami a szemcseméret meghatározásnál nem megül fel (például a szerves anyagokat a szerves-ásványi asszociátumok megszüntetésére hidrogén peroxiddal kezelik, vagy nátrium pirofoszfáttal elbontják). Ezen különbségekből kifolyólag a kétféle fizikai féleség nem mutatja, nem mutathatja ugyanazt az eloszlást. A 250 µm feletti tartomány a homokbánya területén kívül még a nyugati part északi harmadára is jellemző. Itt a humuszos homok talajú szántókról a széllel érkező homok lehet ami az eloszlástérképen megjelenik. A szikesekre jellemző nyári felszíni repedezettséget nem fordult elő a területen, valószínűleg mert a befújt homok szilikát szemcséi "hígítják", fellazítják az agyagot és a finom agyag frakció nem tudja a jellegzetes felszínformát kialakítani. A 2µm alatti agyagfrakció a csatorna belépő szakaszának nyugati oldalán az északi part keleti felén és a keleti part északi harmadában egy-egy foltban jelenik meg. Ugyanezen pontok az 5-2 µm-es szemcseméret tartományt ábrázoló ábrán is megjelenik kiterjedtebb foltokban. Ezek a foltok az északi parton és a keleti part északi harmadában a kotrások után ledeponált finomabb üledék helyeit jelöli ki (foró). A nyugati part középső és déli szakaszán 246

247 szintén a földmunkák helyei és a vályogverő gödrök helyei rajzolódnak ki. A csatorna belépési pontjától délre látható zóna nagyobb finomfrakció arányának nem találtuk okát. A szemcseméret eloszlások összhangban vannak a kationok eloszlástérképeivel. A szemcseösszetétel (textúra) szerint a talajokat különböző textúracsoportokba (kevésbé szabatosan: ún. fizikai talajféleség-kategóriákba) lehet besorolni. Az értékelés a három fő szemcsefrakció (a homok, az iszap és az agyag) százalékos arányából és tulajdonságaiból kiindulva történik. Ha a finom szemcsék vannak túlsúlyban (s ezek között is az agyagfrakció dominál) a talajt agyagtextúrájúnak, ha az agyag- és iszaptartalom valamivel kisebb, akkor vályog-, ha pedig a homokfrakció hatása jut előtérbe, akkor homoktextúrájúnak (röviden: agyag-, vályog-, illetve homoktalajnak) nevezzük. A csoportosítást tovább lehet finomítani, ha az uralkodó szemcsefrakciók mellett az alaptulajdonságokat módosító más szemcsecsoportok hatását is kifejezésre juttatjuk (például agyagos vályog, homokos vályog stb.). A számszerű adatok értékelését, a textúracsoportok pontosabb elhatárolását megfelelő diagramok teszik lehetővé. Ezek nagy része csak egy-egy országban s csak az adott országban elfogadott nemzeti szemcsecsoport-beosztás esetén alkalmazható. A legszélesebb körben ismert és elfogadott az USA Talajtani Szolgálata (USDA) által kidolgozott textúraminősítés (70. ábra). A talaj mintavételi pontokból a genetikai A-szintnek megfelelő rétegből származó minták szemcseméret meghatározásának eredményeit a 70. ábrán látható terner rendszerben ábrázoltuk. Mint az az ábráról is leolvasható a homoknak a 0,05-2 mm-ig terjedő szemcsefrakció, az iszapnak a 0,002-0,05 mm-ig terjedő szemcsefrakció, míg az agyag frakciónak a 0,002 mm alatti szemcsefrakció felel meg. A mintavételi pontok közül a 27/e. vályogos homok, a 3., 5., 12., 13., 19., 24. és 25. homokos vályog, a 21. számú minta pedig az iszap szemcseösszetételének felel meg. Az összes többi minta az iszapos vályog csoportba tartozik. A 21. minta az egyetlen, amely a az iszap kategóriába tartozik. Ennek oka valószínűleg az, hogy a felszínhez közel egy mészkőpad van a szelvényben, amely a felülről érkező vizet nem engedi elszivárogni és a felette elhelyezkedő rétegek anyagát szétiszapolja, azaz a finomabb frakciók a felszínen, míg a durvábbak a mélyebb zónákban rétegződnek. A 27/e. minta a feltárt 27. számú minta legmélyebb rétegét jelöli, amely a legnagyobb homok aránnyal jellemezhető. A homokos vályog csoportba sorolható minták elhelyezkedése a homokterületeket rajzolja ki. Mivel egy szelvény kivételével csak a talajok A-szintjéből készültek szemcseméret vizsgálatok, a homoktalajok homokos vályog textúra besorolását az indokolja, hogy 247

248 70. ábra Nagyszéksós-tó területéről begyűjtött talajminták szemcseméret eloszlása 248 ebben a szintben a legnagyobb a mikrobiológiai aktivitás, a kilúgozódás és itt a legnagyobb fokú a mállottság. IV A talaj- és vízkémiai adatok együttes kiértékelése A talaj és vízkémiai paraméterek eloszlástérképei kiválóan kiegészítik egymást ( ábra, mellékletek). A talaj és vízkémiai adatok közül elsőként a ph-t vizsgáltuk meg. A víz ph értékeinek eloszlását mind a vizes, mind a kálium-kloridos talaj ph-val összevetettük (71. ábra a)., b); melléklet). A déli régióban a szikes területek talajainak mindkét ph típusának eloszlása összesimul a víz nagyobb ph értékű lúgosabb foltjával. A kálium-kloridos ph értékek a felszámolt homokbánya környékén a keleti part északi harmadában jobban összhangban vannak a víz eloszlástérképével. Ennek oka valószínűleg az lehet, hogy a kálium-klorid a homoktalajok szemcséinek felületéről lúgosító hatású ionokat szorított le az oldatfázisba. Ez a tendencia a teljes keleti part homoktalajaira igaz. Az északi parton a vizes ph esetében jelenik meg hasonló tendencia, de itt a különbség a kétféle ph érték között mindössze 0,2 egység. A talaj és a víz között átlagosan 0,8-1 ph egység különbség van a vizsgált területen. Meg

249 kell jegyezni, hogy egyrészt az ábrán feltüntetett értékek a talaj A-szintjéből mért (0 70 cm-es réteg) átlagértékek, másrészt pedig a talajok ph értékét 1:2,5 talaj: víz arányú szuszpenzióban 16 órás állás után mértük, ami kedvezett a talaj lúgosságát nagyrészt előidéző vegyületek hidrolízisének, és emiatt a ph érték növekedésének. Ezzel együtt is a víz ph értéke jelentősen felülmúlta a talaj ph értékét (71. ábra a)., b); melléklet). Az északi part keleti felében látható nagyobb koncentrációjú talajfolt szépen összesimul a vízben mért ph eloszlással. A többi partszakaszon a talajoknál a vízparttól távolabb eső pontokban tapasztaltunk változásokat, amelyeket a talaj fejezetben kiértékeltünk. A vezetőképesség esetében (71. ábra c)., 158. melléklet) az északi part nyugati felében a csatorna belépő szakasza mellett látható foltok egyértelműen igazolják, hogy a tanya és a hozzátartozó művelt területek felől áramlik egy nagyobb oldott anyag tartalmú talajoldat a tó felé. Ezt tovább erősíti, hogy itt magasabb a part, tehát a felszíni bemosódásra is lehetőség van. Az északi parton a talaj vezetőképességében megjelenő 1250 µs feletti vezetőképességű folt egy tanya mellett található. Az északi part közepén látható kisebb vezetőképességű talajfolt ( µs) nem áll összhangban a vízben megjelenő nagyobb vezetőképességű ( µs) folttal. Ennek oka valószínűleg az, hogy itt a part alacsonyabb és a tó felé a partról nem érkezik többlet só mennyiség, és a part ezen szakaszán nincsen szántóföldi művelésbe vont terület. A vízben megjelenő nagyobb sótartalom a szikesekre jellemző só kiválásoknak köszönhető, amelyek a csapadékosabb időszak beköszöntével visszaoldódnak. A keleti part északi harmadában egy kisebb vezetőképességű terület különíthető el. Ez az a terület, ahová a tó kotrásakor az iszapos anyagot kitúrták. Ennek következményeként a felszín közeli nagyobb sótartalmú talaj és üledék rétegek a partra kerültek. Ezzel párhuzamosan a nagyobb adszorpciós felülettel bíró agyagásványok - amelyek még nem voltak telítve - a vízből megkötötték a kationokat. Ezen partszakasz és a keleti part középső szakasza között a vezetőképesség különbsége két nagyságrendet ölel fel. A középső és a déli partszakaszon a part magassága nagyjából megegyezik, itt a víz sótartalma körülbelül a duplája a talaj sótartalmának. Mivel a mintázás a talaj felső A-szintjéből, a kilúgozási szintből történt, a kisebb sótartalom arra utalhat, hogy a csapadék ebből a szintből és a felszínről a sókat a mélyebb rétegekbe mossa, illetve a felszínen a tó vize felé szállítja. Hasonló okokra vezethető vissza, hogy a dél-keleti sarokpontban a víz nagyobb (~3100 µs/cm) vezetőképességével szemben a talaj 249

250 vezetőképessége mindössze ~ µs/cm. A nyugati part északi részén található a vizsgált terület legmagasabb pontja. Az északi parthoz hasonlóan valószínűleg a magasabb fekvésű területekről mind a természetes, mind az antropogén eredetű oldott anyagok, sók a tó felé áramlanak ábra Nagyszéksós-tó talaj- és vízmintáinak együttes eloszlástérképei ph (a),(b) és vezetőképesség (c) A mezőgazdaságilag művelt területekhez képest a nagyobb vezetőképességű foltok egy kicsit dél-keleti irányban helyezkednek el a terület lefolyási viszonyainak megfelelően.

251 A nyugati part teljes hosszában szépen összesimul a talajban és a vízben mért vezetőképesség eloszlása. Ezt a partszakaszt vizsgálva úgy tűnik, hogy a nagyobb sótartalmú területek a vízfelszínhez közelebbi partszakaszon jelennek meg. Ennek egyik oka lehet a fentebb vázolt magasabb térszínről történő felszíni vagy felszín alatti beszivárgás, illetve egy másik magyarázat az lehet, hogy nagyobb vízállás esetén ezek a területek is a szikes tó hullámteréhez tartoznak, azaz a tapasztalt nagyobb sótartalom a tó vizének bepárlódását követő só kiválásból maradt vissza. A nyugati part középső harmadában megjelenő nagy koncentrációjú folt, amelynek egy része a vízben, másik része a talaj felszínén rajzolódik ki a partszakasz legmélyebb pontja, egy kisebb lapályt jelöl ki (78. ábra, 176. melléklet). Itt ugyancsak a magasabb területekről befolyó sós vizek "csapdázódhatnak", illetve ez az a partszakasz, ahol a felszíntől számított cm-ben megjelennek a vasas mészkőpadok, azaz a mélybe szivárgás is gátolt. A víz és a talaj foszfát-tartalma két nagyságrend különbséget mutat (72. ábra a)., 159. melléklet). Míg a vízben a foszfát-tartalom alig haladja meg a 3 mg/l koncentrációt, addig a talajban a foszfát jelenléte néhol meghaladja a 220 mg/kg értékeket is. A nagy különbségek egyik oka az lehet, hogy a vízi élőlények a vízben megjelenő foszfátot igen gyorsan felhasználják. Az északi parton kirajzolódó mintázat alapján azt láthatjuk, hogy a foszfát esetében is az egyik meghatározó tényező a tó partjával szomszédosan elterülő művelt terület intenzív tápanyag utánpótlása. A legnagyobb koncentrációjú foltok ezen a területen rajzolódnak ki. A másik meghatározó tényező a térszín lejtése a vizsgált területen. Mint a vezetőképesség eredmények elemzésénél azt már leírtuk, ezen a partszakaszon a talajoldat felszín alatti szivárgásával és a felszíni lefolyással egyaránt áramolhatnak oldott anyagok a tó vize felé. A vízben is itt mérték a legnagyobb foszfát mennyiséget, de valószínűleg a vízben mért mennyiséghez hozzájárul az is, hogy itt található a bivalyok egyik kedvelt delelőhelye is. A nyugati part teljes hosszába szintén antropogén eredetű foszfát többletet feltételezünk, mivel az itt található homoktalajokból a kijuttatott szerves és/vagy műtrágya oldható elemei könnyen kimosódnak. A nyugati part középső szakaszán kirajzolódó mélyebben fekvő terület a vezetőképesség, a foszfát-, a szulfát-, a klorid- és a nátrium-tartalom eloszlástérképén is egyaránt kirajzolódik. Itt valószínűleg a kisebb mélyedésben a talajoldattal és a felszíni vizekben oldva ide szállított anyagok "csapdázódnak". Ehhez hozzájárul, hogy ~ cm mélységben megjelennek a vasas mészkőpadok, amelyek meggátolják az oldat mélyebb rétegekbe szivárgását és a part többi területén az oldatokat a mélyebb térszínen elhelyezkedő tó vize felé vezetik. A 251

252 keleti parton kirajzolódó nagyobb koncentrációjú foltok ott jelennek csak meg, ahol a tanyák vagy a művelt területek a tó mellett vannak, vagy egészen a partjáig nyúlnak. Érdekesség, hogy ezen a partszakaszon a vízben a foszfát koncentráció kimutatási határ alatt van. Az eddigi eredmények alapján valószínűsíthetjük, hogy a bivalyok jelenléte eddig még nem befolyásolta komolyabb mértékben a tó területén a foszfát-tartalmat. A vizsgált terület vízének és a talajának szulfát-tartalma úgy tűnik nem külső (antropogén) eredetű (72. b) ábra, 160. melléklet), a nagyobb koncentrációjú foltok a víz felszínéhez közel jelennek meg, koncentrációjuk összemérhető, azonos nagyságrendbe esik. Az északi part keleti felében és a nyugati part déli harmadában látható nagyobb szulfát-koncentrációjú foltok azokon a helyeken jelennek meg, ahol mészkőpadok, vagy tömörödött rétegek jelennek meg a felső 50 cm-ben. Ezekre a rétegekre jellemző, hogy a meszes szint alatt gipsz halmozódhat fel. A nagyobb szulfáttartalmú területek a szikes talajokra jellemzőek, amíg a kis szulfát-tartalmú területek a homoktalajokat, vagy a homokrétege(ke)t tartalmazó talajokat jelzik. A szulfát eloszlástérkép a magnézium-ion eloszlástérképével van összhangban, tehát ezeken a területen felmerül a keserűsó vagy kiserit (magnézium-szulfát) műtrágya használata. Ez a keleti part középső szakaszán található tanya vonalában megjelenő nagyobb koncentrációjú folt esetében is eről lehet szó. A klorid-tartalom mintázata a szulfáthoz hasonló (72. ábra c)., 161. melléklet), a klorid-koncentráció eloszlásának mintázata a vízben és a talajban szépen összesimul és a koncentrációk nagyságrendileg megegyeznek. A klorid, mint könnyen kimosódó anion a nyílt vízfelülethez közeli régiókban jelenik meg, tehát a tó vizének bepárlódásával nő meg a koncentrációja és feltehetően nem antropogén eredetű. A magasabb partok felöl felszínen és felszín alatt egyaránt a laposabb, alacsonyabb területek felé áramlik, és itt felhalmozódik. Ez három jellegzetes területet rajzol ki a nyugati part középső és északi harmadában, valamint az északi part nyugati felében. A negyedik folt az északi part keleti felében látható és feltehetően itt is az alacsonyabb fekvésű területre bemosódó és ott bepárlódó sók klorid-tartalmát mérték ki. A talajok esetében megjelenő foltok egyértelműen a vízpart hullámterének mintázatát követik. A nátrium-tartalom eloszlástérképének mintázata (73. ábra a)., 162. melléklet) a nyugati parton a klorid és a szulfát eloszlástérképekhez hasonló. A nagyobb értékek csak a nyugati parton jelennek meg, a szediment térképeken látható (78. ábra, 176. melléklet) mélyebb fekvésű zónákban, ahová feltehetőleg felszíni és felszín alatti 252

253 vizekkel történő bemosódás útján kerülnek, illetve feltételezhető egy feláramlási zóna jelenléte is a tó ezen területén. A talajnak és a tó vizének nátrium-tartalma nagyságrendileg ugyanabban a tartományban mozog ábra Nagyszéksós-tó talaj- és vízmintáinak együttes eloszlástérképei foszfát- (a), szulfát- (b) és kloridionok (c) A kálium, mint könnyen kimosódó makrotápelem a többi vizsgált elemhez hasonlóan a magasabb partok felől áramlik az alacsonyabb fekvésű területek felé (73.

254 ábra b)., 163. melléklet), egyértelműen kimutatható a művelt területek felöl jövő kálium beáramlás ábra Nagyszéksós-tó talaj- és vízmintáinak együttes eloszlástérképei nátrium- (a), kálium- (b) és magnézium-ionok (c) Ez a tendencia a legerőteljesebben a vizsgált terület dél-keleti sarokpontjában jelenik. Ezen kívül az északi parton, a nyugati part északi részén látható hasonló eredetű koncentrációnövekedés. A kálium és a magnézium esetében nem jelenik meg a nyugati part középső harmadában az a folt, ahol a többi elemnél csapdázódást és a feláramlási

255 zóna jelenlétét állapítottuk meg. A vízben és a talajban mért kálium-koncentráció eloszlása ezen elem esetében is szépen összesimul, a mért adatok jól kiegészítik egymást. Az észak-nyugati csücsökben látható nagyobb kálium-koncentrációjú foltok valószínűleg az északi és a nyugati oldalon található (78. ábra, 176. melléklet) magasabb térszínt összekötő alacsonyabb fekvésű nyeregponton a tó területére érkező nagyobb kálium-tartalmú oldatok beáramlási zónáját jelölik. A magnézium mikrotápelem, a talajban és a vízben mérhető koncentrációja három nagyságrendet ölel fel (73. ábra c)., 164. melléklet). A két közegben mért magnézium koncentráció eloszlás mintázata itt is összhangban van. A legnagyobb koncentrációjú foltok az északi part nyugati felében és a nyugati part északi harmadában jelennek meg. A nyugati parton a magnézium koncentráció többszöröse a keleti parténak. Ezek a mintázatok arra utalnak, hogy a nyugati part magasabb fekvésű művelt területei felöl áramlik be a magnézium a talajoldattal. A keleti parton a tanyák és az észak-keleti sarokpontban a láptalaj vonalában jelennek meg nagyobb magnézium koncentrációjú foltok. A kicserélhető magnézium a felvehető magnézium legjelentősebb forrása a talajban. A magnézium a kalciumhoz hasonlóan viselkedik a talajoldatban és a talajkolloidokon adszorbeálva, tehát a magnézium nagy része valószínűleg a talaj agyagásványaihoz kötötten adszorbeált formában van jelen. A vízben mért kalcium-koncentráció eloszlástérképe (17. c). ábra, 28. melléklet), valamint a talajban mért karbonát-koncentráció eloszlástérképe nem összevethető a mérési módszerek különbségei miatt. A talaj karbonát-tartalmánál izzításos technikával meghatározott eredmények a jelenlévő összes karbonát formát (nátrium.karbonát, nátrium-hidrogén-karbonát, magnézium-karbonát, kalcium-karbonát) kalciumkarbonátra vonatkoztatva adják meg, tehát a jelenlévő karbonát mennyisége nem arányos a talajban található kalcium mennyiségével, így a talaj és víz kalciumtartalmának összehasonlítása nem lenne korrekt. 255 IV Nagyszéksós-tó szedimentológiai vizsgálatainak kiértékelése A mórahalmi Nagyszéksós-tó területén 38 mintavételi ponton (29 talaj- és 9 szediment) tártak fel szelvényeket talajtani és üledékföldtani vizsgálatokhoz. Ebben a fejezetben terepi- és laboratóriumi talajfizikai vizsgálatok eredményeit foglaljuk össze és értékeljük ki. Az elemzésének megértéséhez elengedhetetlen a területen azonosított

256 talajok osztályainak ismerete, amelyeket a következő fejezetekben Stefanovits és munkatársai (1999) Talajtan c. könyve alapján ismertetünk. IV A területen előforduló talajtípusok jellemzése IV Váztalajok A váztalajok főtípusába azok a talajok tartoznak, amelyek képződésében a biológiai folyamatok feltételei csak kismértékben vagy rövid ideig adottak, ezért a biológiai folyamat hatása korlátozott. Ez a korlátozás lehet a talajképző kőzet tulajdonságainak következménye, vagy származhat a felszín állandó, gyors változásából. Mindezek következményeként a talajképződés folyamatának lezajlásához nem áll rendelkezésre elegendő idő. A felszín változásának oka lehet a folytonos és erőteljes vízerózió, valamint a defláció. A váztalajokban lejátszódó folyamatokat a következőkben röviden jellemezzük. Humuszosodás: A humuszosodás a felszínen megtelepült növény-, majd állatvilág által termelt és átalakított szerves anyag kapcsolata a többé-kevésbé átalakult kőzetrészekkel, illetve ásványi talajalkotókkal. Előfeltételei a növénytakaró, amely a szerves anyagot termeli, a mikroorganizmusok és az állatvilág, amelyek azt átalakítják, és a talajba keverik. Következménye a sötét színű, szerves anyagban gazdag, ásványi részeket is tartalmazó réteg, melynek vastagsága és tulajdonságai a humuszosodás feltételeitől függenek. A talajképződés termékeinek elszállítása: Víz és szél egyaránt lehet szállító. Előfeltételei a meredek lejtő és a kis talajellenállás a vízerózióval szemben, illetve a laza vagy a könnyű talajszemcsék a defláció esetében. Következménye, hogy a talajképződés hatására átalakult kőzetrészek elmozdulnak képződésük helyéről, míg ott ismételten a változatlan kőzet kerül a felszínre. A talajszemcsék állandó mozgása: Elsősorban a szél hatására következik be. Előfeltétele: száraz talajfelszín, homokszemcsék, amelyek mérete eléggé kicsi ahhoz, hogy a szél elmozdítsa, és olyan erős szél, amely a homokszemcséket felragadja vagy görgeti. Következménye a homokmozgás, vagyis a futóhomok, amelyben a homokszemcsék állandóan változtatják egymáshoz viszonyított helyzetüket. Ennek következményeként az esetleg fellépő humuszosodás hatása sem jut érvényre, mert a humuszos részekhez mindig újabb, nem humuszos talajrészek keverednek és még így sem maradnak képződésük helyén. A kőzet mállással szembeni ellenállása: Olyan esetben jut érvényre, amikor a talaj- 256

257 képző kőzet tömör és még viszonylag kis erózió esetében is kevés az idő ahhoz, hogy a talajképző folyamat a kőzetet átalakítsa. Előfeltétele a mállásnak ellenálló, tömör kőzet. Következménye a sziklás felszín, melyen a talajképződésnek csak gyenge, kezdeti nyomai észlelhetők. A váztalajok tulajdonságait igen nagy mértékben a talajképző kőzet sajátosságai szabják meg. IV Humuszos homoktalajok Ide soroljuk azokat a talajokat, amelyekben a humuszos szint morfológiailag megfigyelhető, de a talajképző folyamatoknak egyéb jele nem mutatkozik. Általában a humusztartalom 1%-nál nem kevesebb, a humuszréteg vastagsága pedig 40 cm-nél nem nagyobb. A humuszos homoktalajok termékenysége jobb a futóhomokénál. Nagyobb a víztartó, ugyanakkor jó a vízáteresztő képességük. Nehezebben száradnak ki, így kevésbé vannak kitéve a szél pusztító hatásának. Tápanyag-szolgáltató képességük gyenge. Altípusaik: A karbonáttartalom alapján különválasztjuk a karbonátos és a nem karbonátos szelvényeket. A harmadik altípus a kétrétegű homok, amelynek szelvényében a felszínen lévő humuszos szinten kívül a homokréteg alatt iszapos, löszös vagy humuszos talajszínt található, legfeljebb 2 m mélységben. Változataik: Ugyanúgy határolhatjuk el, mint a jellegtelen homokokat, de a humuszréteg vastagsága alapján még további két változatot is elkülöníthetünk: a sekély humusz- rétegű (0-20 cm-es) és a közepes humuszrétegű (20-40 cm-es) változatokat. A humuszos homoktalajok futóhomoktól és jellegtelen homoktalajoktól való szabatos elhatárolása meglehetősen nehéz feladat. Számtalan átmenetüket a szelvények morfológiai vizsgálatakor a víz és a szél szeszélyes játékainak nyomait, az eltemetett szintek, az iszapos, agyagos rétegződések számtalan kombinációját találjuk, amelyek a talaj termékenységében, a termőhelyi értékben jutnak kifejezésre. 257 IV Szikes talajok A szikes talajok főtípusába azokat a talajokat soroljuk, amelyek kialakulásában és tulajdonságaiban a vízben oldható sók döntő szerepet játszanak. Elsősorban a nátriumsók szerepe nagy a talaj tulajdonságainak alakításában. Ezek részben a talajoldatban oldott állapotban, részben pedig a szilárd fázisban, kristályos sók alakjában vannak jelen, vagy a nátrium ionos formában a kolloidok felületén adszorbeálva található. A nátrium e három formájának mennyisége, minősége és aránya

258 szabja meg a szikes folyamatok jellegét és a szikes talaj tulajdonságait. A szikesség mértékének növekedésével párhuzamosan csökken a talajok termékenysége, mert romlanak a fizikai és kémiai tulajdonságok és a növények termesztésének feltételei. A szikes talajok főtípusába tartozó típusokat a bennük lejátszódó folyamatok alapján különböztetjük meg. A továbbiakban röviden jellemezzük az egyes folyamatokat. Humuszosodás: A szerves anyag felhalmozódásának jellegzetes formáját ölti, mert a szikes talajokban a nátriumion hatására a szerves anyag mozgékonnyá válhat. Annak következményeként a humuszos szint elfolyósodó anyaga a mélyebb rétegek felé tartó repedések mentén lehatol, a vízállásokban pedig a kolloidoldatot képező nátriumhumát barnára festi a vizet. Kedvezőbb feltételek csak sztyeppesedő réti szolonyecen vannak, amelyben a humuszanyagok ismét nagyrészt kalciumhoz kötöttek, és a jó levegőzöttség hatására oxidált formájúak. Előfeltétele a szervesanyag-felhalmozódás, de szikes padkafenéken, ahol a növényzet igen gyér, ez a feltétel gyakran hiányzik. A humuszosodás következménye a szikesek feltalajának viszonylag kedvezőbb fizikai állapota, de ha a nátriumsók a felszínen is megtalálhatók, ez a hatás elmarad. Kilúgozás: A szikes talajokban csak kismértékű, mert a szárazságra hajló éghajlat alatt nagyobb a párolgás, mint a talajra jutó csapadék, de csökkenti a talajba jutó csapadék mennyiségét a szikesek rossz vízgazdálkodása is. Ezek ugyanis nedvesen elfolyósodók, így előfordulhat, hogy a talaj felső néhány centiméteres rétege nedves, sáros, alatta pedig porszáraz rétegek találhatók. Egyes szikesekben, különösen a réti szolonyecekben mégis szerephez jut a kilúgozás, és ilyenkor a talaj felső rétegei nem tartalmaznak szénsavas meszet, ezért semlegesek vagy gyengén savanyúak. Ugyancsak a szolonyeceken jelentkezik a kilúgozás következményeként az agyagbemosódás is, itt azonban nem savas környezetben, mint az erdőtalajokon, hanem semleges vagy lúgos kémhatás mellett. Az agyag felső szintekből a felhalmozódási szintbe történő vándorlását jól mutatják az utóbbi szerkezeti elemeinek felületén látható sötét színű kolloidhártyák. Sötét színüket az idézi elő, hogy az ásványi kolloidokkal együtt vándorol a nátriumhumát alakjában peptizált humuszanyag is. Az agyagbemosódás hatásának tulajdonítható a kilúgozási és a felhalmozódási szintek elkülönülése, valamint az agyagtartalmukban fennálló különbség (textúradifferenciálódás). Az agyagbemosódás szélsőséges formájának kísérőjelensége a szologyosodás. Ez a felső szintekben található fehéres porról ismerhető fel; a talaj vázrészei és a kolloidok szinte teljes különválását jelenti. A fehér, porszerű anyag a durva por nagyságú kovasav- szemcsék viszonylagos 258

259 felhalmozódásának terméke. A kilúgozás tehát a szikesekben nem hatol mélyre, de hatása a felszínhez közeli rétegekben is jelentős lehet. A kilúgozott rétegek vastagsága a talajjavítás szempontjából lényeges. Sófalhalmozódás: Általában két okra vezethető vissza: a száraz éghajlatra és a közeli talajvízszintre. Száraz éghajlat alatt, vagyis a félsivatagi és sivatagi övezetben, az évente lehulló csapadék nem elegendő ahhoz, hogy a mállás folyamán keletkező sókat a mélyebb rétegekbe mossa. Ezek csak a felszíni és a felszínhez közeli rétegek között vándorolnak lefelé vagy fölfelé aszerint, hogy nedvesebb vagy szárazabb az időjárás. Ugyanez az ok vezet a sók szelvényen belüli megoszlásához is. Hazánkban és általában a mérsékelt égövben azonban nem ez a sófelhalmozódás alapvető oka, hanem a talajvíz közelsége és sótartalma. A párologtató vízgazdálkodási típus következményeként a talajszelvény sókészlete a talajvíz sótartalmából is utánpótlást nyer, mert az erőteljes párolgás és a növények párologtatása a gyökérzónába eső kapilláris övből nedvességet von el. Ennek hatására újabb vízáramlás indul meg a talajvíz felől, melynek sorsa hasonló az előzőéhez, vagyis betöményedik. A fölfelé áramló talajnedvesség víztartalma tehát a légkörbe távozik, a vízben oldott sók pedig a talajban maradnak. A kevésbé oldódó kalcium- és magnéziumsók egy része kicsapódik, így megnő a talajoldat nátriumtöménysége. Mivel a párolgás és a csapadék viszonya évszakonként változó, a talaj különböző rétegeiben található sók is időszakosan változnak, vagyis a talajnak ún. sódinamikája van. Nagyobb időszakokra, egy vagy több évre vonatkozóan elkészíthetjük a talaj sómérlegét, ami megmutatja, hogy a sók mennyisége csökkent vagy gyarapodott az adott időszakban. A sódinamika egyben megszabja a talajszelvény sóprofilját is, vagyis azt, hogy az egyes talajszintekben mennyi és milyen só halmozódik fel. A sófelhalmozódás maximuma szerint általában két típust különböztetünk meg. Az egyik, amikor a felhalmozódás maximuma a feltalajban van, ez a szolocsák típusú sófelhalmozódás, a másik, amikor a legnagyobb sótartalom a mélyebben fekvő agyagfelhalmozódási szintben található; ez a szolonyec típusú sófelhalmozódás. A sófelhalmozódás jellege: Nem minden szikes talajban egyforma. A felhalmozódott sókat a kationok és az anionok minősége és aránya alapján különböztetjük meg. Így lehetnek kalcium-, magnézium- vagy nátriumsók, illetve ezen belül kloridok, szulfátok vagy karbonátok. A fizikai és a kémiai hatásokat tekintve ezek közül a nátriumos és a karbonátos sófelhalmozódás a legkárosabb. A vízben oldható sók kationjai nem egyformán hatnak a talaj tulajdonságaira, ezért fontos ismernünk a sófelhalmozódás 259

260 jellegét; először a kationok megoszlása alapján, amit a kationok egymáshoz viszonyított arányával fejezhetünk ki. Az egyes anionok sem egyformán rontják a talaj tulajdonságait, ezért uralmukról nem abszolút többségük esetében beszélünk, hanem akkor, ha a sófelhalmozódás jellege - karbonátos, ha a CO 2-3 az anionok összegének több mint 20%-a - karbonát-szulfátos, ha a karbonátok mellett több mint 50% SO 2-4 található - karbonátos-kloridos, ha a karbonát mellett több mint 30% Cl - található - karbonát-szulfátos-kloridos, ha az előbb említett anionok mennyisége %-a az anionok összegének a vizes kivonatban. A különböző kationok és anionok maximuma kisebb-nagyobb eltolódást mutathat az összes vízben oldható só eloszlásával szemben, tehát a nátriumsók - elsősorban a karbonátok - maximuma magasabban található a talajszelvényben, mint a nehezebben oldható magnézium- és kalciumsóké, vagy az anionok közt a kloridoké és a szulfátoké. Ez a vízben való oldhatóságuk következménye. A vízben oldható sók mennyisége szerint a sófelhalmozódás lehet: - < 0,05% - nyomok, amelyre a termesztett növények még nem érzékenyek, - 0,05-0,15% - gyengén szoloncsákos, amelyben sóérzékeny növények nem termeszthetők, - 0,15-0,40% - szoloncsákos, melyben csak kevés sótűrő növény él meg, - > 0,40 % - erősen szoloncsákos, melyben kultúrnövények nem termeszthetők A sófelhalmozódás hatására megváltozik az adszorbeált kationok összetétele is. Ha a vízben oldható sók közt megnő a nátrium viszonylagos mennyisége, akkor a kicserélhető' kationok között is nagyobb arányban foglal helyet a kolloidok felületén. Már kevés kicserélhető nátriumion is nagyon lerontja a talaj fizikai sajátságait, ezért a szikesedésnek a következő fokozatait különböztetjük meg: A kicserélhető nátrium mennyisége (ha nincs a talajban a vízben oldható sók közt nátrium), [S%: bázistelítettség]: - < 5 S% - nem szikes, S% - gyengén szolonyeces, S% - erősen szolonyeces, - > 25 S% - erősen szolonyec. A sófelhalmozódás és általában a szikesedés előfeltétele a hidromorf talajképződés, a sókban gazdag talajképző kőzet és esetenként a sok sót tartalmazó, nem túl mélyen fekvő talajvíz. Keletkezéséhez a nyári hosszan tartó szárazság is szükséges, mely a talaj- 260

261 oldatok elpárolgását idézi elő. Következménye a lúgos kémhatás, valamint a rossz vízgazdálkodás. Az oszlopos szint kialakulás: A szikesedés következménye és egyben a szikes tulajdonságok további alakulásának okozója. Úgy jön létre, hogy az erősen duzzadó és zsugorodó agyagos talajszint a váltakozó száradás és nedvesedés hatására formálódik, hasábokra, majd oszlopokra tagozódik, s ezek állandósulnak a felülről bepergő, kevésbé tapadós, a hasábokat és az oszlopokat egymástól elválasztó talajrészek következtében. Előfeltétele a nátriumionokat adszorbeált agyagos szint váltakozó száradása és nedvesedése. Következménye a rossz vízáteresztő képesség, a levegőtlenség az oszlopok belsejében, hatásaként pedig vasborsók jelennek meg. A növények számára csak a szelvény oszlopos szint feletti talajrétege hasznosítható. Sztyeppesedés: A feltalaj szerkezete az eredetileg szürkésbarna vagy fekete humuszos szint bámulásában és szerkezetének javulásában észlelhető. Előfeltétele, hogy a talajvíz hatása alól mentesüljön - legalábbis a szelvény felső része -, majd a gazdag növénytakaró vagy a szántóföldi művelés hatására a réteg levegőzése és kilúgozása lehetővé váljék. Következménye a feltalaj tulajdonságainak javulása. A leírt folyamatok vezetnek az egyes talajtípusok képződéséhez. 261 IV Szoloncsák talajok Azokat a szelvényeket soroljuk ide, amelyeknek felső szintjeire a vízben oldható nátriumsók felhalmozódása a jellemző. Szelvényfelépítésük nem mutat erős tagolódást, a nátriummal telített kolloidok hatására fizikai tulajdonságaik kedvezőtlenek; kémhatásuk pedig erősen lúgos. A talajszelvény egyhangú, nehéz benne szinteket elkülöníteni. A hazai szoloncsákokban a rétegződés a legtöbb esetben az alapkőzet különbségének hatására alakul ki. A vízben oldható sók mennyisége legtöbbször már a feltalajban eléri a 0,3-0,5%-ot, és a sófelhalmozódás maximuma is rendszerint a feltalajban vagy a feltalajhoz közel van. A vízben oldható sók nagy része szóda, ritkább esetben konyhasó vagy nátrium- és magnézium-szulfát. Legtöbb esetben már a feltalajban találunk szénsavas meszet, aminek mennyisége a mélységgel rohamosan nő, gyakran eléri a 30-60%-ot. A feltalaj színe szárazon fehér, világosszürke, a mélyebben fekvő rétegeké néhány árnyalattal sötétebb, rozsdás erekkel tarkított. Száraz időszakban a felszínen kivirágzik a só. A feltalajon csak gyenge humuszosodás észlelhető, és a humuszanyagok nagy része nátriumhumát alakjában mozgékony állapotban van. Kémhatása erősen lúgos, ph-érték 9-nél nagyobb. A vízben oldható sók nagy része

262 nátriumsó, ennek következtében a kicserélhető kationok között is a nátrium az uralkodó, a kétféle formájú nátriumion elválasztása azonban igen nehéz. Szerkezete tömött, szárazon repedező, nedvesen elfolyósodó. A repedések mentén gyakran találhatók humuszbemosódások. Az ásványi részben az agyagásványok között illit és klorit mellett kevés szmektit található, az A szintből a szmektit levándorolt. Vízgazdálkodásuk igen kedvezőtlen, nedvesség hatására már a feltalaj is elfolyósodik, megduzzad és nem ereszti át a vizet. Nyári esős időszakban 10 cm mélység alatt már teljesen száraz lehet a talaj. A talajvíz általában 1 m-nél közelebb van a felszínhez, és sok oldott sót tartalmaz. A talaj rossz, szélsőséges vízgazdálkodása csak a sótűrő és az erősen szárazságtűrő növényzet megtelepedésére ad lehetőséget. Gyakran ez a szegényes növénytakaró is hiányos. A szoloncsákok tápanyag-szolgáltató képessége jelentéktelen, mert kevés humuszanyagot tartalmaznak, és tápanyagtőkéjük sem tud kellő mértékben hasznosulni a rossz vízgazdálkodás következményeként. Nagyobb területen a Kiskunságban találhatók. Altípusok: A sók mennyisége és minősége az elkülönítés alapja. Három altípust különböztetünk meg: a karbonátos szoloncsák talajt, amelyben a vízben oldható sók több mint 20%-a karbonát és hidrogénkarbonát; a karbonát-szulfátos szoloncsák talajt, melyben a vízben oldható sók anionjainak legalább 50%-a szulfát; a karbonát-kloridos altípust, melyben a sók 30%-ánál több a klorid a karbonátok mellett. Változatok: A humuszosodás mértéke szerint különítjük el őket. Gyengén humuszosnak nevezzük az 1-2 % szerves anyagot, erősen humuszosnak pedig a 2%-nál több szerves anyagot tartalmazó változatokat. 262 IV Szoloncsák-szolonyec talajok Ide azokat a szikes szelvényeket soroljuk, amelyekben részben észlelhetők a szoloncsák talajokra jellemző tulajdonságok, részben pedig megjelennek szelvényükben a szolonyecesedés, az oszlopos szint kialakulásának jegyei. A vízben oldható sók mennyisége, a sók minősége, a sók eloszlása, ugyanúgy, mint a szénsavasmésztartalom, a szoloncsákéhoz hasonló. Ugyanakkor a szintekre való tagozódás már határozottan felismerhető, mert tömör, gyengén oszlopos, szolonyeces B szintjük is van. Ez az oszlopos szint általában a felszínhez közel helyezkedik el, és egyben a legnagyobb mértékű sófelhalmozódás helye is. Az A szintje 5-10 cm vastag, világosszürke, laza, szerkezet nélküli, gyakran poros. Átmenete a szolonyeces B szint felé éles. A B szint szerkezete tömöttebb, színe sötétebb, szürkésbarna. Gyakran az

263 oszlopos B l szintre és a világosabb, prizmás B 2 szintre oszlik. A mélyebb szintek felé fokozatosan csökken a tömődöttség ugyanúgy, mint a szerkezetesség, és rendszerint homokos altalajba megy át. Kémhatása lúgos vagy erősen lúgos. A mélyebben fekvő rétegek glejfoltosak és rozsdásak, helyenként a repedések mentén humuszbemosódás is észlelhető. A talajvíz általában 1-1,5 m-re van a felszín alatt, és ezért jelentős hatása van a talajszelvény tulajdonságaira és kialakulására. A szelvények vízgazdálkodása rossz, mert részben a vízben oldható nátriumsók, részben a kicserélhető nátrium-tartalom miatt a talajok vízáteresztő képessége igen gyenge. A sok vízoldható sót tartalmazó B szint nehezen ázik át, nedvesen elfolyósodik, és éppen úgy vízzáróvá válik, mint a szoloncsák típusú szikes felszíne. Tápanyag-gazdálkodásuk valamivel kedvezőbb, mert rendszerint az előbbinél több humuszt tartalmaznak. Összefüggő területeket főként a Dunavölgyben képez. Altípusok: Az elkülönítés alapja a sók minősége. A karbonátos altípusban a sók 20%-a karbonát és hidrogén-karbonát, a karbonát-szulfátos altípusban a vizes kivonatban meghatározott anionok legalább 50%-a szulfát, míg a karbonát-kloridos altípusban a vízben oldható sók mintegy 30%-a klorid. Változataik. A humuszosodás mértéke alapján vannak gyengén humuszos (1-2%) és erősen humuszos (2%-nál több szervesanyag-tartalom) szelvények. Ebben a talajtípusban felléphet a szologyosodás. A szologyosodás - a felszínen vagy a feltalajban fehér, nagyrészt kovasavból álló por alakjában jelenik meg - mértékének alapján megkülönböztetünk felszínen szologyos változatokat - a szárazon fehér, poros anyag csak a felső 3 cm-ben észlelhető - és közepesen szologyos változatokat, melyek szelvényében a szologyosodás jelensége 10 cm mélységig hatol. A szoloncsák-szolonyecek területe általában kissé kiemelkedik a szoloncsákok terepszintjéből. Kisebb, szigetszerű foltokban találjuk őket a szoloncsák és az erősen szoloncsákos szikes legelők közé ékelődve. 263 IV Réti szolonyec talajok E típusra az a jellemző, hogy a vízben oldható nátriumsók maximuma a szelvény mélyebb részeire esik. Ennek következményeként a felső talajszintekben csak kevés a vízben oldható só, vagy teljesen hiányzik. Ugyanakkor a kicserélhető kationok között jelentős a nátriumion mennyisége (több mint 15 S%). Jellemző tulajdonságuk a szolonyeces B szint, amely oszlopos szerkezetéről ismerhető fel. A talajvíz ezekre a szelvényekre is hat, mélysége 1,5-3 m között változik, sőt vízrendezéskor ma már 5 m-

264 nél mélyebbre is süllyedhet. Az A szint általában 15 cm-nél vékonyabb, világos szürkésbarna színű, poros vagy lemezes szerkezetű. Kémhatása lehet gyengén savanyú vagy semleges, esetleg gyengén lúgos. Felszínét sokszor fehér por borítja, amely a szologyosodás hatására a kovasav viszonylagos felhalmozódása következtében képződik. 2-3 % humuszt tartalmaz és többnyire karbonát-mentes. A felhalmozódási vagy szolonyeces B szint több agyagot tartalmaz az A szintnél, színe sötétszürke vagy sötét szürkésbarna, szerkezete oszlopos, és ez a szint egyben a nátrium-felhalmozódás helye. Ebben a kicserélhető nátrium értéke 25 S %-nál is nagyobb. Nedvesen a B szint anyaga ragadós, tapadós; alsó felében vöröses-barna vasas foltok és vasborsók láthatók. Az oszlopos szerkezeti elemek felülete fényes, agyaghártyás, törése szurokszerű, szárazon erősen repedező. A B szint alsó felében csökken a humuszszíneződés, a talaj színe barnás, szerkezete pedig hasábos. Ebben a szintben rozsda- és glejfoltok váltják egymást, és szénsavas mész is jelentős mennyiségben található a talaj anyagában egyenletesen elosztva valamint konkréciók formájában. Átmenete a talajképző kőzet felé fokozatos. Határán ágas-bogas mészkiválások vannak, ezek alakja eltér a csernozjom talajok mész-konkréciójától, amely legömbölyödött formájú. Vízoldható sókat tartalmaz. Az ásványi részben a sok illit mellett kevés klorit és szmektit van. Vízgazdálkodása valamivel kedvezőbb az előbb leírt két típusénál, mert a kevés vízben oldható sót tartalmazó szintek vízáteresztő képessége lehetővé teszi a csapadékvíz beszivárgását, ha jelentősen csökkent ütemben is. Tápanyag-gazdálkodása a humusztartalomtól függ. Nitrogénszolgáltató képessége egyes esetekben igen jó lehet, elsősorban akkor, ha hosszabb száraz időszak után nedvesedik át a talaj, mert olykor a humuszanyagok bomlásából származó nitrogén nagy része felvehető a növények számára. Foszforellátottságuk közepes, amit csak a redukciós viszonyok hatására mozgásban levő vas-vegyületek hatására csökkenhet. Káliumellátottságuk jó. A talajtípus, valamint altípusainak és változatainak elterjedése mozaikszerű. Túlnyomórészt a Hortobágyon és a Kőrösök táján fordulnak elő. A különböző mélységekben megjelenő sófelhalmozódás jelentősen befolyásolja a növénytakaró kialakulását. Ezt a képet tarkítja még a szikes talajok jellegzetes eróziós formája, az ún. padkásodás is. Növényzetük zárt, füves növényzet, a szárazság- és a sótűrő fajok jól jellemzik a talaj tulajdonságait. Altípusok: Az elkülönítés alapja a szolonyeces szint. Kérges szolonyecek azok a szelvények, amelyekben az A szint vastagsága nem haladja meg az 5-7 cm-t, közepes szolonyecek azok, amelyekben az A szint vastagabb (8-20 cm), mély szolonyecek, amelyekben a B szint 20 cm-nél mélyebben található. 264

265 Változataik: Elhatárolható a szoloncsákosodás mértéke, a vízben oldható sók minősége szerint, a szologyosodás jelenségének fellépése, a karbonát-eloszlás, valamint a talajjavítás alapján. A szoloncsákosodás mértéke alapján szoloncsákos és nem szolon- csákos változatokat különböztetünk meg a felső 40 cm-es talajszint vízben oldható sótartalma szerint. A határérték 0,1% összes só, de ebbe a gipsz mennyiségét nem számítjuk bele. A vízben oldható sók minősége alapján elkülöníthetünk karbonátos, szulfátos és kloridos változatokat a már közölt határértékek szerint. A szologyos változatok felosztásakor a szologyosodás erőssége szerint erősen és gyengén szologyos változatokat ismerünk, aszerint, hogy a kovasavpor összefüggő réteget képez-e, vagy csak a szerkezeti elemek felületén észlelhető. A szologyosodás helye alapján különböztetünk meg felszínen szologyos és mélyben szologyos változatokat. A karbonát-eloszlás szerint nevezzük el a felszínhez közel (a B szintben) karbonátos, valamint a mélyben (B, C szintben) karbonátos szelvényeket. A talajjavítás alapján választjuk el a meszezett, a sárgaföld-terítéses és a gipszezett változatokat. IV Nagyszéksós-tó talaj- és üledékmintáinak együttes értékelése a terepi leírások alapján Az 74. ábrán (165. melléklet) foglaltuk össze a terepi leírások alapján a szediment térképek elkészítéséhez szükséges információkat. A sötétzöld szín a genetikai A-szintnek, a világoszöld a genetikai B-szintnek, a sárga a genetikai C-szintnek, a szürke a negyedidőszaki üledéknek, míg a piros az erősen tömörödött rétegeknek, mészkőpadoknak felel meg. A talaj és szediment mintavételezés során készült terepi jegyzőkönyvek alapján a könnyebb áttekinthetőség és elemzés végett elkészítettük a szelvények vázlatos képét. Látható, hogy van olyan szelvény, amelynek nincsen A-szintje (8.). Ez a pont a felszámolt homokbánya területére esik. Az elmúlt néhány tereprendezést követő évben a gyér növényzet és az állandó szélerózió miatt a homokon még nem alakult ki A-szint. A következő típusnak csak A-szintje alakult ki közvetlenül az üledékrétegen. A talajtanban ezeket AD vagy AR átmenetnek jelöljük. Az utóbbi elnevezést az angol rock (kőzet) szó után inkább azokban az esetekben használjuk, ahol a talaj A-szintje alatt összefüggő kőzet található. Esetünkben a talajszelvény felépítésének elve hasonló, de nem összefüggő kőzetről van szó (például mészkőpad vagy vaskőpad esetén), ezért maradunk az AD elnevezésnél, amely annyit jelöl, hogy a talajképző alapanyagon közvetlenül alakult ki a talaj A-szintje. 265

266 74. ábra A genetikai szintek összefoglaló táblázata a terepi leírások alapján Az 5., 15., 16., 17., 18. és 20. számú minták esetében ez az AD felépítés leírása valószínűleg annak köszönhető, hogy a mintavételezés olyan időszakban készült, amikor a szikes területekre jellemző oszlopos B-szintek nem láthatók a nagy nedvességtartalom miatt. A talaj szerves anyag tartalma csak az A-szintben adja a rétegnek a jellegzetes barna színt, a B-szint homogén szürke agyagos anyaga színváltozás nélkül megy át az alap üledékanyagba. Ha a szelvények feltárása a nyári időszakban történik, feltételezhető, hogy kb cm vastag oszlopos B-szintet találnak a jellegzetes szikes területeken. A 10. és 11. minták esetében az AD átmenet egészen más okokra vezethető vissza. Ez a két pont egy lápos területen helyezkedik el, ahol az üledék felett vízzel teljesen átitatott tőzeges szerves anyag halmozódott fel. A szelvényekben rengeteg a malakológiai leletanyag, amely bizonyos rétegekben rendkívül feldúsult. Három olyan szelvény van a területen (F2, F8, 9.), amelyben A- és B szinteket is meg lehetett különböztetni, de úgy tűnt, hogy ezen rétegek alatt ebben az esetben is a tavi üledékrétegek kezdődnek. Az F2 és a 9. pontok egymás szomszédságában helyezkednek el. A 9. pont esetén már 20 cm alatt egyértelműen megjelennek a glejesedés talajmorfológiai bélyegei, azaz a terület vízhatás alatt áll. Az F2 esetében a B-szint megjelenésére valószínűleg ugyanaz vonatkozik, mint a fentebb vázolt 5. és 15. mintákra, tehát a szelvény rendelkezik egy agyagos oszlopos B-szinttel, de ennek csak a felső néhány centiméterén jelenik halvány meg színváltozás az A- szinthez képest. Ennek oka, hogy a száraz időszakban az oszlopok közé bepergő szerves anyag már elszínezte a B-szint felső rétegeit, tehát ez a réteg nedves időszakban is a színe miatt elkülönül. Az F8 esetében egészen más lehet az AD átmenet oka. Ez a pont a terület nyugati oldalán, a part északi harmadában egy kicsit magasabb ponton található a környező területek magasságához képest. Talajféleségét tekintve nem szikes, hanem 266

267 humuszos homok. A humuszos homokokra inkább az AC átmenet jellemző, de itt valószínűleg a szerves anyagok a szelvény teljes hosszában megtalálhatók, vagy a tó vízhatása és a tömörödött rétegek (21. pont közelében) vízvisszatartó képessége miatt a finoman diszpergált szerves vegyületek, vas-humátok a szelvény teljes hosszában barnára színezték a rétegeket. A következő csoportba az AC átmenettel rendelkező szelvények talajait soroltuk. Ide tartoznak az F1, 7., 12., 13., 14., 19., 24., és 26. mintavételi pontok. Ez a csoport a tó minden területéről tartalmaz mintákat, de közülük az F1, 12., 13. és 14. egymás szomszédságában található az észak-keleti partszakaszon. Ezek közül az F1, a 13. és a 14. minta humuszos homok, míg a 12. minta szikes szelvényt jelöl. Itt is jól látható, hogy ezen a változatos térszínen a szikes, humuszos homok, valamint néhol a réti és láp talajok milyen kis távolságonként válthatják egymást. A 7. számú talaj a régi homokbánya déli részén található, a keleti part északi és középső harmadának találkozásánál. Ez a minta egy humuszos homok A-szintjéből származik. Ugyanez mondható el a nyugati part északi harmadának közepén elhelyezkedő 19. számú mintáról is. A 24. és 26. a szintén AC átmenettel jellemezhető réti talajok csoportjába tartozik. A következő mintacsoport a negyedidőszaki üledéken kialakult klasszikus A-, B- és C-szintekkel leírható talajokhoz tartozik. Ide tartoznak az F3, F4, F5, F6, F7 és F9-es szedimentológiai fúráspontok és az 1., 2., 3., 4., 6., 25. talajszelvények. A B- és C-szintek vastagsága alapján az F3, F4, F9, 6. és az F5, F6, F7, 1., 2., 3., 4., 25. alkotott rokonságot ezen csoporton belül. Az 1., 2., 3., 25. és F5 pontok mind a déli parton helyezkednek el, kettő ezek közül egymás szomszédságában (2. és 3.). Az 1., 2., F3, F4, F6, F7 és F9 humuszos homok talajszelvényeket, az F5 és 25. réti talajokat, míg a 3. szikes talajt jelöl. Az utolsó csoportba azokat a szelvényeket gyűjtöttem, amelyek erősen tömörödött réteget vagy mészkőpadot tartalmaznak. Ilyen mintavételi pont volt a 21., 22., 23., 27., 28. és 29. szelvény helye. Ezek a pontok a nyugati part középső harmadában, sorban egymás mellett helyezkednek el. Ezen a partszakaszon végig mészkőpadokat feltételezünk, amelyek körülbelül cm-es mélységben és körülbelül 5-10 cm vastag rétegben jelennek meg. Valószínűleg ez a magyarázata annak, hogy ezen a partszakaszon miért volt a kationok koncentrációja nagyobb a talajok A-szintjében a vizsgált terület többi részéhez képest, ugyanis a tömörödött rétegek akadályozzák a talajoldat mélyebb rétegekbe szivárgását, valamint a meszes talajoldat a nyári időszakban a párolgás miatt felfelé mozdul és a felszínen létrejöhetnek a szikesek jellegzetes sókiválásai. 267

268 IV Nagyszéksós-tó szedimentológiai térképei és modelljei Az 75. ábrán feltüntettük a vizsgált terület egyes rétegihez tartozó rétegvastagságokat illetve az egyes szintekhez tartozó szintvonalakat. Ezek a vonalak nem a tengerszint feletti magasságok szintvonalainak felelnek meg, azokból a terepi leírások lapján származtatott számolt értékek. A szediment rétegeket az 77. ábrán ezt követően három dimenzióban is megjelenítettük. Az 75. a). ábrán (166. melléklet) jól látható a 8. mintánál tapasztalt A-szint hiánya. Az 75. b). ábrán (167. melléklet) látható hiányok azokat a talajokat rajzolják ki, amelyek AC átmenettel rendelkeznek. Ide tartoznak a humuszos homok és réti talajok szelvényei. A C-szint hiányai az AD átmenetű talajokat mutatják (75. c). ábra; 168. melléklet). Mint azt már korábban is leírtuk azok közül néhányan feltehetően rendelkeznek egy oszlopos B-szinttel, de a mintavétel időpontjában a nedvesség viszonyok miatt ezeket nem lehetett látni. Az 75. d). ábrán (169. melléklet) látható foltok a mészkőpadok helyét jelölik a nyugati parton. Az itt kirajzolt foltokat a partszakasz szinte teljes hosszában tömörödöttebb rétegek kötik össze, de ezek tömörödöttsége nem érte el azt a szintet, hogy mészkőpadnak nevezhessük őket. Ennek ellenére a part lefolyásviszonyait erősen befolyásolják. Sok esetben elősegíthetik az anyagáramlást a művelt területek felöl, mivel gátolják a talajoldat mélyebb rétegekbe szivárgását (kilúgozódás), visszaduzzasztó hatásuk miatt - ahogy azt a 21. mintavételi pont esetében láttuk - elősegíti a szelvény szemcséinek szétiszapolódását. Ez az ásványi szemcsék térbeli átrendeződését jelenti, amely megváltoztatja a szerkezeti és pórusviszonyokat, ezáltal a vízvezető képességet. A szétiszapolódás következtében a finomabb textúraosztályba sorolt iszap és agyagszemcsék kerülnek túlsúlyba. A felszíni rétegben a peptizáció következtében, a csapadék normál leáramlása gátolt, és a nagy nátrium tartalmú duzzadó agyagok jelenléte elősegíti a pórusterek záródását és a felszínen pocsolyák kialakulását. A felszínen megálló víz azonban még inkább a szemcsék szétiszapolódásának kedvez. Nagyon fontos figyelembe venni, hogy szikes területen vagyunk, tehát a jelenlévő nagy nátrium tartalom az agyagok olyan tulajdonságait hozza ki, amelyek az agyagos réteg nedves elfolyósodásához vezet, így előfordulhat, hogy a talaj felső néhány centiméteres rétege nedves, sáros, alatta pedig porszáraz rétegek találhatók. A vasas mészkőpadok ezért a csapadékvíz oldalirányú elmozdulását segítik elő a mélyebb térszín felé. Ezen a területeken a mélyebb rétegekből feláramlással nem kell számolnunk, de a párolgás következtében a mészkőpad felett talajoldat felfelé áramlik, betöményedik és végső 268

269 esetben a bepárlódás következtében különböző sók formájában kiválik a felszínen (76. ábra) ábra A vizsgált terület egyes rétegihez tartozó rétegvastagságok és az egyes szintekhez tartozó szintvonalak A tó és a megütött talajvíz szintje szorosan korrelál, mint ahogy azt Molnár és Kuti (1978) és bemutatta a szabadszállási Zabszék szikes tó esetében. A Zabszék tó körzetében erősen változó vízzáró réteg vastagságot találtak. Miután a fúrásokkal elérték a 80 cm-es mélységet a talajvíz a viszonylag vízáteresztő rétegen át fel tudott emelkedni. Ez miatt történhetett, hogy a statisztikai elemzések során a megütött talajvízszint és a tó vízszintje közötti korreláció nem volt statisztikailag szignifikáns. A fúrólyukban megemelkedett vízszint viszont 99%-os valószínűséggel szignifikáns

270 korrelációt adott a tó vízszintjével, azaz feltételezhető, hogy a tó hidraulikus kölcsönhatásban van a talajvízzel. Ez a Nagyszéksós-tó esetében a nyugati parton található tömörödött rétegek esetében is így van. 76. ábra A felszínen kivált sziksók ábra A terület háromdimenziós szediment-réteg domborzatmodelljei elérték a 80 cm-es mélységet a talajvíz a viszonylag vízáteresztő rétegen át fel tudott emelkedni. Ez miatt történhetett, hogy a statisztikai elemzések során a megütött

271 talajvízszint és a tó vízszintje közötti korreláció nem volt statisztikailag szignifikáns. A fúrólyukban megemelkedett vízszint viszont 99%-os valószínűséggel szignifikáns korrelációt adott a tó vízszintjével, azaz feltételezhető, hogy a tó hidraulikus kölcsönhatásban van a talajvízzel. Ez a Nagyszéksós-tó esetében a nyugati parton található tömörödött rétegek esetében is így van ábra A szediment rétegek összeépített háromdimenziós domborzatmodelljei A terület szediment rétegeinek háromdimenziós domborzatmodelljei a 77. és a 78. ábrán ( melléklet) láthatók. A délkeleti, az északkeleti és észak-nyugati sarokpontok valamint a keleti északi és nyugati part egy-egy pontja magasabban

272 fekszenek, mint a tó többi része. A terület tájolását az EOV koordináták y-tengelye adja meg, amely az északi iránynak felel meg. A terület domborzati adottságai erősen befolyásolják a talaj és vízkémia tulajdonságokat, amelyek a mért paraméterek eloszlástérképein kiválóan ábra A vizsgált terület relief térképe a tó átlagos vízállása mellett nyomon követhetők. A térszín legalacsonyabb pontjai egybeesnek a művelt területek vonalával, ezért a magas partok és szántók felöl a talajvíz felszín alatt, valamint a csapadék és öntözővíz a felszínen és a felszín alatt egyaránt a tó felé szállítja a művelt területekre kiadagolt termésnövelő szerek hatóanyagait. A nyugati part alacsonyabb fekvésű területei, amelyek ugyan a tó felé kisebb lejtésűek, mégis kiválóan vezetnek a távolabbi magasabb fekvésű területek felöl a felszínen és a talajvízben egyaránt oldott anyagokat. Ennek oka, hogy ezen a partszakaszon kis mélységben (30-50 cm) mészkőpadok és erősen tömörödött rétegek vannak, amelyek megakadályozzák a folyadékok mélyebb rétegekbe szivárgását. A tömörödött réteg alatt a talajvízszint emelkedés következtében szintén nedves rétegek találhatók, az ott található üledékrétegek sem szárazak. A mészkőpadok jelenlétének köszönhetően a két réteg nem

273 "kommunikál" egymással, az összetételüket tekintve nem teljesen azonosak. Ezen a partszakaszon mélyebb rétegekből történő feláramlással sem kell számolnunk. A térszín lejtése észak-nyugat dél-kelet irányú, amelyet a csatorna vonala tökéletesen követ. A déli parton a zsilipek lezárása és a Röszkei út töltésének visszaduzzasztó hatása következtében a déli-délnyugati területen vizet tudunk visszatartani. A délnyugati sarokpontban került 2012 folyamán kialakításra egy csónakázó tó, amely azonban a tóra jellemző szélsőséges vízgazdálkodási viszonyok következtében az év egyes szakaiban teljesen kiszárad. A keleti- és az északi parton egyaránt a mélyebb fekvésű területekkel szomszédosan jelennek, meg a szántók, tanyák, lakóépületek. Amennyiben ezen épületek szennyvízaknáinak kialakítása és műszaki állapota nem megfelelő, úgy ebben az esetben innen is történhet a tó felé anyagbeáramlás, különösen, mivel ezen partszakaszon jellemzően homokos talajok vannak, amelyek pórustere és szemcseösszetétele lehetővé teszi a derítőben található folyadékok gyors talajba áramlását, és a talajvízzel a tó felé történő elmozdulását. A tó átlagos vízállásának szintvonalas domborzati térképét az 79. ábra mutatja. IV Nagyszéksós-tó szediment rétegeinek ellenállás és textúraosztály elemzése A Nagyszéksós-tó területén kilenc kijelölt fúráspont magmintáit írták le (III fejezet). A szelvényekben a rétegek ellenállását annak alapján mérték, hogy az állandó ütéserősséggel működő mintázó 20 cm-t hány ütéssel tud megtenni. Ezt a számot hisztogramon ábrázolva, majd a hisztogramra burkológörbét illesztve ún. rpd diagramokon megapascal-ban megadható a szelvényben a rétegek tömörödöttsége (27. ábra). A nyomás változás alapján a felső 2,5 méterben az F1; F2; F3; F4; F5 és az F8 görbe nagymértékben együtt fut. Az F6, F7 és az F9 mutat látványos különbségeket. Az F6 esetében körülbelül 1 méterig folyamatosan nő a nyomás majd egy csúcspont után visszaesik szinte nullára. Ebben az esetben itt egy tömörödött réteg lehetett, amit át kellett törni. Körülbelül 1,4 métertől újra nőni kezd a nyomás, nő a közegellenállás, majd körülbelül 1,9 méternél beáll egy 6 MPa körüli értékre és végig ezen érték körül mozog. Az F7 esetbén körülbelül 1,1 méterig nő a nyomás, ez egyetlen ponton törik csak meg körülbelül 40 cm mélységben, ahol szintén egy tömörödöttebb réteg található. 1,1-2,2 méterig a közegellenállás közel állandó, majd újra nőni kezd és 3-4 méter között rajzol ki egy tömörödöttebb zónát, amely valószínűleg egy újabb anyaglencse. 273

274 Az F9 pont görbéje 2 méterig folyamatosan emelkedik, majd 1,9-2,3 méterig rajzol ki egy tömörödöttebb zónát, a nyomás egészen 8MPa értékig felkúszik. Ezt követően 6 MPa nyomásra csökkenve fut végig a vizsgált szelvényben. Az F8 görbe körülbelül 50 cm-nél éri el a 4 MPa nyomást, majd ezen az értéken maradva fut végig az egész szelvényen a nyomásgörbe. Az F1; F2; F3; F4 és F5 görbék körülbelül 2,5 méterig történő együttfutás után különböző utakat jártak be. Az F2 körülbelül 2,5 métertől nőni kezd és körülbelül 3,2 méternél eléri a 16 MPa nyomást. Az F1 kicsit eltér a többi görbétől, a legnagyobb tömörödöttségű pontban is csak a 4 mpa nyomást éri el. Körülbelül 3,6 métertől egyenletesen nőni kezd és 4,1 méternél eléri a 8mPa értéket. Az F3 az első méteren 6 MPa nyomásra nő, majd ezt az értéket tartja 3,5 méterig. Ezt követően körülbelül 20 centiméteren belül 10 MPa értékre nő a nyomás az ellenállóbb betelepült réteg miatt. Az F4 teljesen hasonlóan viselkedik, még a határok is azonosak, ahol változás tapasztalható a szelvényben, pusztán annyi a különbég, hogy 2,5 métertől 1 MPa-lal kevesebb a nyomás és körülbelül 3,7 méternél egy 15 centiméteres szakaszon egy csökkenés, majd ugyanilyen távolságon egy nagyon gyors növekedés tapasztalható a görbén. 4 métertől a görbe eléri a 6 MPa maximális nyomást a szelvény vizsgált szakaszában. Az F5 esetében 2,5 méter után körülbelül 3,8 méterig három lokális maximumot tartalmazó növekedő majd csökkenő "hasasodás" látható. A görbe 4 méter után újra növekedésnek indul, körülbelül 4,6 méternél eléri a 8 MPa maximumot és újra csökkenni kezd. Az RPD görbék a különböző lokális maximumokkal, törésekkel a Duna folyóvízi hordalékának egymásra rétegződött rétegeit jelölik ki. A talajtani folyamatokkal (mészkőpadok képződésével felszíni folyamatokkal) a felső körülbelül 0,4 1,2 m magyarázható, azt követően a negyedidőszaki üledékrétegeket mutatják a görbék. A Nagyszéksós-tó területén kilenc helyen kijelölt fúráspont üledék-mintavételi helyéről - amelyek leírását a III fejezet tartalmazza -, a feltárt szelvényekből minden terepen meghatározott rétegből szemcseméret meghatározást végeztek. Sajnos mivel nem azonos szabványok szerint dolgoztak a két laboratóriumban ("A talaj mechanikai összetételének meghatározása" MSZ :1978; "Geotechnikai vizsgálatok. Talajok azonosítása és osztályozása 2. rész: Osztályozási alapelvek" EN ISO :2005), ezért Nagyszéksós-tó területére a talaj és üledékminták textúraosztály megállapítására szolgáló háromszög diagramjainak eredményei nem összevethetők. III leírásai, az üledék-mintavételi pontok elhelyezkedése, a szomszédos talaj-mintavételi pontok elhelyezkedése és a többszöri terepbejárás alapján 274

275 az F1, F3, F4, F6, F7 és F9 pontokat a humuszos homok talajokhoz, az F5 jelű mintavételi pontot a réti talajokhoz, az F2 és F8 pontokat pedig a szikes talajokhoz soroltuk. A textúraosztály meghatározások eredményeit az 80. ábrán foglaltuk össze. A színeknek fizikai-kémiai tartalmuk nincsen, rokonságot az egyes szelvények szintjei között nem jelentenek, pusztán a rétegek egymásutániságát jelölik. A színkód megegyezik a textúraosztályozás terner diagramjainak esetében használt színekkel (x-y. melléklet). Az F3 és F4 szelvényekben egy-egy ponton, az F1 szelvényben pedig három esetben is hiátus volt a szelvények leírásában. Nincsen információnk arra nézve, hogy a mintavételezők ezzel mit szerettek volna jelölni, vagy egyszerűen csak egy elírásról van szó, ezért az ábrázolásban változatlanul hagytuk, nem változtattuk meg önkényesen a leírások réteghatárait. Az ábrán feltüntetett feliratok az "EN ISO : 2005, Geotechnikai vizsgálatok. Talajok azonosítása és osztályozása 2. rész: Osztályozási alapelvek" című szabványban definiált jelmagyarázatokkal egyeznek meg ábra A textúrameghatározás eredményeinek összefoglaló ábrája Az ábrákon háromféle fizikai féleség fordul elő, az 'Sa'-val jelölt homok, a 'sisa'-val jelölt iszapos homok és a 'sasi' elnevezésű homokos iszap. Az F1; F3; F6; F8 és F9

276 mintavételi pontok esetében egy-egy mélységben előfordul, hogy a réteg kétféle fizikai féleség határára esik. Ezeket a rétegeket az 80. ábrán fekete körvonallal jelöltük. Az F6 szelvény kivételével - amely mindjárt homok réteggel indul-, minden vizsgált pontban a legfelső fedőréteg iszapos homok fizikai féleségű. Ez az északi part keleti felében található szelvény a legösszetettebb a vizsgált szelvények közül. A körülbelül 40 cm vastag homok fedőréteget követően homokos iszap és iszapos homok rétegek váltják egymsát cm-es rétegekben, amíg körülbelül 180 cm-nél el nem érik a homok fizikai féleségű rétegeket. Az F1 szelvény az egyetlen, amelyben a teljes hosszában nem fordul elő a homok fizikai féleség, tehát az iszapos homok és a homokos iszap váltakozásával írható le. Ezek közül is a homok dominancia inkább a szelvény felső rétegeire jellemző. Az F2; F4; F8 és F9 pontokban található szelvények a felső vékony cm-es iszapos homok besorolású réteg után már homok fizikai féleséget mutatnak. Ennek oka valószínűleg az, hogy általában a talajok A-szintjében a mállás fokozottabb, mint a mélyebb rétegekben. Ez a szint a szerves anyag felhalmozódás színtere és a talaj mikroflóra és fauna élettere. Az F3; F5 és F7 pontoknál az iszapos homok és a szelvény alsó rétegeire jellemző homokrétegek közé egy homokos iszap réteg ékelődik. Ezekben a szelvényekben a kiülepedés törvényszerűségeinek megfelelően a finomabb frakció ülepszik a durvább szemcse-összetételű rétegekre. Az F1 szelvényben szintén a finomabb frakció ülepszik a durvábbra, bár a réteg szemcseösszetétele az iszapos homok és a homok határán van. A szelvényben a mélyebb rétegekben a durvább összetételű rétegek ülepszenek a finomabb szemcse-összetételű rétegekre, egy homok frakcióhoz közelálló berétegződéssel. Ennek okát a környékre jellemző homokfúvásokban lehet keresni, amely az egyes rétegekben lepelhomok berétegződéseket hoz létre, tehát a rétegek szemcseösszetételét a homokos frakció felé tolhatja. A szikesekre jellemző felszíni repedezettség kialakulása sem olyan erőteljes, mert a területre szél útján behordódott homokszemcsék "hígítják" az agyagot. Természetesen ez a kép azokon a területeken, ahol a szétiszapolódás lehetséges azonnal megváltozik, mert a nehezebb és nagyobb szilícium-oxid szemcsék az iszapolódás során az alsó rétegekbe ülepszenek. Az F2; F4; F5; F8 és F9 szelvényekről egyértelműen látszik, hogy szintén a finomabb frakció ülepedett a durvábbra. Az F8 esetében a finomabb iszapos homok frakció összetétele már az agyagos homok fizikai féleség határán van, amíg az F9 esetében annyiban módosul a kép, hogy a mélyebb réteg a homok és az iszapos homok határán van, tehát ez a réteg egy átmenetet képez a mélyebb rétegek homokfrakciói felé. Az F3 és F7 szelvények rétegeinél a durvább 276

277 frakcióval indul a szelvény és két durvább frakció közé ékelődik be egy finomabb. Ebben az esetben valószínűleg a területekre jellemző homokvándorlással, berétegződéssel kell számolni. Az F3 esetében a homokos iszap fizikai féleségű réteg az iszapos homok határán van, tehát a durva-finom-durva szemcse-összetétel rétegződés annyira nem egyértelmű. Az egymást váltó rétegek közül a legtöbb az F6 pontban jelenik meg. Az F3 és F7 csoporthoz hasonlóan itt is a durvább frakció található felül és a finomabb frakciókkal egymást váltva jutnak el az alsóbb rétegek durva homokjáig. A cm-ig tartó réteg fizikai félesége a homokos iszap és az iszapos homok határán van. Ez a szelvény a terület tengerszint feletti magasságának lokális maximum pontjában lett feltárva, tehát feltehetőleg a szél és a vízerózió miatt a magas partról behordott anyag alakította ki a rétegzettséget. I V Nagyszéksós-tó malakológiai vizsgálatainak kiértékelése A statisztikai elemzések alapján a vizsgált malakológiai minták két, alapvetően eltérő környezetben akkumulálódtak. Ugyanis a fekü mintákban döntően a szárazföldi (terresztriális) környezetet kedvelő elemek, elsősorban a vízparti biotópokban élő fajok és döntően a hidegtűrő, euroszibériai elterjedésű borostyánkőcsiga, a Succinea oblonga faj dominált (29. ábra). A Succinea oblonga dominanciája egyes mintákban meghaladta a 80 %-ot is. Ez a dominancia egyértelműen a jégkori (pleisztocén) időszakban lerakódott ártéri, sekély tavi rétegekre jellemző, ráadásul csak a jégkor utolsó szakaszában megjelenő elongata forma, a rendszertani értékkel nem rendelkező Succinea oblonga f. elongata tömeges volt a feltárt Succinea oblonga anyagban. A biplot correspondencia elemzés alapján (30. ábra) egyértelműen a jégkori rétegek egyik indikátor eleme a Succinea oblonga faj volt. Ennek nyomán a statisztikai elemzések és a paleoökológiai változások alapján egyértelműen elkülöníthető fekü szintet jégkor végén akkumulálódottnak határoztuk meg. Meglepő, hogy a jégkor végi anyagban a vízi fajok aránya igen erőteljesen, 7 és 50 % között változott (12. táblázat). Ennek nyomán a jégkor végi réteg kialakulásánál igen jelentős talajvízszint változásokkal, a talajvíz tükör és az egykori tó vízszintjének erőteljes fluktuációjával kell számolnunk. Ezt támasztja alá az is, hogy a jégkori szintben csak a jelentős tűrőképességű Planorbis planorbis és az alkalikus vízi környezetet is elviselő Anisus spirorbis faj egyedei kerültek elő. Ennek nyomán már a jégkor végén, valószínűleg a 17,000-11,600 naptári évek közötti késő-glaciális periódusban kialakult tavi környezet vize egyértelműen alkalikus, 277

278 szikes volt. Ugyanis az Anisus spirorbis taxonnak lúgosságra és oldott sótartalomra nézve jelentős tűréssel jellemezhető, mivel az édesvízi fajok közül ez a faj bírja ki egyedül a 9 10 ph közötti értéket (Horváth, 1950) és az oldott nátriumhidrokarbonát tartalomra nézve is az egyik legjelentősebb tűréssel rendelkezik. Ez a faunaösszetétel elsősorban a fehér szikeseinkre, az erősen lúgos, mezohalobios tavi környezetre jellemző. Az Anisus spirorbis jelentős gyakorisága (dominanciája), valamint a Planorbis planorbis faj jelenléte alapján a jégkor végi tó ph értéke 8-9 közötti lehetett a nyár legmelegebb, legszárazabb szakaszában és az összes oldott sótartalom mg/l közötti lehetett. A fauna összetétele alapján a mezo-polihalobiokus vizek (Boros, 1999), a fehér szikes tavak kategóriába sorolható a mórahalmi Nagy Széksós-tó vize a jégkor végén. Az egyedszám és a dominancia alapján a vízi fajok négyzetméterenkénti egyedszáma egyed/m 2 közötti lehetett és kevés egyed jelentős egyedszámmal alkothatta a jégkor végi vízi Mollusca faunát (29. és 30. ábra). A statisztikai vizsgálatok alapján egyértelműen látható, hogy a jégkori (pleisztocén) és a jelenkori (holocén) minták malakofauna összetétele karakterisztikusan eltér egymástól (29. és 30. ábra). A jégkori minták eltérését elsősorban a Succinea oblonga jelenléte és hiánya, valamint a jégkori rétegekben kimutatható jelentős dominanciája okozza. Ugyanakkor meglepőnek tűnik, hogy a napjainkban délkeleteurópai és közép-európai elterjedésű, melegkedvelő és nyílt területen élő szárazföldi fajok (Cochcliocpa lubricella, Granaria frumentum, Chondrula tridens, Helicopsis striata) jelentős arányban jelentek meg a jégkor végi rétegekben (79. melléklet 1. ábra). Ugyanakkor tudnunk kell, hogy ez a dél-alföldi terület jégkori malakofauna fejlődésének egyik legjellegzetesebb vonása és annak köszönhető ezen fajok jelentős arány jelenléte a területen, mert ezen fajok jégkori menedéke (reliktuma) itt található (Sümegi, 2005). Ez a reliktum terület azért alakulhatott ki a dél-alföldi régióban, mert a természetes mérsékeltövi lágyszárúak dominanciájával jellemezhető pannon sztyeppék és erdőssztyeppék refúgium területe (menedéke) is itt alakult ki, egyszerűen azért mert igen erőteljes medencehatás (szárazsági tényező) és a 46,5 szélességi körtől délre igen jelentős napfénytartalmi és hőmennyiség bevétel (hőmérsékleti tényező) jelentkezett még a jégkor során is (Sümegi, 2005). Ennek nyomán azokon a területeken, ahol a mikroklimatikus adottságok megfelelőek voltak (például déli irányba néző tópart, homokbuckák déli oldala) a mérsékeltövi környezetet igénylő sztyeppei elemek folyamatos fennmaradásának 278

279 lehetősége biztosított volt és ennek nyomán a jégkor végén, a növekvő hőmérséklet és a sztyeppei-erdőssztyeppei környezet kiterjedése miatt a pannon sztyepp erdőssztyepp környezetet kedvelő fajok igen jelentős arányban expandáltak a vizsgált régióban. Ennek nyomán nem meglepő, hogy a pannon sztyepp és erdőssztyepp fajok jelentős arányban kerültek elő a jégkori sekély tavi rétegekből, mivel a tó egy homokbuckák közötti mélyedésben (semlyékben) helyezkedik el. A semlyékek partján, a kiszáradó és a só-felhalmozódással, szikesedéssel is jellemezhető homokfelszínen ideális feltételek alakulhattak ki a pannon sztyepp erdőssztyepp környezet kifejlődésének és az ebben a környezetben élő fajok, benne a xerotermofil Mollusca elemek megjelenésének (79. melléklet 1.,2., ábra). A kiszáradó, ciklikus vízborítású, alkalikus és lúgos vízű, időszakos (efemer) tavi környezetet így a vízi fauna mellett a szárazföldi fauna, a kiszáradó, összeszűkülő tófenéken, a kiterjedő tóparton, szikes környezetben is kolonizálni képes fajok erőteljes jelenléte is alátámasztja. A vízi és a szárazföldi fauna dominancia hullámzása alapján feltételezzük, a jégkor végi csapadékbevétel és párolgás/párologtatás (evapotranspiráció) erőteljes változása nyomán a jégkori Nagy Széksós-tó vízszintje ciklikusan megváltozhatott, valamint a szárazföldi anyagok bemosódása, az erózió is erőteljesen és ugrásszerűen átalakulhatott az egyes klímaszakaszokban. Ennek nyomán alakulhatott ki ez a speciális malakofauna összetétel és ennek nyomán változhatott meg a vízi, vízparti és xeromezofil szárazföldi környezetet igénylő fajok aránya. A homokbucka közötti mélyedésben, a Nagy Széksós-tó medencéjében, a semlyékben évszakosan mindig kialakulhatott egy kisebb vízfelület, és a semlyék partja jellegzetesen nedves lehetett, ezt bizonyítja a vízparti elemek aránya, ugyanakkor ciklikusan és évszakosan a vízfelület össze is zsugorodhatott, szélsőséges esetben ki is száradhatott. Ezen környezeti változások rekosntruálhatóak a malakofauna jégkori változásai nyomán. A jégkor végi tavi rétegből előkerült fauna felett egy másik, a jégkori faunától markánsan eltérő malakofauna került elő (28., 29. és 30. ábra). A holocén rétegből kiemelt minták malakofauna összetételére jellemző, hogy jóval kiegyenlítettebb faunaösszetétellel jellemezhető, mint a jégkori rétegek. A holocén szintben a Succinea oblonga faj visszaszorult (11. és 12. táblázat, 28. ábra), a vízparti biotópban az enyhébb klímát jelző borostyánkőcsiga faj, az Oxyloma elegans veszi át a jégkori borostyánkőcsiga faj helyét. A vízi fauna jóval kiegyenlítettebb megjelenést mutat, dominancia tényezői 35 és 45 % közötti változásokat jelez, az egyedszám és a 279

280 diverzitási értékek erőteljesen megemelkedtek a jégkori rétegekhez képest, átlagosan megduplázódtak a holocén minták esetében (11. és 12. táblázat). Bár a vízi malakofaunában ( melléklet) az Anisus spirorbis megjelenése dominált. Ugyanakkor az eutróf tavi környezetet kedvelő Lymnaea palustris, Planorbis planorbis, Planorbarius corneus, Hippeutis complanatus jelenléte nyomán oldott kolloidokban, szerves anyagban gazdag aljzattal rendelkező tavi környezet alakulhatott ki a holocén során a mórahalmi Nagy Széksós-tó medrében. A változás egyértelműen összefügg a holocén kezdetére tehető klímajavulással, a csapadék (és ezzel együtt tó vízszintjének) növekedésével, a hőmérséklet emelkedésével, a növényzeti borítás növekedésével, a tavi üledékgyűjtő medencét övező területen megindult intenzívebb talajosodással, illetve a szerves anyagnak a tavi rendszerbe történő bemosódásával. Ezen változásokkal párhuzamosan fennmaradt az Anisus spirorbis jelentős aránya, sőt egy szintben a szintén jelentős oldott sótartalomtűréssel, lúgos ph-val jellemezhető, időszakos vizekben is megélni képes Lymnaea truncatula is megjelent. A fauna összetétele alapján a holocén során lúgos, szerves anyagban gazdag, kevésbé jelentős sótartalmú tavi környezet stabilizálódhatott a mórahalmi Nagy Széksós-tó medrében. Valószínűsíthető, hogy a holocén során a jégkor végi fehér szikes tavi állapot megváltozott, a sótartalom lecsökkenése és a szerves anyag tartalom növekedés nyomán fekete szikes (Boros, 1999) állapot alakult ki. A vízi élettérben egy erőteljesebb változás alakulhatott ki, a 3. mintában, amikor a vízi fajok aránya 40 % alá csökkent és megjelent az időszakos vízborítást is elviselő Lymnaea truncatula taxon. Ez a változás egy jellegzetes szárazabb éghajlati szakaszt, a rétegtani helyzete alapján a Krisztus előtti IV. és V. évezred fordulóján, a neolitikum végén, a rézkor kezdetén kialakult szárazság nyomán kifejlődött, egész Európai kontinensen és a Kárpát-medencében kimutatható tavi vízszint csökkenést rekonstruálhattunk a mórahalmi Nagy Széksós tó szelvényében. A diverzitás változások nyomán a faj- és egyedszám megemelkedhetett a mórhalmi tavi rendszerben, és a tavi környezetben a m 2 -kénti Mollusca egyedszám meghaladhatta egyedet. Ez az egyedszám növekedés a malakofaunában egyértelműen a tavi környezet átalakulásához, a szerves anyag tartalom növekedéséhez, ezzel párhuzamosan az oldott sótartalom csökkenéséhez kötődik. A vízi fauna mellett a szárazföldi fauna is átalakult, a Succinea oblonga a holocén kezdetén visszaszorult, helyette a szintén amfibikus, erősen párás környezetet igénylő, vízparti életteret kedvelő Oxyloma elegans lett a domináns szárazföldi faj. A 280

281 mórahalmi Nagy Széksós-tó mintáin végzett malakológiai vizsgálat eredményei, a minták biplot correspondencia elemzésének eredményei (30. ábra) is alátámasztották ezt az értékelést, mivel a holocén minták egyik legkarakterisztikusabb elemének, bioindikátor taxonjának mutatta ki az Oxyloma elegans fajt (30. ábra). A két faj váltása pontosan a jégkor végén holocén kezdetén következett be és ebben az átmeneti szintben alakult ki a szelvény diverzitási csúcsa és fajmaximuma is. Ugyanis a jégkor végén még élő, de a jelenkor során visszaszoruló, valamint a holocén során elterjed faunaelemek egyaránt előkerültek ebből a szintből. Ez a Kárpát medence negyedidőszaki faunafejlődésének az egyik legfontosabb vonása, hogy jégkor végi holocén kezdeti átmeneti szintben, megközelítőleg 12,000 és 8,000 naptári évek között alakult ki a Mollusca fauna diverzitási csúcsa (Sümegi, 2005), így nem véletlen, hogy a mórahalmi Nagy Széksós-tó átmeneti rétegében is kimutatható ez a diverzitási maximum. A holocén szárazföldi másik kiemelkedően fontos vonása, hogy bár a pannon sztyepp erdőssztyepp környezetre jellemző xerotermofil és heoliofil Mollusca fajok fennmaradtak (Cochlicopa lubricella, Chondrula tridens), arányuk stabilizálódott, de a leginkább szárazságtűrő elem a Helicopsis striata visszaszorult a szelvényből. Ezen változások nyomán valószínűsíthető, hogy a holocén során is viszonylag jelentős területet boríthatott a mórahalmi Nagy Széksós-tó környezetében a nyílt, jól átvilágított, napfénnyel telített sztyeppei erdőssztyeppei vegetáció, de a kopárabb, kisebb növényzeti borítással jellemezhető homoki sztyeppék az üledékgyűjtő medencétől már távolabb helyezkedhettek el. Így a főként ezen a területen élő, a homoki gyepeket kedvelő Helicopsis striata faj héjai nem mosódhattak be az üledékgyűjtőbe, mert a holocénkori gazdagabb tóparti növényzet megszűrte már a holocén folyamán ezeket a héjakat. Összefoglalásképpen elmondhatjuk, hogy a jégkori réteg mintáinak biodiverzitása, faunaösszetétele karaktersiztikusan eltért a holocén réteg faunaösszetételétől. A jégkori mintákban a hidegtűrő, euroszibériai, vízparti elem a Succinea oblonga és a jelentős oldott sótartalmat, erősen lúgos vizeket is elviselő Anisus spirorbis dominált. A vízi és szárazföldi fajok jelentős arányváltozásai alapján a jégkor során igen jelentős vízszint fluktuációkkal számolhatunk. A holocén rétegekben már az enyhébb éghajlatot jelző Oxyloma elegance volt a legfontosabb indikátor elem, de a lúgos vizeket kedvelő fajok jelentős aránya fennmaradt. Ugyanakkor a holocén réteg mintáiban a jelentős szerves anyag tartalmú vizekre jellemző faunaelemek arány is 281

282 jelentőssé vált. A holocén rétegekben a vízi fajok arány nyomán sokkal kiegyenlítettebb volt a vízi környezet, csak egy rövidebb és a jégkori szinthez képest csak kisebb léptékű szárazabb éghajlati szakaszt lehetett kimutatni a 6000/7000 naptári év (a Krisztus előtti IV/V. évezred) fordulóján. A jégkori és a holocén fauna összetételének változása alapján a jégkor végén egy jelentősebb oldott sótartalommal ( mg/l), erősen lúgos, 8-9 ph közötti értékkel jellemezhető fehér szikes víztér alakult ki a mórahalmi Nagy Széksós-tó medencéjében. Ez a vízi élettér a holocén kezdetén átalakult egy rövid átmeneti faunaszakasszal, amikor a jégkori és a holocén faunaelemek még egyaránt megéltek a területen és ennek nyomán egy biodiverzitás csúcs jelentkezett, majd a holocén későbbi szakaszában egy szerves anyagban gazdag, oldott sókban szegényebb, de lúgos tavi környezet, egy fekete szikes alakult ki. A Mollusca fauna változásai nyomán ez a környezeti átalakulás jól dokumentálható volt és egyértelmű adatsorokat biztosított. IV. 2. Petea tó IV Petea tó vízkémiai vizsgálatainak kiértékelése IV A vízkémiai eredmények kiértékelése A paramétertérképeken jól látszik, hogy a vizsgált területen a forrástó a keletnyugati folyásirányból nézve - feletti nyúlvány vízösszetételében teljesen elkülönül. Az alap paraméterek közül ez alól a megállapítás alól a kálium-ion, a nitrát-ion és a szerves anyag jelentenek kivételt. A különbség egyik oka az lehet, hogy egy eltérő vízösszetételű forrás vize is táplálja a patak vizét. Másrészt a patak ezen szakaszán közvetlenül a vízpart mellett is intenzív növénytermesztés folyik (pl. üvegház) (81. ábra) ábra A vizsgált terület környezete Petea tó, Nagyvárad

283 A patak vize itt alig mozog, a vízhozam meglehetősen kicsi, különösen a tavirózsás forrástóból feláramló vízhez képest (82. ábra), ezért gyorsan megváltozik a vízösszetétel a forrástóhoz érve ábra A Petea tó forrása A ph értékek a forrásnál és a strandról érkező vízbefolyásnál kisebbek (~ ph 7). Szintén semleges ph és ehhez közeli (ph 7-7,2) közötti értékek jellemzik a két tavat összekötő patak keleti felének vizét. Lúgosabb értékeket a már említett keleti nyúlvány 83. ábra A Petea tó forrásvizével táplált patak zsilipje

284 vizében mértek, valamint a zsilip környékén és a tározótó nagyobb növényi borítottságú parti részein (31. ábra a)., 87. sz. melléklet; 83. ábra). A vezetőképesség, valamint a kalciumion-, magnéziumion-, káliumion-, nátriumion- és hidrgén-karbonát-ion koncentráció a forrásnál és a fürdő felöl érkező használt termálvíz befolyásánál a legnagyobb, illetve a középső szakaszon egy-egy foltban (ábrák és mellékletek hivatkozásai). Ennek alapján feltételezhető, hogy ezen a szakaszon ún. szökevényforrások találhatók. A magnézium-térkép lokalizálja talán legjobban azokat a pontokat, ahol a feltételezett források vannak. A szökevényforrások jelenlétét a ph értékek eloszlása is alátámasztja, mivel semleges közeli értékeket a többi esetben is csak a források környékén mértek. A vezetőképesség a tó teljes területére egységes képet mutat, illetve a keleti nyúlványban mérhető nagyobb vezetőképesség értékek miatt a skála színátmenetei eltolódnak, és a különbségek a tó többi részére nem különíthetők el igazán jól. A vezetőképesség skála mindössze 100 µs/cm-t ölel fel. A forrástó vize és a strand felöli beáramló víz a vizsgált terület értékeire nézve közepes vezetőképességű. A keleti nyúlványra a víznek lúgosabb karaktert adó sók jelenléte jellemző. A víz hidrogén-karbonát koncentrációja a karsztos vizekre jellemző. Értékei ott nagyobbak, ahol források, be- és feláramlási pontok vannak (31. ábra c)., 89. sz. melléklet). Ilyenek a forrástó területén, a keleti nyúlványban - ahol a másik forrás felöl érkező víz dominál -, a strand felöl érkező használt termálvíz beáramlási területén, valamint a szökevényforrások feláramlási pontjaiban vannak. A forrástó területén a hidrogén-karbonát tartalom a többi említett területéhez képest kisebb. Ennek oka valószínűleg abban keresendő, hogy a forrás vize itt meglehetősen nagy víztömeggel érintkezik, hígulása nagyobb, és a felszín közelében vett minták nem írják le olyan pontosan a forrás vízösszetételét, mintha a megfelelő mélységből, közvetlenül a forrás vizéből vennénk a mintát. Nagyvárad környékén a fő vízadó rendszer hideg vizes üledékrétegei a holocén, pleisztocén és pliocén korú üledékek. A 35 o C 120 o C hőmérsékletű meleg vizeket az alsó kréta és triász üledékek adják. A vizek az enyhén savas és lúgos karakterűek is lehetnek, a ph 6,3-8,15 értékeket vehet fel. A ph érték a víz, a mészkő és dolomit rétegek érintkezésének, kontaktidejének hosszától függ. Minél hosszabb ez az idő, annál lúgosabb lesz a ph a kioldott lúgosan oldódó sók miatt. A vízadóban lévő geotermikus vizek vezetőképessége relatív kicsi Nagyvárad térségében. A Nagyvárad vízadó nagy vízkeménységét a triász vízadó réteg nagy kalcit és dolomit tartalma okozza, amely nagy koncentrációban tartalmaz kalcium- és magnézium sókat. 284

285 Az oldott anionok közül a szulfát ( mg/l) és a bikarbonát ( mg/l) jelenléte a domináns. A főbb oldott kationok a kalcium ( mg/l) és a magnézium (32-71 mg/l). A nagyvárad termálvízadó vizeit összetétel alapján a szulfát-bikarbonátkalcium-magnézium típusba sorolhatjuk. A vízadóban a nagy kalciumion-, magnéziumion-, hidrogén-karbonát-ion- és szulfátion-tartalom a kalcit (kalciumkarbonát), a dolomit (magnézium-karbonát) és az anhidrit (kalcium-szulfát) jelenlétének köszönhető (Roba, 2010). A felsorolt adatok a mélyebb rétegekből érkező vizekre jellemzők, ahol hosszabb a kontaktidő a karbonátos alapkőzet és az áramló víz között. A vizsgált területen a felszíni vízben mért értékek annak köszönhetőek, hogy a Nagyvárad vízadóban a vizek áramlási pályája rövidebb (rövidebb a kontaktidő). Ennek következtében a víztípus besorolása a dominánk anionok és kationok alapján ugyanaz lesz, de az itt mért ion-koncentrációk kisebbek lesznek. Szintén a vizek által a felszínig megtett út hossza okozhatja a források kissé eltérő vízösszetételét. A nitrát-tartalom szempontjából a vizsgált terület nyugati fele egységes képet mutat (31. ábra d)., 90 sz. melléklet). A keleti területeken már tarkább a kép, ami antropogén eredetű nitrát jelenlétére utalhat, hiszen a vizsgált terület keleti oldalára jellemzők az épületek és az antropogén tevékenység, itt valószínűbbek az emberi behatások. Érdekes, hogy a nagyobb nitrát koncentrációjú foltok nem a partokról lefűződve, hanem szinte diszkrét pontokként jelennek meg a víz belső részein. A legnagyobb koncentráció (> 0,6 mg/l) két foltban jelenik meg a forrástó patak felé eső részén és a patak kiinduló szakaszán. A nitrát értékek a kórházzal párhuzamos szakaszon kisebbek, illetve nullára csökkennek, azonban a folyásirányban a kórház vonala alatt újra egy nagyobb koncentrációjú terület rajzolódik ki. Tehát ez a folt lehet antropogén eredetű. A forrástó és a zsilip közötti partszakaszon a szántókkal szomszédos területeken szintén egy-egy kiugró nitrát-koncentrációjú folt látható. Itt az északi magaspart felől természetes vagy mesterséges gát hiányában az esővízzel bármilyen anyag könnyen beszivároghat, bemosódhat (akár erózióval). A forrástó és a patak kezdeti szakaszának találkozásánál látható nagyobb koncentrációjú folt melletti partszakaszra jellemző az intenzív legeltetés közvetlenül a víz partjáig. A termálfürdővel egy vonalban és ettől a vonaltól nyugatra a nitrát koncentráció nulla, illetve minimális nitrát-tartalom mérhető. A vizsgált terület középső szakaszáig látható nagyobb nitrát koncentrációjú foltok származhatnak a patak felsőbb szakaszairól, mivel szennyező-források vonalától a víz áramlása következtében a nagyobb koncentrációjú foltok a folyásirányban lefelé lesznek kimutathatók. A keleti nyúlvány mellett található 285

286 intenzíven művelt üvegházas területek felől a foszfáttal ellentétben nitrát nem érkezik, vagy ha igen, akkor a vízi élőlények igen gyorsan felhasználják, kivonják a vízből. A strand vize nitrát szempontjából nem befolyásolja a vizsgált víz összetételét. A foszfát-ion koncentrációja (31. ábra e)., 91 sz. melléklet) a keleti nyúlvány intenzíven művelt területekkel párhuzamosan futó szakaszán kívül szinte az egész vizsgált területre nézve nulla, tehát az északi parton található szabadföldi művelés alatt álló területek felől nem lép fel foszfátterhelés. A terepen látott antropogén szennyezések (pl. szabadon deponált istállótrágya közvetlenül a vízparton) a vízben nem mérhetők, valószínűleg az üledékben halmozódtak fel. Tehát foszfát-tartalom szempontjából a tó vize meglehetősen egységesnek tekinthető, a terület ~ 80 %-án a foszfát koncentráció 0,1 mg/l alatti. Kivételt a tó északi partjának néhány foltja jelent (0,1-0,2 mg/l). A vízben kimutatható kis foszfor koncentráció magyarázatához kis hangsúlyozni kell a mikroorganizmusok foszforkörforgalomban betöltött szerepét, mivel segítségükkel valósul meg az immobilizáció-mineralizáció folyamatpár, amelynek során a mikroszervezetek oldható foszforvegyületeket visznek szerves kötésbe, illetve a szerves kötésből ismét oldhatókká alapítják azokat. A nitrogénhez hasonlóan a foszforból is jelentős mennyiséget tartalmaz a mikrobák szervezete. A szervetlen foszforvegyületek szinte mindegyike nehezen oldható orto-foszfát. A kalcium-foszfátokhoz tartozik a hidroxilapatit [Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH)] és a fluorapatit [Ca 5 (PO 4 ) 3 F]. Ezek általában izomorf keverékben fordulnak elő, mert a hidroxidion és fluoridion hasonló ionátmérőjű, és ásványi kristályokban helyettesíteni tudják egymást. Az apatit csak bázikus körülmények között stabil, ph 7 alatt elbomlik. Valószínűleg a lúgos közegben a víz kalcium-tartalmának egy részével a foszfát kicsapódik és az üledékbe kerül, ezért nem mérhető ki nagyobb mennyiségben a vízben. Az üledékben a meszes talajokhoz hasonlóan a kevésbé oldható kalcium-hidrogénfoszfát CaHPO 4 és Ca 3 (PO 4 ) 2 keletkezik, s az utóbbi fokozatosan alakulhat karbonát-apatittá, ami még nehezebben oldódik. Jelentős mennyiségű foszfor kötődik azokhoz a vas és alumínium ionokhoz, amelyek a humin- és fulvinsavakkal alkotnak komplexeket. A szervetlen foszfátionok az agyagásványok és a szerves anyagok pozitív töltésű helyein adszorbeált állapotban vannak jelen. Az adszorbeált foszfornál az oldódási folyamat valójában egy ioncsere hidroxidion-, hidrogénkarbonátion- és szerves anionokkal. Szerves kötésben lévő foszfor csak akkor mineralizálódik, ha a szerves anyag elbomlik mellőle. Ekkor a foszfor oldható, felvehető alakokba megy át. A szerves kötésben lévő foszfor szervetlenné alakítása enzimatikus úton megy végbe, elsősorban foszfatáz enzim 286

287 segítségével a talajokhoz hasonlóan. A foszforoldhatóság anaerob körülmények között fokozódik. Az utóbbi évtizedekben a folyók foszfortartalma 300%-kal nőtt (Stefanovits és munkatársai, 1999). A növekedés legfőbb oka az, hogy a foszfor tartalmú tisztítószerekből származó foszfát a felszíni vizekbe kerül, amelyet az alacsonyabb rendű élőlények gyorsan felhasználnak, így a foszforkoncentráció növekedése beindítja az eutrofizációt, az algák elszaporodnak, a víz oxigéntartalma jelentősen lecsökken és a magasabb rendű élőlények kipusztulnak. A vízinövények életéhez szükséges többi tápanyag jóval könnyebben jut az élővizekbe, ahol a növényi produkció korlátja éppen a foszforkoncentráció. A 70-es években kézi erővel, katonákkal többször is megtisztították a tavat az elburjánzott növényzettől (Marossy Anna, szóbeli közlés). Az eutrofizáció jelei még ma is láthatóak (fotó), az elburjánzott algát időnként gereblyével eltávolítják. A víz tiszta és átlátszó ahol nagyobb a só koncentráció, erősebb a vízáramlás, vagy magasabb a hőmérséklet, tehát az életfeltételek az algák számára nem optimálisak. A nátrium eredendően nátrium-földpátokban fordul elő, amelyek gyorsan mállanak és a nátrium könnyen kimosódik belőlük. A langyos és meleg karsztvizek az intenzívebb áramlási zónákban kis oldott anyag tartalmúak: összes oldott sótartalmuk nem éri el az 1 g/l-t. Nagyobb mélységekben a mélybe süllyedt kőzettömegek átalakulásából származó széndioxid, valamint a hideg- és meleg vizek keveredése újabb oldásra képessé teszi ezeket a vizeket. A karbonátos kőzetekben is megtalálható agyagos képződményekkel való érintkezés révén a hévíz vegyi összetétele az alkáli hidrogén-karbonátos jelleg felé is eltolódhat, a pirit bomlásából pedig jelentős szulfát tartalom keletkezhet, de a kén szulfid formájában is megjelenhet. A nagy mélységű zárt termálkarsztos tárolókban a nátrium-klorid koncentráció is megnövekedhet: egyes esetekben az eredeti bezárt tengervíznek megfelelő, többször 10 g/l tartalmat is elérheti. A termális karsztvizekben előforduló gázok legnagyobb része általában széndioxid, amely "agresszív" oldószerré teszi az ilyen vizeket. A vizsgált területen nagyobb nátrium koncentrációt a szökevény források környékén, a források körül és a termálfürdőből beáramló használt víz környékén mértek (32. ábra a)., 92. sz. melléklet). Ennek alapján feltételezhető, hogy az oldott nátrium a mélyből feláramló termálvizekből származik. Az egyes források vizének nátrium tartalma valószínűleg eltér, mivel például a keleti nyúlványban mért nátrium koncentráció jóval meghaladja a többi területen mért értéket. Tehát az a forrásvíz több oldott nátriumot tartalmazhat, amely a patak ezen szakaszát táplálja. 287

288 Az oldatokban zajló kémiai reakciók szempontjából a nátrium és a kálium igen hasonlóan viselkedik, azonban a kálium a növények számára makrotápelem, így koncentrációja a magasabb rendű növényzettel (náddal) legsűrűbben benőtt területeken a legkisebb (84. ábra). Ez a nyugati tározó tó északi partján és a két tavat összekötő patak keleti oldalán a legszembetűnőbb (32. ábra b.), 93. sz. melléklet). Ennek ellenkezője is igaz, ahol frissen kiirtották a nádast és a kanadai átokhínár populációja szaporodott fel, ott a víz oldott kálium tartalma jóval meghaladta a vizsgált terület többi pontjáét, és eléri a keleti nyúlványban is megjelenő 3,8 mg/l feletti értékeket. Ezen a szakaszon a nagyobb kálium koncentrációhoz nemcsak a kiirtott növényzet, hanem az intenzíven művelt területre kijuttatott kálium-tartalmú műtrágyákból a beszivárgó vizekkel a patakba jutó többlet is hozzájárulhat ábra A Petea tó partját borító nádas A kalcium-ion mg/l közötti koncentrációban van jelen a tó területének több mint 80 %-án (32. ábra c.), 94. sz. melléklet). Néhány folt jelenik csak meg, ahol a víz felszíni rétegeiben a kalcium-tartalom több mint duplájára nő az átlagértékeknek. Ezek a pontok kivétel nélkül mind a parti zónában, vagy alacsonyabb vízállású területen találhatók. Feltehetően nem a víz tényleges kalcium tartalmának növekedéséről van szó, hanem arról, hogy a mintavételezés során felkavart üledékekből származó szemcsék kalcium-tartalma, valamint a szemcséken adszorbeálódott kalcium-ionok táródtak fel a mintavételezést követő savas tartósítás során. A forrástóban látható foltok egy igen sekély öblözetet jelölnek ki, amelyben mindössze cm-es mélységű víz van a vastag iszapos üledékréteg felett (85. ábra). A magnézium eloszlástérképe (32. ábra d.), 95. sz. melléklet) leginkább a kálium eloszlástérképével van összhangban, annak ellenére, hogy a magnézium a kalciumhoz hasonlóan viselkedik oldatban és kolloidokon adszorbeálva (Stefanovits és munkatársai, 1999). A magnézium a magasabb rendű növények számára fontos mikrotápelem, ezért a

289 káliumhoz hasonlóan a dúsabb növényzettel ellátott, nádassal fedett és fás szárúakkal körülvett területeken csökken a koncentrációja a vizsgált területen. Forrása a kalciumhoz hasonlóan a források vize, ahol a legnagyobb koncentrációkat mutatja ábra A Petea tó déli partján látható sekély öböl A 250 nm, 365 nm, 465 nm és 665 nm hullámhosszaknál (33. ábra a.), b.), d.), e)., 96., 97., 99., 100. sz. melléklet) meghatározott abszorbancia adatok eloszlástérképeinek elemzése alapján arra a következtetésre jutottunk, hogy a területen a kisebb molekulaméretű diszpergált szerves anyag (fulvinsavak) jelenléte nem mutat különösebb specifitást, kis mennyiségük nagyjából egyenletesen oszlik el a vizsgált víztestben. Koncentrációjukban némi növekedést a nyugati tározó tóban láthatunk. A 365 nm-en felvett abszorbancia értékeket jelölő E3 eloszlása azt mutatja, hogy a fulvinsav-huminsav határnak megfelelő molekulamérettel rendelkező szerves anyagok és asszociátumok a forrástó vizére, a patak forrástóból kiinduló keleti szakaszára, illetve a keleti nyúlvány forrástóhoz közelebbi szakaszára jellemzők. Ez a terület megegyezik

290 azzal, ahol nagyobb fokú az eutrofizáció és melegebb a víz hőmérséklete. Itt a vízben diszpergált humuszanyagok között közepes molekulaméretű, E3 és E4 értékekkel leírható szerves anyagok találhatók, azaz sem az E2, sem az E6 értékek nem mutatnak különösebb jellegzetességet, tehát sem a fulvinsavak, sem a nagy molekulájú huminsavak nem jellemzők erre a területre. Megállapíthatjuk, hogy ezek a körülmények a közepes molekulaméretű szerves anyagok keletkezésének és diszpergálódásának kedveznek. A forrástó déli partján látható nagyobb koncentrációjú foltok a sekély vízzel és a friss bomló növényzettel borított vastag iszaprétegű kis öblözetet jelzik (85. ábra). A forrástó középső részén és a patak forrástóból kiinduló szakaszán megjelenő kisebb koncentrációjú folt a feláramló forrásvíz hígító hatásának köszönhető. Ez a mintázat az E4 értékek eloszlásában is megjelenik, de nem olyan karakterisztikusan, mint az E3 esetében. Mindkét érték eloszlási térképén megjelenik a nyugati tározó tóban egy nagyobb koncentrációjú folt, amelyre nem találtunk magyarázatot vizsgálódásaink során. A 665 nm-en mért abszorbanciák, azaz E6 értékek eloszlása jól mutatja a vizsgált terület azon részeit, amelyre a magasabb rendű növényzet nagy egyedszáma jellemző. A fás szárú növényzet, a sűrű nádasok és az alacsonyabb vízhőmérséklet a nagyobb molekulatömegű szerves anyagok keletkezésének és felhalmozódásának kedvez. A két tavat összekötő patak középső szakaszán látható folt megfigyelhető a ph, a nátrium-, a kálium- és a magnézium eloszlástérképén is. Ennek okai a sűrű növényzet szűrő hatása, intenzív tápanyag felvétele (kálium, magnézium) és a növényi életfolyamatok és az elhalt növényzet bomlásából származó anyagok savanyító hatása. Ugyanez igaz a nyugati tó sűrű nádassal borított északi partjára. A tavirózsával, és a part menti részeken többnyire zöldalgával borított keleti területeken a nagy molekulájú szerves anyagok alig jelennek meg. A mérhető mennyiség nagy valószínűséggel nem is helyben képződött, hanem a patak folyásirányából érkezett a patakvízzel. Az E2/E3 arány egyetlen apró foltot mutat ki, amely egy pontszennyezést jelöl. Ebben a pontban közvetlenül a parton egy műszaki védelem nélküli istállótrágya depóniát találtunk, amelynek egy része a vízbe lógott. Ez a pont a kálium és nitrát eloszlás térképeken is megjelenik. Az E4/E6 eloszlástérkép szinte egy az egyben az E4 eloszlás rajzolatait mutatja. A nyugati oldalon egy folt kivételével - amelynek megjelenésére nem találtunk magyarázatot - a közepes és nagy molekulaméretű huminsavak közel azonos mennyiségben vannak jelen. A vízben diszpergált közepes molekulaméretű huminsavak körülbelül 80 %-át teszik ki a nagy molekulatömegű E6 értékkel jellemezhető huminsavakénak. A közepes 290

291 molekulatömegű szerves anyag dominanciája a keleti területeken kerül előtérbe az E4 és E3 értékek eloszlástérképének elemzésénél vázolt okok miatt. A vízkeménység (összes keménység), az effektív (Ca+Mg)-koncentráció és az effektív só-koncentráció eloszlástérképei szinte teljesen megegyeznek (34. ábra a.), b.), c.), sz. melléklet). Összes keménységnek nevezzük a víz kalcium-és magnéziumion-koncentrációját kalcium-oxid egyenértékben kifejezve. Az ún. karbonátkeménység, vagy effektív (Ca+Mg)-koncentráció a vízben oldott kalcium- és magnézium-ionoknak hidrogén-karbonát- és karbonátionokhoz rendelhető részét adja meg, tehát ezáltal kiszámítható a víz hatékony kalcium- és magnézium-tartalma. Az effektív só-koncentráció a nátrium és a kálium jelenlétét is figyelembe veszi, de mivel a vizsgált karsztos területen a nátrium- és kálium-ionok jelenléte elenyésző a kalcium- és magnézium-ionokhoz képest, ezért az eloszlástérképen szinte semmit nem változtat. A magnézium % a magnézium ionok arányát adja meg a kalcium- és magnézium-ionok összegéhez képest. Ez az arány 8-24 %-ig terjed (34. ábra d.), 105. sz. melléklet). Érdekes, hogy az abszolút mennyiségeket ábrázoló eloszlástérképekhez képest a magnézium-ion aránya a kalcium-ionéhoz képest ott nagyobb, ahol a magnézium-ion abszolút koncentrációja kisebb. Ez az összes megjelenő nagyobb magnézium arányú foltra igaz. Hogy ez a kép kirajzolódjon, ahhoz ezeken a pontokon a magnézium-ion koncentrációjának csökkenéséhez képest a kalcium-ion koncentráció csökkenésének még erősebbnek kell lennie. A terepbejárások alkalmával azt világosan meg tudtuk állapítani, hogy ezek a foltok a náddal legsűrűbben benőtt területekkel esnek egybe. A kalcium- és magnézium-ionok hasonlóan viselkednek oldatokban és a kolloidokon adszorbeálódva. Magnéziumból tudjuk, hogy jelenős mennyiség adszorbeálódhat ezeken a kolloidokon. Itt azonban az oldatból a kalcium-ionok kivonására kell magyarázatot találnunk. A hidratált magnézium-ion nagyobb, mint a hidratált kalciumion, így gyengébben kötődik a kolloidok felületén, annak ellenére, hogy a magnézium specifikus adszorpcióval kapcsolódik a kationcserélő helyeken. A megoldás a szerves anyagok jelenlétében keresendő. A kalciumadszorpció a humuszanyagoknál a legnagyobb fokú, egyrészt mert nagy a kationcserélő kapacitásuk, másrészt pedig mert a kalcium-ionok a szerves vegyületekkel kelátokat is képezhetnek és kicsapódhatnak a folyadék fázisból. A vízkeménység, az effektív (Ca+Mg)-koncentráció és az effektív sókoncentráció eloszlástérképei nemcsak egymással, hanem a kalcium-ionok abszolút mennyiségét ábrázoló koncentráció eloszlástérképpel is szinte teljesen megegyeznek. Az oka ennek az analógiának az, hogy mindhárom származtatott adatban a kalcium- 291

292 ionok koncentrációja dominál, ezért utóbbi eloszlása erősen rányomja bélyegét a többi származtatott paraméter eloszlására. A következőkben ismertetett és elemzett három paramétert alapvetően öntözővizek és szikes vizek jellemzésére alkották. Ennek ellenére a két terület vizeiben látható különbségek kimutatására kitűnően alkalmasak. A nátrium % a kalcium eloszlás térképének foltjainak teljes egészében komplementere (35. ábra a.), 106. sz. melléklet), azaz ahol a kalcium-ion abszolút mennyisége sok, ott a nátrium-ionoké kevés, illetve ez a reláció fordítva is igaz. A nátrium-ion jelenléte ezekben a vizekben elenyésző, a többi kationhoz viszonyítva a legnagyobb aránya is mindössze egy tized százalékkal haladja meg a 4,5 %-ot. A nátrium % eloszlástérképe természetesen a nátrium-ionok abszolút koncentrációjának eloszlástérképével is rokonságot mutat. Az effektív nátrium % figyelembe veszi a hidrokarbonát-ionok és a karbonátionok mennyiségét is. Ez az érték egyetlen pontban mutat nagyobb értéket, és ez megegyezik a pontszennyezés helyével, ahol az istállótrágya depónia található (35. ábra b.), 107 sz. melléklet). Az effektív nátrium % eloszlástérképen látható folt kirajzolódásának oka nem feltétlenül a nátrium-ion mennyiségének növekedéséből fakad, sokkal inkább a karbonát-, hidrokarbonát-ionok koncentrációjának csökkenésében keresendő. A depónia mellett a mért kationok más anionokhoz kötődnek (pl. szulfát- és kloridionok). Ezen magyarázat mellett szól még az is, hogy a nátriumionok abszolút koncentrációja, amely a többi területen is igen alacsony, itt még tovább csökken, valamint a kalcium- és magnézium-ionok koncentrációja is csökken a sűrű növényzet termelte szerves anyagok adszorpciós hatása következtében. A szódaegyenérték a kalcium-ion koncentrációjának eloszlástérképével komplementer, illetve minden olyan származtatott paraméterrel is, amellyel a kalciumkoncentráció domináns arányban összefüggésben van. A jó minőségű vizekben nem lehetnek fenolftalein lúgosságot okozó sók. Azonban a fenolftalein lúgosságot nem mutató vizek is tartalmazhatnak erősen szikesítő hatású nátrium-sókat, elsősorban nátrium-hidrogén-karbonátot. Ez az ún. szódaegyenérték, vagy más néven maradék nátrium-karbonát egyenérték. Gyakorlatilag azt a karbonát- és hidrogén-karbonát-ion mennyiséget adja meg, amely nem a kalcium- és magnézium-ionhoz kötött. Azokon a területeken, ahol értékei kicsik, vagy negatív értékeket vesznek fel, a karbonátokhoz kötött kationok között egyértelműen a kalcium és a magnézium-ion a domináns. Nagyobb szódaegyenérték értékek azokon a területeken jellemzőek, ahol a kalcium- és 292

293 magnézium-ionokkal szemben a nátrium- és kálium-ionok koncentrációja jelentősen megnő (35. ábra c)., 108. sz. melléklet). Ez leginkább a nádassal sűrűn benőtt területekre jellemző. Az eloszlás és a magyarázatok gyakorlatilag megegyeznek a négy vizsgált kation kielemzésénél leírtakkal. IV Petea tó vízkémiai vizsgálatainak hibatérképei A mórahalmi Nagyszéksós-tó hibatérkép számításaival együtt a Petea tó eredmények fejezetben feltüntetett paraméter-eloszlástérképeinek megbízhatóságát is megvizsgáltuk. A IV fejezetben kifejtett okoknál fogva a származtatott adatokat itt sem vettük figyelembe és a laboratóriumi független mérésekből származó paraméterek között vizsgálódtunk. Az 86. ábrán feltüntetett hibatérképek paraméterei azonosak a mórahalmi területen kiválasztott paraméterekkel. A paramétertérképeken ábrázolt és a ténylegesen lemért adatok különbségeiből számított hibát térképeken ábrázoltuk, illetve ugyanezeket a hibatérképeket a 10 % megengedett hibahatáron belüli pontok halmaza nélkül is megjelenítettük (86. ábra). A hibák a térképi ábrázolásra és nem a laboratóriumi mérésekre vonatkoznak. Az ábrázolt paraméterek adathalmazának leíró statisztikáit is összefoglaltuk a 36. táblázatban. A vezetőképesség (86. ábra a.), b.) sz. melléklet) a 10 % megengedett hibahatártól a forrástó területének északi részén mindössze egyetlen apró foltocskában tér el. A vizsgált terület többi része teljesen homogénnek tekinthető, a legnagyobb eltérés is 1 % alatt van. A nátrium hibaeloszlás térképén (86. ábra c.), d), sz. melléklet) a patak és a nyugati tó területén jelennek meg 10 % feletti eltérések. Ezek közül három folt pozitív, a többi negatív irányú eltérést mutat. A vizsgált területen a többi kationhoz képest a vízben a nátriumionból van a legkevesebb. Ezt a kis mennyiséget már egy kis változás is látványosan befolyásolhatja. A patak középső szakaszán a patak felszínen folyó vizének és a szökevényforrások feláramló friss vizének találkozásánál a két víz nátrium-ion tartalma a kalcium-ion és magnézium-ion tartalom mellett nagyon különbözik ezért a legnagyobb hibát piros foltokkal a térkép itt rajzolja ki. A kalcium-ion paramétertérképe a leginkább hibával terhelt, mivel erre az elemre nézve az eloszlás is nagy különbségeket mutat (86. ábra e.), f.), sz. melléklet). Az ábrázolt értékek 10 %-a 3 lenne, de itt 50-es értékek is előfordulnak, tehát a legnagyobb hiba több mint tízszerese az eredetileg megengedett 10 %-os értéknek. Ilyen mérvű eltérések esetén már felmerül a laboratóriumi mérésben ejtett 293

294 ábra A Petea tó vízmintáiban mért vezetőképesség (a), nátrium- (b) és kalciumtartalom (c) hibaeloszlás térképei

295 hibák lehetősége, amelyek a számolások során a hibaterjedés miatt nőttek olyan arányúra, hogy a hibaeloszlás térképeken ilyen látványos eltéréseket mutassanak. Ha - 10 és 10 közé állítjuk be az elfogadható hibát, akkor a többi méréshez és számításhoz képest a körülbelül háromszoros nagyságú hiba jónak mondható (86. ábra). Így a legnagyobb hibával terhelt foltok leglátványosabban a forrástó déli partján és a patak területén rajzolódnak ki. Ennek oka valószínűleg az, hogy a forrástó területén a frissen feláramló meleg termálvíz erősen befolyásolja az oldhatósági viszonyokat. Egyes oldott elemek a lehűlés során kiválnak, amíg mások a meleg víz megjelenésének hatására beoldódnak, valamint a tó körüli területekről is a tóba mosódhatnak. A foltok körülbelül azt az öbölszerű területet rajzolják ki, amely leginkább kimarad a felszíni vízáramlásból. ECH ECH hiba Na + Na + hiba Ca 2+ Ca 2+ hiba Minimum 572,00-6,00 0,00-1,23 30,06-48,62 Maximum 656,00 5,44 9,81 1,84 349,37 95,68 Mintaterjedelem 84,00 11,43 9,81 3,06 319,31 144,30 Átlag 593,61-0,04 5,44 0,00 106,07 0,43 Medián 594,00-0,00 5,96 0,01 98,93 0,00 Első kvartilis 587,00-0,95 5,70-0,09 88,78-5,47 Harmadik kvartilis 598,00 0,72 6,20 0,16 118,98 4,60 Standard hiba 0,90 0,13 0,13 0,03 3,67 1,34 95% konfidencia intervallum 1,78 0,26 0,26 0,07 7,25 2,65 99% konfidencia intervallum 2,35 0,34 0,34 0,09 9,57 3,50 Variancia 121,71 2,57 2,51 0, ,06 264,95 Átlag szórása 7,22 1,16 1,14 0,25 28,99 9,52 Standard deviáció 11,03 1,60 1,58 0,40 45,03 16,28 Variációs koefficiens 0,20-40,44 0,29 217,54 0,43 37,79 Skew 2,52 0,12-1,29-0,09 1,96 2,10 Kurtouzitás 12,36 1,61 2,54 4,21 7,21 11, táblázat A vizsgált paraméterek leíró statisztikai adatai IV A Petea tó vízkémiai eredményeinek statisztikai elemzése A statisztikai elemzéseknél a ph, vezetőképesség, nitrát-, foszfát-, karbonáttartalom, valamint a nátrium-, kálium-, kalcium- és magnézium koncentrációkat vettük figyelembe. Az elemzésbe bevont változók alapstatisztikáit a 37. táblázat tartalmazza. Első lépésben megnéztük Kaiser-Meyer-Olkin vizsgálattal, hogy a változók alkalmasake faktoranalízisre, vagyis a parciális korrelációk egy elfogadható mértéken belül vannak-e. Ha a változópárok között nincsen, vagy nem erős a kapcsolat, akkor a

296 változók nem alkotnak csoportokat. A parciális korreláció megfelelő, ha az érték 0,5 felett van és nagyon jó, ha 1-hez közeli szám. Ennek alapján a változópárok között Átlag Tapasztalati szórás ph 7,35 0,145 Vezetőképesség 593,61 11,032 Nitrát 0,07 0,241 Foszfát 0,05 0,084 Karbonát 354,42 45,034 Káliumion 2,47 2,897 Kalciumion 106,07 0,584 Magnéziumion 17,01 9, táblázat Az elemzésbe bevont változók alapstatisztikái nincs erős kapcsolat, mivel az érték 0,5 felett van (0,594), de a vizsgálatokhoz megfelelő. A Bartlett vizsgálat alapján páronként nem függetlenek a változók, tehát van látens struktúra a paraméterek között. A kálium, magnézium és a kalcium kis mértékben korrelál egymással. A kommunalitás vizsgálatnál extrakciós módszerként a Maximum Kiindulási érték Extrakció ph 0,524 0,759 Vezetőképesség 0,638 0,890 Nitrát 0,280 0,315 Foszfát 0,657 0,767 Karbonát 0,275 0,291 Káliumion 0,736 0,941 Kalciumion 0,525 0,573 Magnéziumion 0,686 0, táblázat A kommunalitás vizsgálat eredményei Likelihood módszert alkalmaztuk. Az eredményeket a 38. táblázatban tüntettük fel. Az extrakció azt adja meg, hogy a létrehozott faktorok a mért változók szóródásának hány százalékát magyarázzák. Kezdeti sajátérték Extrahált súlyozott négyzetösszegek Faktor Variancia Kumulatív Variancia Kumulatív Teljes Teljes % % % % 1 2,483 31,041 31,041 2,171 27,142 27, ,010 25,127 56,168 1,667 20,835 47, ,667 20,840 77,009 1,438 17,976 65, ,641 8,008 85, ,496 6,195 91, ,360 4,500 95, ,188 2,356 98, ,155 1, , táblázat A teljes variancia magyarázat számolt értékei

297 Azokkal az értékekkel foglalkoztunk, amelyek nagyobbak vagy egyenlők 0,25-tel, azaz az 'r' érték nagyobb vagy egyenlő 0,5-tel a faktor és az eredeti változó között. A nitrát és a karbonát kivételével ez minden változóra teljesült. A változók közül kivettük a nártiumot, mert a nagyon erős (0,970) kommunalitása a faktort nagyon eltorzította. A teljes variancia magyarázat egyes lépéseinek adatait az 39. táblázat tartalmazza. A számolások végén 3 faktort tudtunk megkülönböztetni (40. táblázat). Az első %- ban a második %-ban, a harmadik %-ban magyarázza a rendszert, tehát a faktorok összesen %-ban írják le a változókat. Faktor Rotációs súlyozott négyzetösszegek Teljes Variancia % Kumulatív % 1 2,173 27,160 27, ,757 21,968 49, ,346 16,825 65, táblázat A faktorok statisztikai adatai A khi-négyzet próba alapján a faktorok jól képezik le a változókat, mert a khinégyzet értéke kisebb, mint 20, és szignifikancia szintje 0,5033, tehát nem nulla. A rotációs faktor mátrix alapján egy csoportba soroltuk azokat a paramétereket, amelyeket az egyes faktorok mozgatnak és amelyek nagyobbak, mint (41. táblázat). Az extrakciós módszer a Maximum Likelihood módszer volt, a rotációs módszer Varimax 297 Faktor Kálium 0, Magnézium 0, Kalcium 0, ,255 Vezetőképesség - 0,893-0,268 Foszfát - 0,795 0,352 Karbonát - 0,510 - ph - - 0,857 Nitrát , táblázat Rotációs faktor mátrix Kaiser Normalizációval történt, az optimalizálás négy lépcsőben valósult meg (41. táblázat). A Varimax rotáció "jóságát" a faktor transzformációs mátrix adja meg (42. táblázat). Az első faktor (Factor 1) a kalciumot (0,712), magnéziumot (0,851) és a káliumot (0,936) foglalja magába (87. ábra a.), 193. melléklet).

298 Ez a csoport az alapkőzet és a forrásból feláramló víz összetételét tükrözi. A második faktor (Factor 2) a vezetőképességet (0,893), a foszfátot (0,795) és a karbonátot (0,510) tartalmazza (87. ábra b.), 194. melléklet) ábra A faktorok eloszlástérképe a Petea tó területén Ez a faktor erősen növeli a foszfátot és a vezetőképességet, amíg a kalciumot csak kis mértékben mozgatja, tehát utóbbi nem befolyásolja jelentősen a faktort. Itt a foszfát a nem az alapkőzet hatását, hanem egy felszínről származó antropogén hatást tükröz. Az oldott foszfát jelenlétét egyrészt a vízben élő mikroorganizmusok és a növényzet jelentően befolyásolja. A tó egyes területein jól felismerhetők az eutrofizáció jelei (88. ábra). A tó foszfát-terhelése a tóra a szomszédos művelt területek nem megfelelően kialakított szerves-trágya deponálási gyakorlatából és a környező területek csatornázatlanságából fakadhat. A karbonát hatása a faktorra minimális. A harmadik faktor (Factor 3) tartalmazza a kalciumot (-0,255), a vezetőképességet (-0,268), a foszfátot (0,352), a ph-t (0,857) és a nitrátot (-0,522) (87. ábra c.), 195. melléklet). Ez a faktor leginkább csak a ph-t növeli. Ez azt jelenti, hogy van olyan hatás, amely csak a ph-t befolyásolja, tehát a ph valamilyen szinten független az alapkőzettől és a vezetőképességet befolyásoló tényezőtől. Ez azonban nem antropogén hatás, mert a

299 faktor ellentétesen mozdul a nitráthoz képest, bár a nitrát csak kismértékben tartozik a Factor 3-hoz ábra A Petea tó területén a parti területeken kialakult eutrófizáció jeleit mutató zónák A paraméterek együttes elemzése is alátámasztja azokat az eredményeket, amelyeket a paraméterek külön-külön történő értelmezésével eddig kaptunk. Jól kirajzolódnak a korábbiakban elkülönített hatások, mint például a part menti területek intenzív műveléséből, a fürdő felöl érkező használt termálvíz kémiai összetételéből fakadó antropogén valamint az alapforrás és a szökevényforrások jelenlétéből, a növényzet szűrő és felvevő hatásából fakadó természetes hatások. Faktor ,952 0,264 0, ,230 0,950-0, ,200 0,167 0, táblázat Faktor transzformációs mátrix A faktorok scatter-plot mátrix diagramja megmutatja, hogy esetleg mely faktorok függenek össze. Ez az összefüggés azonban nem korrelációt jelent, hiszen a

300 faktorok se magyarázzák az elemzések 100%-át. A korrelációs viszonyokat mind faktor szinten, mind a nyers adatoknál vizsgálva azt találtuk, hogy igazából csak a kálium, magnézium és a kalcium korrelált kis mértékben egymással, így a faktoroknál a fent leírtak alapján nem volt korreláció (89. ábra). 89. ábra A faktorok scatter-plot mátrix diagramja 300 IV A hatástávolság meghatározása a Petea tó területén mért paraméterekre A következő lépésben variogram vizsgálatokat végeztünk, hogy megtudjuk az egyes paraméterek mérési adatai meddig terjeszthetőek ki, azaz egy adott (x, y) koordináta pontban lévő érték milyen távolságig érvényes, az adott koncentrációt milyen távolságig becsülhetjük. Bizonyos távolságon belül az egyes pontok tulajdonságai összefüggenek egymással, autokorrelálnak (Bárdossy 2000). Hatástávolság alatt azt a távolságot értjük, amelyen belül a minta sajátos jellemvonásai környezetében még érzékelhetők. Ez a variogram grafikonján annak a pontnak az abszcisszája, amelynél a függvény értéke állandósul. Az E abszorbancia értékeken kívül minden mért értékre (9) megszerkesztettük a félvariogramokat. Ezek közül a nitrát, karbonát és a kalcium függvénye röghatást mutat, ezért ezeket a további vizsgálatainknál nem tudtuk használni. A röghatás típusú félvariogram akkor jelentkezik, ha a mért érték nem reprezentálja a valóságot. Ez általában a mérési hálózat (túl nagy) miatt, vagy esetleg a mérés, kiértékelés hibájából eredhet. Az utóbbit elvethetjük, mivel ugyanabban a laboratóriumban, ugyanaz az

301 analitikus ugyanazon a műszeren végezte az összes mérést. A mért értékek vélvariogramjaira elméleti félvariogramokat szerkesztettünk (minden esetben szférikus modellt), melyek hatástávolságait leolvasva a következő táblázatban összefoglalt értékeket kaptuk (43. táblázat): Változó Hatástáv (m) ph 36 Vezetőképesség 55 Nitrát - röghatás Foszfát 50 Karbonát - röghatás Nátrium 55 Kálium 55 Kalcium - röghatás Magnézium táblázat A félvariogramokra illesztett elméleti félvariogramokból leolvasott hatástávolságok Az értékek alapján látható, hogy átlagosan 55 m-ig lehet kiterjeszteni egy mért értéket, azonban ha minden értéket megfelelően akarunk mérni, akkor a legkisebb hatástávolságú ph értéket kell figyelembe venni, tehát egy kb. 36 m-es mérési hálózat megfelelő mind a hat röghatást nem mutató változó megfelelő méréséhez. Az így mért értékek jól felhasználhatók különböző statisztikai becslésekre, hiszen jól reprezentálják a terület koncentráció-eloszlásait. A nitrát, a karbonát és a kalcium röghatást mutatott, tehát a jelenlegi hálózat ezen paraméterek valós koncentráció-eloszlásainak követésére nem alkalmas. Tehát ha a későbbiekben rácshálózat mentén újabb felmérést szeretnénk készíteni a területről, akkor az itt kiszámított eredményeket felhasználva optimalizálni tudjuk a rácspontok elhelyezését és távolságát annak függvényében, hogy milyen paramétereket szeretnénk a továbbiakban vizsgálni. 301 IV Petea tó javasolt monitoring pontjai A Petea tó esetében nem szükséges annyi monitoring pont kijelölése, mint Nagyszéksós-tó területén. Egyrészt a vizsgált terület kisebb kiterjedésű, másrészt a viszonylag kis kiterjedésű tavaktól eltekintve egy irányba folyó patakról van szó. A következő hat pont elhelyezését látjuk szakmailag és a terület adottságait figyelembe véve indokoltnak: A keleti nyúlványban elhelyezett 1. pont az intenzíven művelt területekről bemosódó anyagokról és a fentebb fakadó források vizéről adna

302 információt. A 2. pont a forrástóba belépő víz minőségét mutatná. Ezek közül az utóbbi is elegendő lenne, ha pusztán az esetleges szennyezés detektálása lenne a cél, de az 1. pont beiktatásával időt lehet nyerni a forrástó védelmének kialakítására. A 3. pontban a forrástóból kilépő vizet lehetne vizsgálni. Ez a pont a vizsgált paramétertérképeken nem mutatott eltérést, de szennyezés esetén hasznos információt szolgáltathat arról, hogy mennyi szennyezőanyag maradt a forrástó vizében és üledékében. 90. ábra Javasolt monitoring pontok a Petea tó területén Elhelyezésének további indoka, hogy erre a partszakaszra jellemző az intenzív legeltetés, tehát itt a legnagyobb az állattartásból fakadó környezeti terhelés. A negyedik kijelölt monitoring pont a szökevényforrások területén helyezkedik el. A feláramló forrásvizek a patakvíz összetételére ható módosító hatásain kívül a déli partról a kórház felől érkező esetleges antropogén szennyezések észlelésére lehet alkalmas. Utóbbi miatt a patak folyásának irányát és sebességét figyelembe véve a kórház épületének vonalától nyugatra helyeztük el. Ugyanez a pont információt adhatna az északi parton ledeponált istállótrágya vízre és üledékre gyakorolt hatásáról is, illetve hogy a nádas mennyire tudja ellátni szűrő, tisztító szerepét. Az 5. pont a strand felöl beáramló használt termálvizek minőségéről, a tározótó vízminőségének változásairól és a zsilip felől időnként beáramló víz minőségéről adna tájékoztatást. A kijelölt 6. monitoring pont szinte minden vizsgált paraméter esetében másképpen viselkedett a vizsgált terület többi részéhez képest, ezért javasoljuk monitoring pont elhelyezését ide. A IV fejezetben kifejtett új monitoring technikákat a 3. és az 5. pontban lehetne telepíteni. A kitelepítéskor az elhelyezésre és biztonsági szempontokra fokozottan ügyelni kell, ha lehetséges, akkor 24 órás felügyeletet kell a készülékek védelmére szervezni. 302

303 IV Petea tó szedimentológiai vizsgálatainak kiértékelése IV Petea tó szedimentológiai elemzése a rétegellenállás alapján A Nagyváradhoz közeli Petea tó körül 8 mintavételi ponton tártak fel szelvényeket szedimentológiai vizsgálatokhoz (6. ábra, 18. melléklet). Ezen mintavételi pontok terepi- és laboratóriumi talajfizikai vizsgálatának eredményeit foglaljuk össze ebben a fejezetben. A szelvényekben a rétegek ellenállását annak alapján mérték, hogy az állandó ütéserősséggel működő mintázó 20 cm-t hány ütéssel tud megtenni. Ezt a számot hisztogramon ábrázolva, majd a hisztogramra burkológörbét illesztve ún. rpd diagramokon megapascal-ban megadható a szelvényben a rétegek tömörödöttsége (36. ábra). A rétegellenállás diagramján (36. ábra) a P1 görbe 10,0 méteres mélységben sem éri el az aljzatot. Körülbelül 2,3 méter mélyen van a legnagyobb ellenállású pontja, ahol a nyomás eléri a 10,0 MPa-t. A felső ~ 0,1 m után már ~ 3,8 MPa-ig ugrik a nyomás, majd ~ 1,4 m-ig 1,0 MPa-ra csökken. 1,4 m-től 2,0 m-ig újra emelkedés tapasztalható, itt 6,0 MPa-ig nő a rétegellenállás. Ezt követően a 2,0 MPa csökkenés után (0,2 m-en belül) a nyomás újra megugrik és eléri a szelvényben mért legnagyobb nyomásértéket (10,0 MPa) ~ 2,5 m mélységben. Ezt a hirtelen nyomásnövekedést egy áthalmozódott travertin réteg okozza. Ezen réteg felett üledékes rétegek találhatók édesvízi mészkővel, de nem találtak természetes szukcesszióra utaló nyomokat. A tömörödött réteg ~ 0,2 m vastag. Ezt az akadályt átütve ~ 2,3 m-nél újra 4,0 MPa alá csökken a nyomás. Ezután 2,75 m-től ~ 4,0 m-ig egy ~ 3,5 MPa-ról induló és 4,0 m-nél 3,0 MPa-ra csökkenő nyomással egy nyomásérték növekedés és csökkenés látható. A görbe ezen szakaszán a maximum közegellenállás 3,5 m-nél 5,5 MPa. 4,0 m-től ~ 5,0 m-ig a rétegnyomás csökkenő tendenciát mutat, 3,1 MPa-ról 1,0 MPa-ra csökken. 5,0 m alatt egyetlen pont kivételével (~ 5,8 m; 3,9 MPa) a nyomásgörbe lefutása 2,0 MPa alatt mozog, ~ 1,8 MPa érték körül ingadozik, és a fúrat aljáig ez nem változik. 3,8 m-től 5,8 m-ig in situ travertin található, amelyet csak a hézagokban tölt ki az üledék anyaga. 5,8 m és 10,6 m között egy relatív homogén agyag összlet található, amely 8,8 m alatt pleisztocénholocén korú kavicsrétegre telepszik. A P2 görbe lefutása lényegesen egyszerűbb a P1 görbéhez képest, noha a felső 0,2 m-ben a görbék teljesen együtt futnak. A felső 0,2 m-ben egy kb. 3,9 MPa-os maximumot követően a görbe ~ 1,25 m-ig fokozatosan csökken. 1,25 m alatt 4,5 m-ig ~ 1,0-1,5 MPa körül mozog a szelvény rétegellenállása. A felszíntől 3,4 m-ig a Petea tó 303

304 fosszíliákban gazdag üledékei találhatók. 4,5 m-től ~ 5,2 m-ig 0,7 m-en belül szinte lineárisan nő a rétegellenállás 9,5 MPa-ig ahol a mérés befejeződik. A fúrás az alapkőzetet ebben az esetben sem érte el. 3,4 m-től 5,2 m-ig a Sebes Körös medencéjéhez tartozó laza terasz típusú üledékösszletei találhatók. A P3 görbe lefutása tendenciájában meggyezik a P2 görbe lefutásával. A felső 0,2 m-ben 6MPa fölé ugrik a rétegellenállás, majd 0,5 m-ig tovább nő 6,5 MPa-ig. Innen ~ 1,8 m-ig szinte lineárisan folyamatosan csökken. Ebben a szintben szinte nullára csökken a közegellenállás, amely ~ 0,4 m vastagságban így is marad, azaz egy gyakorlatilag ellenállás nélküli üledékréteg található ebben a mélységben. A felszín alatti víz szintje ~ 2 m. A felszíntől számított ~ 2,6 m mélységig a Petea tó fosszíliákban gazdag üledékei találhatók. A nagyobb szerves anyag tartalmú, tőzegesebb rétegek, amelyek nem fejtenek ki nagyobb ellenállást a szelvényben. Ezt követően 2,8 m-ig újabb növekedés látható, ahol 2,0-2,1 MPa-ig nő a nyomás. 0,2 m-en belül 3,0 m mélységig újabb 1,0 MPa csökkenés következik. 3,4 m-ig növekedő (2,0 MPa), 4,0 m- ig csökkenő (1,5 MPa), majd újabb növekedő (4,0 MPa) és 4,5 m-nél 4,75 m-ig újra csökkenő (2,0 MPa) szakaszokat lehet megkülönböztetni a nyomásgörbe lefutásán. Egy enyhe növekedést követően (2,75 MPa) 5,0 m-től a szelvény aljában szinte lineárisan nő a nyomás 0,5 m-en belül 7,0 MPa-ig és itt a szelvényfeltárás megszűnik. A ~ 2,2 m- 5,6 m közötti mélységben a Sebes Körös medencéjéhez tartozó laza terasz jellegű üledék összletek rétegei találhatók. A P4 jelű fúráspontban a felső 0,25 m-ben a nyomás 3,0 MPa-ra nő, amellyel eléri a szelvényben mérhető legnagyobb nyomásértéket. A rétegellenállás 0,4 m-ig ~ 2,1 MPa-ra csökken, majd újra 3,0 MPa-ra nő 0,6 m mélységig. A következő 0,4 m-ben (1 m-ig) 1,5 MPa-ra csökken. Az 1,4 m-nél és 2,0 m-nél mérhető szinte nulla nyomású közegellenállás nélküli rétegek egy ~ 1,8 MPa nyomású csúcspontot fognak közre ~ 1,8 m mélységben. 2,0 m-től 3,8 m-ig újabb szinte nulla közeg-ellenállású rétegeket mutattak ki, tehát itt egy vastagabb laza szerves üledékréteg található. A felszín alatti víz szintje 3,2 m mélységben van, a szemcseméret meghatározásokhoz a mintázás is eddig a mélységig történt. A 3,8 m és 5,6 m közötti mélységben a nyomás közel nulláról ~ 2,2 MPa-ig nő majdnem lineárisan. Innentől 6,6 m mélységig a nyomásértékek 3,0 MPa körül ingadoznak körülbelül 2,8-3,2 MPa-os tartományban. A felszíntől számított 4,4 méteres rétegben a Petea tó fosszilis üledék összlete található. Ezt követi 6,6 m mélységig egy pleisztocén-holocén agyag összlet. 6,6-6,8 m-ig a nyomás ~ 3,0 MPa-ról 10,0 MPa-ra nő, azaz a fúrás elérte az alapkőzetet, megjelent a baremi-apti mészkőréteg. 304

305 A P5 fúrásban a nyomásgörbe 4,7 MPa-ig fut a felső 0,25 m-en, 0,5 m-ig eléri a 5,0 MPa-t és 1,0 m mélységig lassan 2,5 MPa-ra csökken. A nyomás nem változik 1,2 m-ig, majd egy újabb csökkenő szakasz rajzolódik ki ~ 2,4 m mélységig. Itt a nyomás ~ 1,75 MPa. Innen a nyomás nő és 1,8 m-nél eléri a ~ 2,2 MPa lokális maximumot. Az ezt követő csökkenés során ~ 2,2 m-nél a nyomás nulla értékre zuhan és ott is marad 3,4 m mélységig. A felszíntől 3,2 m mélységig a Petea tó üledékei találhatók fosszíliákkal és növényi részekkel. 2,1-2,4 m mélységben egy tőzeg beékelődés is tarkítja az üledékösszlet képét. 3,4 m és 4,5 m között egy növekvő (~ 2,5 MPa), 4,5 m-től 5,0 m-ig egy csökkenő ( ~1,8 Mpa), 5,0-5,2 m között egy rövid növekvő ( ~1,9 MPa), 5,2-5,4 m között rövid csökkenő ( ~ 1,0 MPa) 5,4-5,6 m között egy újabb rövid növekvő (~ 1,2 MPa) szakaszt lehet megkülönböztetni a nyomásgörbén. Ezt követően a nyomás már nem változik ennyire gyorsan, a csökkenő és növekvő szakaszok hossza megnő és a nyomásértékek sem változnak nagymértékben. 5,6 m-től 6,2 m-ig a nyomás ~ 1,2 MParól ~ 1 MPa-ra csökken, majd 6,2 m-től 8,2 m-ig 2,0 méter hosszan ~ 1,0 MPa-ról ~ 1,8 MPa-ig nő. 3,2 m és 8,2 m között rétegződnek a Petea tó fosszília-mentes üledékei. 5,0-8,8 m-ig csak ellenállás vizsgálat történt. 8,2 m és 8,8 m között a nyomás ~ 1,8 MPa-ról 8,4 és 8,6 m között egy töréspont beékelődésével ~ 3,6 MPa-ig nő. Ez a réteg már valószínűleg a barremi-apti mészkő törmelékrétege. A P6 jelű fúráspontban az eddigiekhez képest az alapkőzet lényegesen közelebb fekszik a felszínhez, a fúrás mindössze 4,4 m-ig tart, ahol már 4,0-4,2 m között megjelenik a mészkő törmelék réteg. A nyomásgörbe lefutásán látszik, hogy a felső 0,4 m-en eléri a nyomás a szelvényre jellemző maximum 6,0 MPa nyomásértéket. Ettől magasabb nyomást csak a szelvény legalsó rétegeiben mértek, azonban ezek az értékek már az alapkőzet megjelenését jelzik. A nyomás 0,4 m és 0,8 m között egy enyhe csökkenéstől eltekintve ezen a 6,0 MPa nyomáson marad. 0,8 m-től 1,6 m-ig egy csökkenő tendencia látható, amely 1,8 m-nél egy kis ugrás kivételével tovább csökken 2,2 m mélységig 2,0 MPa-ra. A felszíntől 2,4 m mélységig a Petea tó üledékösszletei helyezkednek el, fosszíliákkal és növényi részekkel keverve. 2,2 m-től 3,2 m-ig enyhén növekszik a nyomás 2,8 MPa-ra és 4,0 m mélységig nagyjából ezen a nyomásértéken is marad. A 4,0 m alatti rétegben a nyomás 0,2 m-en belül 10,0 MPa-ra nő az alapkőzet megjelenése következtében. 2,4 m és 4,0 m közötti rétegben a Petea tó fosszíliák nélküli üledékösszletei fekszenek. A P7 fúráspontban a nyomás a felszíni 0,2 m-ben ~ 5,9 MPa-ra ugrik, amely a következő 0,2 m-ben még tovább nő 6,5 MPa-ig, ahol eléri a szelvényre jellemző 305

306 legnagyobb rétegellenállást. Ezt követően a nyomás gyakorlatilag 4,0 m-ig csökken. Ezt a csökkenő szakaszt három kisebb egységre bonthatjuk. Az elsőben a nyomás gyorsan csökken, 0,8 m-es szakaszon 6,5 MPa-ról 2,5 MPa-ra. A második szakaszban 1,2 m - 1,8 m mélységintervallumban a nyomás egyáltalán nem változik, majd a harmadik szakaszban 2,5 MPa-ról 0,4 Mpa-ra csökken (4,0 m). Ettől a mélység ponttól kezdve egy hosszan elnyúló (2,8 m) enyhe növekedés látható 6,8 m-ig, amely a végpontban eléri a ~ 3,75 MPa nyomást. A felszíntől 5,0 m-es mélységig a Petea tó üledék összletei találhatók fosszíliákkal és növényi részekkel, amelyeket néhány helyen tőzegösszletek törnek meg (pl. 1,2-1,8 m-ig). 6,8 m-től 7,0 m-ig egy rövid csökkenő szakaszt követően (~ 3,25 MPa) egy ugyanilyen rövid (0,2 m) növekvő szakasz követ (4 MPa). A 7,2 m- től 8,0 m-ig tartó rétegben a nyomás lassan 3 MPa-ra csökken. Újabb két 0,2 m-es szakaszon a nyomás ~ 3,9 MPa-ra nő, majd 3,5 MPa-ra csökken. Ezt követően 1,4 m hosszan a nyomás 4,5 MPa-ig nő és eléri 9,8 m-nél az alapkőzetet. 5,0 m és 9,8 m között a Petea tó struktúrájának fosszília-mentes agyagösszletei jelennek meg. A P8 jelű fúrásban a felszíni 0,2 m-ben a nyomás csak kis mértékben ugrik meg az előző fúráspontok felszíni rétegeiben mért 3-6 MPa nyomásokhoz képest, mindössze ~ 2,1 MPa. Ettől a ponttól kezdve a nyomás folyamatosan nullára csökken 1,8 m mélységig. 0,8 m és 1,2 m között 1,0 m-nél egy lokális nyomásmaximum található (0,8 MPa). Az 1,2 m és 1,6 m közötti rétegben a nyomás nem változik, ezen a szakaszon végig ~ 0,6 MPa. 1,8 m-től 2,4 m-ig a nyomás szinte nulla, majd folyamatosan 4,6 m mélységig 3 MPa-ra nő. Ezen a szakaszon 2,8 m-nél (~ 1,25 MPa) és 3,6 m-nél (~ 2,25 MPa) jelenik meg egy-egy lokális nyomás maximum. A felszíntől 3,2 m mélységig a Petea tó fosszíliákkal és növényi részekkel tarkított üledékösszletei jelennek meg, amelyekbe tőzegrétegek települtek (ellenállás nélküli illetve állandó nyomású szakaszok). A felszín alatti víz szintje 2,0 m. 4,6 m és 7,0 m között a nyomásértékek alig változnak, 3 MPa körül mozognak körülbelül 0,25 MPa ingadozással. 3,2 m-től 7,0 m-ig a Petea tó fosszília-mentes agyagos üledékei helyezkednek el. 7,0 m-től 7,2 m-ig a nyomás megugrik és eléri a 10 MPa-t, amely az alapkőzethez tartozó mészköves rétegek megjelenésére utal. 306 IV Petea tó textúraosztály elemzése A textúraosztály meghatározások eredményeit az 91. ábrán (205. melléklet) foglaltuk össze. A színeknek fizikai-kémiai tartalmuk nincsen, rokonságot az egyes szelvények szintjei között nem jelentenek, pusztán a rétegek egymásutániságát jelölik.

307 A színkód megegyezik a textúraosztályozás terner diagramjainak esetében használt színekkel ( melléklet). A Nagyszéksós-tó területén feltárt három szelvényhez hasonlóan (F3, F4, F1) a P1 jelű szelvényben egy ponton hiátus volt a szelvény leírásában. Mivel nincsen információnk arról, hogy a mintavételezők ezzel mit szerettek volna jelölni, vagy egyszerűen csak elírásról van-e szó, ezért az ábrázolásban változatlanul hagytuk, nem változtattuk meg önkényesen a leírások réteghatárait. Az ábrán feltüntetett feliratok az "EN ISO : 2005, Geotechnikai vizsgálatok. Talajok azonosítása és osztályozása 2. rész: Osztályozási alapelvek" című szabványban definiált jelmagyarázatokkal egyeznek meg. A Petea tó területén nyolc helyen kijelölt fúráspont magmintáiból - amelyek leírását a III fejezet tartalmazza -, bizonyos mélységig minden terepen meghatározott rétegből szemcseméret meghatározást végeztek. A könnyebb áttekinthetőség és elemzés érdekében elkészítettük a szelvények vázlatos mélységtextúraosztály diagramjait (91. ábra). Kivastagított kerettel azokat a rétegeket jelöltük, amelyek szemcseméret összetétele két textúra osztály határára esik. A P3 és P5 szelvények felszíni szintje nagy agyagtartalmú (91. ábra). A tótól északra feltárt P3 szelvényben ez a nagyobb agyagarány a következő két rétegben is uralkodó (~ 180 cm-ig) és a szelvény aljában is visszatér (280 cm-től). A két agyagos réteg egy 100 cm vastagságú durvább szemcseeloszlású iszapos agyag és egy kavicsos agyag réteget fog közre, azaz az egész szelvényre az agyag fizikai féleség a legjellemzőbb. Ezzel a felépítéssel a feltárt szelvények közül ez a legegyszerűbb, a felső rétegeit a tó fosszíliákban gazdag üledékei, míg az alsó részét a Seber Körös medencéjéhez tartozó laza, terasz jellegű üledékösszletek alkotják. A P3 szelvényen kívül a P2, P5, P6, P7 és P8 fúráspontokra is túlnyomórészt az agyagfrakció uralkodó aránya a legjellemzőbb. A P2 szelvény a tó fosszíliákban gazdag üledékrétegeit foglalja magába. Finomabb szemcse-összetételű iszapos agyag rétegeit amelyek 240 cm mélységig tartanak, mindössze ~ 60 cm vastagságban töri meg egy durvább kavicsos homokos agyag réteg ( cm). Ezek a rétegek a 240 cm alatti mélységben elhelyezkedő agyag rétegekre épült. A szelvény durvább szemcse-összetételű rétege a kavicsoshomokos agyag és a homokos-kavicsos homok határán helyezkedik el a szemcseösszetétel terner rendszerében. Ebben a szelvényben ez az egyetlen réteg, amelynek összetétele két fizikai féleség határára esik. 307

308 A forrástótól dél-keletre elhelyezkedő P7 szelvényben jelenik meg a feltárt szelvények közül a legvastagabb rétegben az agyag fizikai féleség ( cm-ig, 260 cm vastagságban). A felszíni szintben ~ 80 cm mélységig megjelenő talajosodott üledékréteg fizikai félesége iszapos agyag, amely újra megjelenik a szelvény legalsó ábra A textúraosztályozás eredményeinek összefoglaló táblázata ( cm) mintavételezéshez még feltárt rétegeiben. A szelvényben cm-ig egy homokos-agyagos iszap réteg töri meg az agyagos főtípusba sorolható összletet. A felszíni réteg durvább összetételét a következő rétegben kb. 80 cm-nél egy finomabb, majd 340 cm-nél újra egy durvább réteg követi. A szelvény feltárt, megmintázott szakaszát újra egy finomabb szemcse-összetételű réteg zárja.

309 A forrástóhoz legközelebb feltárt P8 szelvényben a felszíni talajosodott 40 cm-es rétegben és a szelvény középső szakaszán 300 cm-es rétegben ( cm) az iszapos agyag fizikai féleség jellemző. A felszíni réteg alatt egy homkos agyag ( cm) és egy agyagos homok réteg jelenik meg, amely egyértelműen eltér az alapmátrixnak tekinthető agyagos összlettől. Ez a tó üledékösszeletének fosszíliákkal, növényi részekkel és tőzegbetelepedésekkel tarkított egyik szakasza, tehát a berétegződés a tó egyik életciklusát jelzi. A szelvény alsó rétegeiben az iszap válik uralkodóvá és 480 cm alatt a homkos agyagos iszap található, amely a fosszília mentes agyagos üledékeknek felel meg. Tehát megállapíthatjuk, hogy a szelvényre jellemző finom szemcseösszetételű rétegekbe csak ~ 80 cm vastag durvább berétegződés van. A forrástótól déli irányban legtávolabb feltárt P6 jelű szelvényben a felszíni ~ 100 cm vastag réteg iszapos agyagját 100 cm alatt felváltja egy finom agyag frakciót tartalmazó réteg. Ez a réteg 320 cm-ig lenyúlik, majd egy homokos-kavicsos agyagrétegen keresztül egy kavicsos agyagos homok rétegben végződik. Ez a szemcseösszetétel eloszlás a klasszikus kiülepedési sorrendre jellemző. A tavak szukcessziós folyamata során történő feltöltődést követően a felső réteg talajosodott, és az egymásra ülepedett rétegek között más eredetű beékelődött réteg nem található. A P5 szelvény felépítése az előzőekhez képest már bonyolultabb. A tiszta agyag a felszíni vékony 40 cm-es rétegre jellemző. Ez a finom szemcséjű anyag egy durvább kavicsos agyagos homokra és egy kavicsos-homokos iszap rétegre ülepedett. A szelvényben a rétegzettség meglehetősen zavart, a legfinomabb szemcse-összetételű réteg épül a legdurvábbra és a közepes szemcseméretű iszap található legmélyebben ezen három réteg közül. ~ 200 cm-es mélységtől homokos iszap, majd cm-ig (200 cm vastagságban) iszapos agyag rétegek következnek amelyeket a szelvény aljában egy homkos-iszapos agyag réteg zár. Ebben a szelvényben a rétegek meglehetősen zavartan, vegyesen helyezkednek el, ami a tó szukcessziós folyamatainak és a tó több életszakaszának nyomait őrzi. 210 cm és 240 cm között egy tőzegréteg ékelődik a fosszíliákkal és növényi törmelékkel tarkított összletbe. A forrástó környékén feltárt szelvények közül a P4-es jelzésű található keleti irányban a legtávolabb, valamint mintavételezési szempontból a legsekélyebb. A felszíni szintje is ennek a szelvénynek a legrövidebb, mindössze 20 cm. Fizikai féleségét tekintve ez a réteg homokos iszap, amely még egyszer megjelenik a szelvényben a cm mélységben fekvő rétegben. A felszíni vékony homokos iszap réteget ~ 60 cm vastag iszapos homok, majd ~ 40 cm homkos-agyagos iszap 309

310 rétegek követik. Mindkét réteg szemcseméret osztályozása során két típus határára esik. Az iszapos homok és a homokos iszap határán van a felső, a homokos iszapos agyag határán az alsó réteg. Az utóbbi besorolást figyelembe véve egy finomabb szemcsefrakció felé történő elhajlást lehet látni. A P5 szelvényhez hasonlóan itt is azt láthatjuk, hogy a cm-ig tartó szakaszon a főtípusokat tekintve a klasszikus homok (Sa)-iszap (Si)- agyag(cl) sorrend felbomlik és a legfinomabb agyag frakcióra rétegződik a homok, majd végül az iszap. Ez a sorrend valamiféle zavartságra, vízmozgásra, vagy behordódásra utal, nem egyszerű állóvízi kiülepedésre. A P1 szelvényt a forrástótól legtávolabb, nyugatra tárták fel. A szemcseméret eloszlását egészen 600 cm mélységig meghatározták minden egyes szintben. Ebben a szelvényben 360 és 380 cm között egy hiátus van. Mivel a kapott dokumentációkhoz ragaszkodtunk, nem módosítottunk a leíráshoz képest semmin. A felszíni réteg - amely 80 cm-es mélységig tart -, homokos agyagos iszap. Ezt egy kicsit durvább homokos iszap réteg követi cm-ig egy rövid agyagos homok réteg jelenik meg, amely 220 cm-nél homokos agyagos iszapba vált újra. Ez a felszínen is megjelenik hasonló rétegvastagságban. A 320 cm-nél kezdődő homokos iszap réteget követi a hiátus a szelvényben, amelyet egy vékony, mindössze a 20 cm-es homokos iszapos agyagréteg követ. 400 cm-től a szemcseösszetétel kicsit durvább lesz, homokos agyagos iszap következik. A legmélyebben fekvő két rétegben megjelenik a kavicsos frakció is, a kavicsos homokos agyagos talaj besorolású réteget a homokos agyagos talaj váltja. Ezek a rétegek az 'in situ' travertinnek felelnek meg, amelyeket a terepi leírások szerint a hézagokban tölt csak ki üledék. Ebben a szelvényben négy olyan réteg is van, ahol a szemcseméret eloszlás két különböző frakció határára esik. A második réteg az iszapos homok és a homokos iszap határán, a negyedik réteg a homokos agyagos iszap és a homokos iszapos agyag határán van. A szelvény két legalsó (nyolcadik és kilencedik) rétege főcsoportját tekintve talajosodott besorolást nyer, de az elnevezés előtagjai, amelyek a többi frakció egymáshoz viszonyított arányát jelöli, már változik. A nyolcadik a kavicsos homokos iszapos talaj, a kilencedik a homokos kavicsos agyagos talaj besorolást kapja. Természetesen talajosodott rétegről itt szó sincs, a minták véletlenül sorolnak ki ebben a csoportban. Ez a hiba jól mutatja, hogy ez a szabvány nem igazán felel meg a tudományos célú felhasználásnak. 310

311 IV A Petea tó malakológiai vizsgálatainak kiértékelése A statisztikai elemzések alapján a vizsgált malakológiai minták három, alapvetően eltérő környezetben akkumulálódtak. Ugyanis a fekü mintákban ( minták 8,4 és 7,2 méter között) a szelvényen belül viszonylag csak kerültek elő a szárazföldi (terresztriális) környezetet kedvelő elemek, elsősorban a vízparti biotópokban élő fajok, és döntően a hidegtűrő, euroszibériai elterjedésű Perforatella rubiginosa és a holarktikus, jelentős tűrőképességű Vallonia pulchella fajok jelentek meg (37. ábra). A szárazföldi faunaelemek mellett viszonylag jelentősnek mondható az eutróf, sekély vizeket kedvelő, holarktikus elterjedésű Planorbis planorbis faj, valamint a termálvizeket kedvelő, a Kárpát-medencére nézve endemikus, pannóniai Theodoxus prevostianus taxon egyedszáma (abundanciája) és dominanciája (gyakorisága) is (14 a,b és 15 a,b táblázat). Bár ebben a horizontban is kiemelkedő, akárcsak a többi feküminta esetében, a délkelet-európai elterjedésű Fagotia acicularis faj aránya, de a több bioindikátor elem jelenléte alapján a tavi fázis kialakulására, egy kezdetben sekélyebb, maximum 1-2 méteres vízborításra, és szerves anyagban gazdagabb tavi környezet kifejlődésére következtethetünk. Az állandó és enyhébb, mészsókban (Ca, Mg) gazdag vízi környezetet kedvelő fajok (Theodoxus prevostianus, Fagotia acicularis) jelenléte alapján a kialakuló hidrológiai rendszer vizének hőmérséklete minimum 15 o C (Vásárhelyi, 1956), maximum 23 o C lehetett. A malakológiai anyag összetétele alapján a kialakuló hidrológiai rendszer sekély, lassan áramló vízrendszert alkothatott és valószínűsíthető, hogy a püspökfürdő területen, a vizsgálat alá vont szelvény környezetében ekkor alakulhatott ki, vágódhatott be a termálvizet is magába foglaló patakrendszer. A fekü agyagpala felszínt erodáló, kialakuló patakrendszer kialakulása egyértelműen a jégkor során történhetett (37., 38. és 39. ábra). A második lokális malakológiai zóna a vizsgált szelvényben 36. és 10. minta között alakult ki. A fúróvállalat által megadott paraméterek alapján ez a lokális paleobiológiai zóna 720 és 200 cm közötti mélységközben fejlődött ki. Ezt a szintet a Fagotia acicularis faj abszolút, 80 % feletti dominanciája jellemzi (37. és 39. ábra). A jégkori faunaszintet jelzi az Armiger crista megjelenése is, amely az eddigi quartermalakológiai vizsgálatok alapján a püspökfürdői területen a jégkori rétegekhez kötődik (Sümegi et al. 2012). Ugyan több helyen is jelezték ennek a fajnak a héjait a 311

312 felszínről, de ezen recensnek tartott héjak izotópos vizsgálatai egyértelműen a jégkori rétegekből kimosódást valószínűsítenek. Ebben a jégkori szintben a délkelet-európai (pontusi) Fagotia acicularis termálvizekre jellemző formája, a rendszertani értékkel nem rendelkező vastag héjú forma, a Fagotia acicularis f. thermalis is megjelent a törzsalak mellett. Ez a formája a Fagotia acicularis fajnak a termálvizekben jelenik meg, a holocén időszak mellett a jégkorban, elsősorban a Riss Würm interglaciális képződményekben mutatható ki (Krolopp, 1985). Ugyanakkor ismeretes, hogy csak a magasabb vízhőmérséklettel és a jelentősebb mennyiségű mészsókkal, elsősorban a Mg kation igen jelentős arányával jellemezhető termálvíz rendszerekben jelenik meg ez a vastag héjforma, amelynek kifejlődését az eddigi mérések alapján (Sümegi, 2012) a héjak igen kiemelkedő Mg sótartalmával, a Mg kation jelentős felvételével magyarázhatjuk. A jégkori rétegek faunaösszetételében a kiemelkedő dominanciával jelentkező Fagotia acicularis mellett a pannon endemizmusnak tekinthető, elszigetelt forrásvizekben fennmaradt Theodoxus prevostianus jelentkezett 4-8 %-os dominanciával. A fauna összetételel alapján egy viszonylag jelentős mélységű, 1,5 méternél mindenképpen mélyebb, de maximum 3-4 méter mély, minimum 15 C fokos (maximum 23 C fokos), jelentős vízben oldott karbonát tartalmú, oligomezotróf tavi rendszer alakulhatott ki. A vizsgáltra kialakított szelvény valószínűleg az egykori, jégkori tavi rendszer legmélyebb pontján alakíthatták ki és ennek nyomán alakulhatott ki ez a vízi, kopoltyús fajok abszolút, minden mintában 96 %-ot (!) is meghaladó dominanciájával jellemezhető fauna-összetétele (115. sz. melléklet, 2. ábra). A második, jégkori malakológiai horizontnak mindössze néhány mintájában került elő Gyraulus laevis és Armiger crista, ülőszemű tüdőscsiga (Basommatophora alrendhez sorolható) fajok néhány példánya (115. sz. melléklet, 2. ábra). Ezeknek a tüdőscsigáknak az összes dominanciája ebben a horizontban együttesen sem érte el egyetlen mintában sem a 4 %-ot, vagyis az oxigénben telített vizeket igénylő, kopoltyús fajok (Archeogastropoda Theodoxus prevostianus és Mesogastopoda Fagotia acicularis) egyeduralmával jellemezhetők ezen jégkori réteg mintáinak malakofaunája. Mivel a jégkori fauna ebben a szintben meglehetősen kevés faj, általában két taxon meglehetősen jelentős egyedéből állt, a diverzitási értékek a szelvényen belül itt voltak a legkisebbek. Ez rendkívül jellemző a jégkori, oligomezotróf tavak mélyebb régióira, fenékszintjére, még akkor is, ha a víz hőmérséklete megfelelő volt, mert a jelentős mennyiségű vízben oldott mészsó, Ca, Mg, a nagyobb vízmélység, a lassú vízmozgás, a 312

313 viszonylag kevés oldott szerves anyag, a vízi növényzet alárendelt volta egy homogén fauna összetétel kialakulását predesztinálta. Az alacsony Shannon diverzitási értékek mellett igen jelentős vonása a jégkori faunának, hogy a juvenilis egyedek a malkofauna döntő részét alkották. A Fagotia acicularis egyedek esetében ez 52 és 71 % közötti arányt jelentett, míg a Theodoxus prevostianus esetében 53 és 61 % között változott a juvenilis egyedek aránya. A jégkori, jégkor végi würm glaciálisra tehető szintben a juvenilis héjak rendkívül jelentős aránya azt bizonyítja, hogy a jégkori környezetben a tenyészidőszak hossza igen gyorsan változó tényező lehetett és ennek nyomán a juvenilis egyedek életben maradási lehetőségei még a viszonylag temperált vízi környezetben is meglehetősen korlátozottak voltak. Vagyis a jégkori mintákban kimutatható jelentős számú juvenilis egyed a gyorsan változó környezeti tényezőkre, valószínűleg a rövidebb tenyészidőszakok nyomán kialakuló, juvenilis egyedekre nézve rendkívüli szelekciót okozó mortalitási tényező. Sajnos ilyen irányú vizsgálatokat csak minimális mértékben végeztek jégkori malakofaunán (és még a meglévő adatokat is csak korlátozottan publikálták), ott is elsősorban löszös rétegekből előkerült szárazföldi fajokon. Így elsősorban ugyanezen püspökfürdői szelvény holocén fauna szintjével hasonlíthattuk össze adult/juvenilis állapotot megállapító adatainkat. A jégkor (pleisztocén) végét és a jelenkor (holocén) kezdetét a 10. mintánál húzhattuk meg, ugyanis ebben az egyetlen mintában fordul elő együttesen a Melanopsis parreyssii és a Fagotia acicularis fajok (116. sz. melléklet, 1. ábra). Ez feletti, a felszínközeli 9 mintában már csak a Melanopsis parreyssii faj kerül elő, a Fagotia acicularis faj ezekben a mintákban teljesen visszaszorult (116. sz. melléklet, 2. ábra). A két, Melanopsidae családhoz (Melanopsidae famili) sorolható taxon közötti váltás és átmeneti zóna nem véletlen, mivel a Fagotia acicularis fajból vezetik le a Melanopsis parreyssii faj kialakulását mind a klasszikus morfológiai (Sümegi et al. 2012), mind a legmodernebb genetikai elemzések (Smolen - Falniowski 2009) alapján. A két faj elválását a holocén időszakra tehetjük és ez őslénytani szempontból rendkívül problematikus, mivel egyrészt az elválás rendkívül fiatal, maximum az utolsó 10 ezer évre tehető, másrészt, hogy a két taxon között átmeneti alakok, formák, a 100 évvel ezelőtti malakológiai felfogás alapján (Tóth, 1891, Brusina, 1902, Kormos, 1905) fajsorozat köti össze (92. ábra). Ugyanakkor tudnunk kell, hogy a morfológiai változások nem egyértelműek (Pauca, 1937) és az átmenti formák inkább a környezeti változásokat, a termálvízi rendszerben oldott mészsótartalmával, a jelentősebb 313

314 magnézium-kation felvétellel összefüggésben lévő morfológiai változásokkal mutat összefüggést, amelynek a hátterében nem volt stabil genetikai különbség (Sümegi et al. 2012). 92. ábra A püspökfürdői /Baile 1 Mai területén 1903-ben kialakított geológiai szelvényből előkerült Melanopsidae maradványok alapján megrajzolt hipotetikus fajfejlődési, evolúciós sorozat és a taxonok meghatározására felhasznált morfológiai bélyegek (Kormos, 1905) 314 Maguk a genetikai vizsgálatok (Smolen - Falniowski 2009) is döntően a genetikai óra változásait (93. ábra), a feltételezhető szétválás földtani idejét, a szétválásnak a korát mutatja meg döntően és nem a tényleges genetikai szétkülönülést mutatja. Ennek nyomán a Fagotia acicularis és a Melanopsis parreyssii taxonok és valamennyi püspökfürdői területen korábban leírt (Tóth, 1891, Brusina, 1902, Kormos, 1903a,b, 1905a,b) faj, forma és változat rendszertani besorolása teljesen bizonytalan, mivel az édesvízi Melanopsidae taxonoknál a termálvizekben kialakuló spirális, felszíni díszítések, lépcsőzetes formák környezeti hatásra is kialakulhatnak (Krolopp, 1985). Így a jégkori (pleisztocén) Fagotia acicularis és a jelenkori (holocén) Melanopsis parreyssii taxonok faji szintű elkülönítése továbbra is kérdéses, éppen annyi érv szól a fajok elkülönülése, mint a környezeti hatásra történő formai változatok megjelenése mellett (Sümegi et al. 2012). Jól tükrözi a fentebb leírtakat a recens európai Melanopsis taxonokon mért 18S mitokondriális sorozaton végzett genetikai elemzés (93. ábra: Smolen-Falniowski,

315 2009), amivel egyértelműen bizonyítható, hogy a püspökfürdői Melanopsis parreyssii és a Fagotia acicularis faj között a legkisebb földtani (genetikai) időkülönbség. Kimondható ez annak ellenére, hogy a püspökfürdői területen kimutatható Melanopsidae taxonok morfológiai megjelenése között a legjelentősebb különbséget a Fagotia acicularis és a Melanopsis parreyssii taxonok között mutathatjuk ki (Tóth, 1891; Brusina, 1902; Kormos, 193a,b, 1905a,b) ábra Recens Melanopsis taxonok 18S mitokondriális sorozatán végzett genetikai elemzés eredménye, molekuláris óra alapján megrajzolt hipotetikus filogenetikus elágazások (Smolen- Falniowski, 2009) Ugyanakkor a Melanopsis parreyssii elkülönülése az eredetileg leszármazási ősének (ún. father csoportnak) tekintett (Wolf, 1863, Tóth, 1891), harmadidőszak végén kialakult, kis-ázsiai, közel-keleti elterjedésű Melanopsis costata fajtól olyan jelentős és a Fagotia acicularis fajhoz olyan közel áll (93. ábra), hogy a leszármazási kapcsolat a Fagotia acicularis és a Melanopsis parreyssii között nem lehet kérdéses. Így nem véletlen, hogy a 2012-ben, a pályázathoz kapcsolódóan mélyített szelvényből kiemelt Melanopsis héjakon végzett elemzések, a földtani őslénytani vizsgálatok is egyértelműen alátámasztják a Fagotia acicularis és a Melanopsis parreyssii taxonok közötti szoros leszármazási kapcsolatot, a rendkívül fiatal földtani korban, a jelenkorban, a holocén során, az utolsó 10 ezer évben történő szétválást, vagy a szétválás megindulását. Ugyanakkor a feltárt malakológiai anyag, benne a

316 Melanopsidae taxonokkal véleményünk szerint lehetőséget biztosít a rendszertani viták megoldására, a délkelet-európai termofil refúgiumának megrajzolására. A taxonómiai problémák megoldására két lehetőség nyílott: egyrészt tekinthetjük a Melanopsis parreyssii taxont a Fagotia acicularis faj C fok közötti forró vízi környezethez alkalmazkodott formájának, ökomorfológiai taxonjának, vagy másrészt tekinthetjük a forró vízi környezethez alkalmazkodott, és ebben a környezetben stabilizálódott, Fagotia acicularis fajtól elkülönült fajnak. Bármelyik változatot tekintjük mérvadónak az elkülönülés mértéke és földtani ideje minimális. Amennyiben a faji elkülönülést tekintjük mérvadónak, akkor elmondhatjuk, hogy a faj a legfiatalabb endemizmusunk, amely szinte a történelmi időkben alakult ki a Kárpát medencében, a paleobiogeográfiai Pannonikumban (Sümegi, 2012). Vagyis ez a faj az egyik legfiatalabb endemizmusunk, amely szinte a szemünk láttára alakult ki és sajnos az elszigetelt megjelenése, biotópja és az élőhelyének a szennyezettsége miatt szinte a szemünk láttára húzódik vissza és tűnik el (Sümegi, 2012). Ugyanakkor vizsgálataink azt is bebizonyították, hogy a vizsgált területen mérsékeltövi és nem szubtórpusi refúgiumként (mérsékeltövi, és nem szubtrópusi oázisként) működött a jégkor utolsó lehűlése során, mint azt a korábbi publikációkban az egyes kutató elképzelték ((Kerner, 1887, Simonkai, 1890, Straub, 1892, 1903, Tóth, 1891, Brusina, 1902, Kormos, 1905a,b). Ugyanis a harmadidőszaki eredetűnek tartott Theodoxus prevostianus és Fagotia acicularis fajok egyértelműen a jégkornak a középső szakaszában, a középső pleisztocén során, mintegy 800 és 200 ezer évek között alakultak ki az alsó pleisztocén ősi csoportokról levállva (Krolopp, 1973). Így ezen fajok jelenléte nyomán nem következtethetünk a harmadidőszakig visszanyúló, szubtrópikus környezetben fennmaradt refúgiumra (menedékhelyre), csak a jégkoron belül kifejlődött és fennmaradt mérsékeltövi környezetre (Sümegi, 1999). Így a Fagotia acicularis jelenléte nyomán nem következtethetünk harmadidőszakra visszavezethető refúgiumra, inkább a középső pleisztocén végének egyik interglaciális szakaszáig visszavezethető refugiális területre (Sümegi, 1999). A Fagotia acicularis mellett a Theodoxus prevostianus jelenléte mutat rá, hogy a vizsgált terület nem egy szubtropikus oázis, hanem a jégkor hidegebb szakaszában a termálvíz hőtöbblete miatt jelentkező mérsékeltövi refúgium. Ebben a püspökfürdői mérsékeltövi refúgiumban a Kárpát medence déli, délkeleti részén a jégkor leghidegebb szakaszaiban is fennmaradhattak olyan thermofil Mollusca fajok, mint a Theodoxus prevostianus, Fagotia acicularis, Fagotia esperi vízi, vagy a 316

317 Helicigona (Chilostoma) banatica erdei környezetet igénylő szárazföldi faj (Sümegi, 1999). A rövid, jégkor végének és jelenkor kezdetének átmenetére tehető, Melanopsis parreyssii taxont a Fagotia acicularis fajt egyaránt tartalmazó szintet követően a Melanopsis parreyssii 80 %-ot meghaladó dominancia szintje alakult ki. Ezen taxon mellett a Theodoxus prevostianus faj viszonylag jelentősnek mondható, mintánként 6-10 % között változó dominanciája alakult ki a jelenkori tavi üledékrétegben. Ezen fajok mellett a sekélyebb, alkalikus vizeket kedvelő Anisus spirorbis és szerves anyagban gazdagabb vizeket kedvelő Gyraulus laevis vízi fajok jelentek meg a szelvénynek ezen a szakaszán, valamint a vízparti terülteket kedvelő, vízi növények (nád, gyékény) szárán, levelén élő borostyánkőcsiga (Succinea putris) aránya a jelentős. A holocén pleisztocén átmeneti szintben a diverzitási értékek maximumot mutattak, mivel ekkor még a jégkor végén élt és a holocén során visszaszorult, illetve a holocén során már szétterjedő faunaelemek egyaránt előfordultak. A diverzitás értékek ehhez a maximumhoz képest valamelyest csökkentek (14. a,b táblázat), de a jégkori diverzitás értékeket jelentős mértékben meghaladták. A diverzitás értékek növekedése mögött a jelenkori, malakofaunára nézve kedvezőbb környezeti feltételek állhattak. A fauna összetétele alapján a holocén kezdetén a tavi rendszer átalakult egyrészt a víz hőmérséklete erőteljesen megemelkedhetett és meghaladhatta a C fokot, másrészt a vízben oldott szerves anyag mennyisége, a parti területekről a tavi rendszerbe mosódó szerves anyag mennyisége is ugrásszerűen megnövekedhetett. A sekélyebb vízborítást igénylő fajok jelenléte alapján ezekkel a változásokkal párhuzamosan a tavi rendszer vízszintje lecsökkent és egy vízi növényekkel borított, forró vizű, sekély, eutróf tó alakult ki a vizsgált területen. Ennek a jellegzetes környezeti változásnak a hátterében az állt, hogy a jégkor végén a megnövekedett csapadék hatására a terület hidrológiai rendszere viszonylag gyorsan feltöltődhetett és ennek nyomán a tektonikus vonalak mentén a felszínre jutó termálvíz mennyisége és annak hőmérséklete is ugrásszerűen megemelkedhetett. A tavi rendszer hőmérsékletet a mélyvizek feláramlásának változása mellett igen erőteljesen befolyásolhatta a jelenkori hőmérsékleti viszonyok kialakulása, a vegetációs periódus és tenyészidőszak hosszának, a fagymentes időszaknak a jelentős növekedése is. A tenyészidőszak hosszának változását jól visszajelzi az adult / juvenilis egyedek arányának erőteljes változása, mert a Melanopsis parreyssii faj esetében a juvenilis egyedek aránya 40 % alá csökkent a holocén folyamán és % között változott. Ez 317

318 a jégkori 50 %-ot meghaladó juvenilis egyed gyakorisághoz képest igen jelentős változás. Ugyanilyen jelentős változásokat mutatott a Theodoxus prevostianus fajnál az adult és juvenilis egyedek aránya, mert a jégkori szintben megfigyelt % közötti szintről % közé csökkent a holocén mintákban a juvenilis héjak aránya. Ennek nyomán a juvenilis egyedek mortalitása jelentős mértékben lecsökkent a holocén során a pleisztocén szinthez képest és feltételezhető, hogy ezen változás mögött a tenyészidőszak hosszának megnövekedése és a tenyészidőszak kiegyenlítettebb környezeti viszonyai állhattak. Ezen hidrogeológiai és éghajlati változásokat követően alakult ki a holocén második felében az forró vízi eutróf tó, amelyben a napjainkban védett endemizmusok, a hévízi tündérrózsa (Nymphae lotus thermalis), a Theodoxus prevostianus és a Melanopsis parreyssii megtelepedhettek, illetve szétterjedhettek. Ez a szerves anyagban gazdagabb termálvízi környezet mind a mai napig fennmaradt a területen, de sajnos az emberi bolygatás, szennyezés következtében a fennmaradása ennek az unikális rendszernek meglehetősen problematikus és csak igen szigorú, az egész Pece völgyre kiterjedő természetvédelmi intézkedések és hidrogeológiai, biológiai pufferzóna kialakításával lehet a jövőbeli fennmaradását biztosítani ábra A Petea tó termáltó keresztmetszete a XIX. században (Wolf, 1863) A vizsgálatok alapján valószínűsíthető, hogy a jégkori, jelentős kiterjedésű és mélyebb tavi rendszernek a holocén kezdetén kialakult a levezető csatornája. Így csak a legmélyebb, tektonikus törésvonalnál kialakuló, a felszínközeli tölcsérszerűen kiszélesedő termálvíz feláramlásnál maradhatott fenn a tavi állapot (94. ábra), úgy, ahogy a terület első földtani feltárását végző Heinrich Wolf császári és királyi geológus

319 1863 megrajzolta a püspökfürdői tavi rendszert (94. ábra), és ennek köszönhető a holocén kori jelentős vízszint és víztömeg csökkenés. Az adataink azt bizonyítják, hogy a védett, pannon Mollusca endemizmusok ebben az eutróf tóban alakultak ki és maradtak fenn. Így ennek a területnek a védelme alapvető fontosságú lenne, de sajnos a jelenleg zajló termálvizet hasznosító hotelépítkezések következtében a talajvíz és a termálvíz szint olyan drasztikusan lecsökkent, hogy ennek nyomán már a Theodoxus prevostianus faj kihalt a püspökfürdői területről és a terület legfontosabb malakológiai érdekessége, a Melanopsis parreyssii is a kihalás szélére került. IV A Petea tó taxonómiai vizsgálatainak kiértékelése IV Paleokörnyezeti viszonyok A feltárt szelvénymetszet üledéksora teljes terjedelmében állóvízbe ágyazódott be. Ezt a tavacskában lakó halfajok jelenléte igazolta. A 38. és 37. számú minták faunája szerves anyagban gazdag sekély lápi környezetet jelez. Gerinces leletek legbőségesebben a 37. számú mintából kerültek elő. A növénymaradványok szintén ebben a szintben vannak a legnagyobb mennyiségben. Sümegi (2012) a szintekben szárazföldi molluszkákról és a Planorbis nemzetség nagy gyakoriságáról számol be. A gerinces leletek előfordulása általában a mocsári üledékek Planorbis fajaiban gyakori (Hír, 2004). A 37. számú mintában a Cricetus jelenléte a tavat körülölelő füves vegetációt jelzi. A számú mintákban a szárazföldi gerincesek maradványai nagyon ritkák, jellemzően csak a halak és a békák maradványai találhatóak meg ezekben a rétegekben. Sümegi (2012) munkája nyomán megállapítható, hogy ez a metszetrész az oligomezotróf tó mélyebb régióiba van beágyazódva. A 1-10 számú minták gerinces anyaga közel azonos. Sümegi (2012) lehetségesnek tart egy forró vizű (> 30 o C) eutróf tavi környezetet, amelyben a szelvény ezen rétegei létrejöttek. Ezt a megállapítást a gerinces vizsgálatok is alátámasztják, mert ha a víz hőmérséklete meghaladja a 35 o C-ot a pontyok jelenléte nem lehetséges. 319 IV Biokronológiai viszonyok Biokronológiai nézőpontból a legfontosabb lelet a Cricetus cricetus. Hír (2002) három Cricetus evolúciós vonalat igazolt a magyar pleisztocénben, amelyek a következők: 1) Cricetus praeglacialis Cricetus cricetus vonal, 2) Cricetus runtonensis vonal, 3) Cricetus major vonal.

320 A recens hörcsög őse a korai pleisztocénben élt Cricetus praeglacialis volt (Schaub, 1930). Jánossy (1986) ezen fosszilis fajok leggazdagabb populációiról számolt be a Villány 8 faunából. Részletes metrikus és morfológiai tanulmányt a C. praeglacialis fogazatáról Hír (1997) adott. A C. praeglacialis különbözik a C. cricetutól a nagyobb fő méretekben és bonyolultabb a fogmorfológiája. Az C. cricetu első megjelenéséről sensu stricto Magyarországon a Subalyuk Barlang felső rétegeiből számoltak be. A szelvénymetszet ezen része egy hideg paleoklimatikus fázis során ágyazódott be, amely kölcsönösen összefügg a 4. Emiliani Zónával (72-60 kyr) (Kordos & Ringer, 1991). Ennek alapján azt állítjuk, hogy a Petea tó 37. mintájának kora nem lehet több mint a késő pleisztocén Subalyuk fázisa. A C. runtonensis és a C. major vonalak nincsenek közvetlen összefüggésben a Petea tó szelvénymetszetében talált hörcsög lelettel. Ez az óriás hörcsög jellemző volt néhány közép és késő Pleisztocén faunára, különösen a legutóbbi interglaciális időszakban (például a Varbó fázisban, amelyet az 5a Emiliani Zónával (75-85 kyr) hoztak összefüggésbe (Kordos & Ringer, 1991). A Microtus lelet biokronológiai értéke kevésbé érdekes. A legkorábbi microtoid gyökér nélküli zápfogakkal rendelkező pockok a késő pleisztocén alatt tűntek fel (Rabeder, 1981). Ennek a csoportnak az első képviselőjét az Allophaiomys-t eredetileg a Nagyvárad közelében található Betfia karsztrepedés kitöltéseiből írták le (Kormos, 1932). A gazdag molluszka anyag után a szelvény legfelső részét (10-1. számú minták) holocénként azonosították (Sümegi, 2012). A pleisztocén-holocén határ körvonalazása nem lehetséges a területen található elégtelen mennyiségű gerinces leletanyag miatt. A Püspökfürdő, Petea tó szelvénymetszetéből származó minták gerinces leletanyag vizsgálatai alapján összefoglalásaként elmondható, hogy a késő pleisztocénben a tóra a sekély mocsári környezet volt jellemző (72-12 Kyr). A szárazföldi gerinces maradványok jelenléte a szelvény ezen részén a leggyakoribb (37-38 minta). A hörcsög lelet füves vegetációt jelez a tavat körülölelő területen. A későbbi fázisban a tó kimélyült, a szárazföldi gerincesek nagyon ritkák a 1-36 mintákban. A leggyakoribb gerinces faj a tanulmányozott területen a ponty (C. carpio), amelynek az életfeltételei folyamatosan megtalálhatók a tórendszer fejlődése során. 320

321 IV. 3. A vizsgált területek geológiai bemutatása, földtani jelentés A vizsgált nagyszéksóstói és püspökfürdői területek geológiai értelemben még a Pannon-medence területén található, ezért a földtani ismertetéséhez elengedhetetlen magának a Pannon-medence kialakulásának, szerkezetfejlődésének tárgyalása. A Kárpát-Pannon-medence kialakulásának bemutatása után, a regionális földtani kép (terrénumok), valamint a lokális földtan (szubterrénumok, egységek) és, fejlődéstörténetének tárgyalása következik. Mivel mindkét terület a Tiszai nagyszerkezeti egységbe (Körös ill. Békési szubterrénum) tartozik, ezért a terrénum kialakulásáról, és a terrénumba tartozó egységek geológiai felépítéséről is szólni kell. E geológiai irodalmi összefoglalót az alábbi alapmunkák felhasználásval állítottuk össze: Császár, G. 2005: Magyarország és környezetének regionális földtana. I. Paleozoikum-paleogén. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 328 p. Fülöp, J. 1989: Bevezetés Magyarország geológiájába Akadémiai Kiadó, Budapest, pp Haas, J. 1994: Magyarország földtana Mezozóikum ELTE Budapest, pp IV A Pannon-medence szerkezetfejlődése A preneogén nagyszerkezeti egységek perm-mezozóos fejlődéstörténetét a mediterrán Tethys több lépcsős kinyílásának, majd bezáródásának folyamata, ill. az egyes litoszféra elemeknek a Tethys régión belüli helyzete határozta meg. A paleozoikum végére - a hercini tektofázisok során - a kontinentális lemezek ütközésével létrejött a Pangea, amelybe K felől a világóceán (Panthalassa) hatalmas öble, a Paleotethys nyúlt be. A Magyar-középhegységi nagyszerkezeti egységben a Balaton-felvidéken ismert uralkodóan folyóvízi, a Vértes felé sabkha fáciesbe, majd tovább K-re sekélytengeri lagúna fáciesbe átmenő felsőpermi sorozat a Paleotethys nyugati öbölszerű elvégződésének fáciessorát mutatja. A hasonló fáciesviszonyokat képviselő Dél-alpi egységek a Dolomitoktól a Déli-Karavankákig, a Dunántúli-középhegységi egységtől délre, annak szomszédságában helyezkedtek el. A bükki sekélytengeri felsőperm

322 képződmények ugyanakkor a Júliai-Alpok, ill. a Külső-Dinaridák Ny-i elvégződésének képződményeivel hozhatók ősföldrajzi kapcsolatba. A nyugati-kárpáti, a mecsek-villányi és az erdélyi-középhegységi kontinentális felső-perm az öböl északi (európai) peremén keletkezett. Az alsó-triászban a szerkezeti viszonyok lényegesen nem változtak. Az öböl tovább terjeszkedett és aljzata kiegyenlítettebbé vált, ezért szinte valamennyi nagyszerkezeti egységben hasonló kifejlődésű sekélytengeri képződmények (werfeni fácies) rakódtak le. A közép-sőtriász kezdetén a karbonátos platformok kialakulása is megindult. Jelentős változás a középső-triászban következett be, amikor Laurázsia és Gondwana távolodó mozgása következtében a korábban összefüggő selfplató feldarabolódott és vörös-tengeri típusú riftesedés következményeként keskeny, mélyvízi árkok keletkeztek (hallstatti fácies). Az öböl tengelyében óceáni aljzat képződésére vezető ofiolitos magmatizmus alakult ki (Vardar zóna, Belső-Dinaridák). Ez az akkréciós folyamat - a hallstatti fácies és a tenger alatti vulkanizmus megjelenésével - a Belső-Hellenidákban és attól keletre az egész Paleotethysben már a felső-szkítában elkezdődött. Ennek a triász riftesedésnek az ismert legnyugatibb óceáni képződményei a dél-gömöri-bódva-völgyi bázitok, ultrabázitok és mélyvízi üledékek. A Dunántúli-középhegység pietra verdé -je és Buchensteini formációja a Déli-Alpok riftesedési tengelyének környezetét jelzik, ahol az óceáni vulkanizmus csak a kezdeti fázisig jutott. A Tiszai nagyszerkezeti egység Mecsek-Villányi mezozóos övének urakodóan germán fáciesű sekélytengeri karbonátos középső-triásza a riftesedő selftől északra, a Ny-alpi zónákat és az Európai táblát elborító epikontinentális sekélytengerben keletkezett. A Kodru takarórendszer eredetileg délebbre levő takarói (Várasfenesi, Móma, Vaskohi) már a feldarabolódó self zónájába nyúltak át. A Tethys első felnyílási szakasza a ladin végén, ill. a karni elején megtorpant; a felső-triászban az óceánosodás nem terjedt tovább Ny felé és a magmatizmus intenzitása is lecsökkent. Az ismét kiegyenlítetté vált Tethys öböl peremén nagy kiterjedésű karbonátos plató képződött (Fődolomit és Dachsteini Mészkő fáciesöv). Az öböl belső részén az árkokkal szabdalt plató (Hallstatti fáciesöv) meredek lejtővel kapcsolódott az óceáni aljzatú tengely-zónához. A Dunántúli-középhegység a Déli- Alpokkal együtt a DNy-i self Fődolomit-Dachsteini Mészkő zónáiban helyezhető el. Ettől északra a riftesedési tengely közelében lehetett az Északi-Mészkő-Alpok déli részének Hallstatti fáciesöve, majd észak és nyugat felé a Dachsteini Mészkő és Fődolomit öv. Kelet felé hasonló helyzet rekonstruálható a Belső-kárpáti egységek 322

323 kifejlődése alapján. A dél-gömöri egység hallstatti fáciesű képződményei a Nyugat- Kárpátokon belül a legbelsőbb (legdélibb) helyzetet jelzik. A Tiszai nagyszerkezeti egység Mecseki és Villányi öve, valamint a Bihari autochton középsőtriásza germán jellegű, a felső-triász folyóvízi törmelékes, ill. üledékhézagos keuper kifejlődésű; a Tátrai egység és a tőle északra a Flis-Kárpátok aljzatában feltételezhető triász képződmények keleti folytatásaként értelmezhető. Típusos, vastag kárpáti keuper a Valányi és a Várasfenesi takaróból ismert, melyek a Fátrikum (Krizsna takaró) megfelelői. A Kodru takarórendszer további takaróiban azonban a Fődolomit (Aranyosfői takaró), a Dachsteini Mészkő (Dievai, Momai, Kofafalvi takarók) és a hallstatti (Vaskohi takaró) fácies öv képződményei is megtalálhatók. A szerkezetfejlődés újabb fordulópontja a riftesedés újjáéledése, a Tethys felnyílásának második szakasza a liászban. Ez a pennini riftesedés azonban a DK-ről jövő Vardar riftesedéssel ellentétben Ny felől jött és az Atlanti-óceán kezdődő felnyílásával volt kapcsolatban. A felnyílás során a felső-triászban egységes karbonátos selfplatók nagy része feldarabolódott, de a blokkosodás még intenzívebb volt, mint a középső-triászban. A szinemuriban - az apuliai selfen levő, legkülsőbb dinári és hellén zónák kivételével már mindenütt megszűnt a karbonátos plató szedimentáció, a toarciban pedig messzemenően egységes, viszonylag mélyvízi üledékképződés folyt. Ez a folyamat észlelhető az Északi- és a Déli-Alpokban, valamint a Dunántúliközéphegységben is. A selfperemi helyzetű Bükk szintén mélyebb helyzetbe került; erre utalnak a karbonátos platóra települő mélytengeri lejtőüledékek. A szarvaskői kifejlődési terület bázisos magmatitjaival és bündeni pala fáciesű üledékeivel a jura akkréciós tengely közelében volt. A Mecseki öv és a Bihari autochton liásza az európai táblára jellemző gresteni kifejlődésű, tehát korábbi helyzetét megőrizte. A Kodru öv Várasfenesi takarójának adneti -ra emlékeztető vörös-gumós, breccsás mészköve ( Menyházai márvány ) is germán jellegű faunát tartalmaz (Gryphaeák, Brachiopodák, Belemnitesek). A doggerben létrejött az a hatalmas (mintegy 500 km hosszú) transzform törés, amely a Közép-magyarországi vonal első megnyilvánulása. E transzform törés mentén az akkréciós tengely megtört és a Vardar-Szubpelagóniai rift zónától a gyorsan felnyíló Pennini öv fokozatosan eltávolodott. E folyamat során a Tiszai nagyszerkezeti egység a Tethys belseje felé sodródott. A felső-dogger idejére a Mecseki és a Villányi öv már a Tethys belső területén helyezkedett el. Ezt a változást jelzi a mecseki és a villányi felsődogger-malm fáciessora és a faunákban a tethysi alakok uralomra jutása. 323

324 A Dunántúli-középhegység alsó-kréta kori Déli- és Keleti-Alpok közötti helyzetét a Déli-Bakony dél-alpi kapcsolatú biancone összlete és a gerecsei neokom észak-alpi Rossfeldi rétegekkel rokon kifejlődésű rétegsora bizonyítja. A Tiszai nagyszerkezeti egység fejlődéstörténetében jelentős esemény a berriázi emeletben kezdődő alkáli bazalt vulkanizmus. Ez a mikrolemez feldarabolódásának kezdetét jelezte. A riftesedés azonban a kréta közepén a régió egészére ható kompressziós szakaszban megrekedt. A kréta időszak középső részén, a Tethys bezáródási folyamat első fő szakaszában a belső-alpi és kárpáti övekben gyűrt, takarós, pikkelyes szerkezetalakulás ment végbe, ami a korábbi fáciesövek eredeti összefüggéseit jelentős mértékben átrendezte. Az ausztriai fázis kompressziós jellege a magyarországi nagyszerkezeti egységek területén is általános volt, ami a fáciesváltozások jellegében jól kifejezésre jutott. A Mecseki öv gyűrt-pikkelyes, a Villányi öv pikkelyes és a BékésKodru öv takarós-pikkelyes szerkezete is jelentős mértékben az ausztriai fázis hatásának tulajdonítható. A kréta bezáródási, betolódási, felgyűrődési szakaszban, a felső-kréta idején kettős mélytengeri flis árokrendszer jött létre: a külső-alpi-kárpáti és a dél-alpiszlovéniai-belső-dinári flis öv. Az előbbihez kapcsolódóan alakult ki a Szolnok- Máramarosi flis öv. A közöttük lévő takarós-gyűrt és blokkosodott területeken több fázisban belső medencék jöttek létre, melyeket túlnyomórészt szenon törmelékes üledékek töltöttek fel. Mind ez ideig a Magyar-középhegységi nagyszerkezeti egység és a Tiszai nagyszerkezeti egység nem voltak egymás szomszédságában. Ezt bizonyítja, hogy a Balaton vonal menti paleogén vulkanizmusnak nyomát sem látjuk a Tiszai egység Közép-magyarországi vonallal szomszédos területein. A földtani képződmények összehasonlító vizsgálata alapján fő vonásaiban ma már rekonstruálható a Dunántúliközéphegységnek a Keleti-és a Déli-Alpok közötti helyzetéből mai helyére jutásának folyamata. Középhegységi bauxittelepeink terrigén, törmelékes ásványtartalma a Trentói zóna déli részén kialakult jelentős kréta-paleocén bázisos vulkáni összletből származtatható. Ez a körülmény még az újpaleozóos-mezozóos elhelyezkedés fennállását mutatja. A középső-eocénben azonban a fáciesviszonyok már transzkurrens vető működésére utalnak: vastag, folyamatos és hézagos rétegsorok, ill. lepusztulási területek szoros egymásmellettisége, nagy laterális fáciesváltozékonyság (szigettenger). Ugyanakkor a Mollusca fauna és a bentosz Foraminiferák összehasonlító vizsgálata alapján kimutatható az is, hogy a középső-priabonaiban a Mediterráneum, vagyis a 324

325 Castelgombertói self, ill. a. Scaglia-medence felé megszűntek a Dunántúliközéphegység kapcsolatai. Az eocén-oligocén fordulója után kb. 1 millió évvel már kialakult az Euparatethys euxin medencéje. Az euxin fáciesű Tardi Agyagnak a szlovéniai Fischschiefer-rel (Socka rétegek) való ősföldrajzi kapcsolata alapján az euxin tenger nyugati partja Budapest és Ljubljana helyének akkor közeli É-D irányú fekvése mentén lehetett, és a felgyűrődött Dinaridák választották el a Mediterráneumtól. A kiscelli korszak kezdetéig kb. 130 km-t mozdult el keleti irányban a Déli-Alpokkal szomszédos eredeti helyzetéhez képest. A középső-oligocénben tovább folytatódott a Dunántúli-középhegység keleti irányú kitérő mozgása. A késő-kiscelli smrekoveci andezitvulkanizmus (a Karavankák K-i végénél) hiányzó északi felének valószínűleg a Zalai vagy a Balatoni öv más andezitje felelhet meg. Végül a szávai orogén fázis alapvetően eltérő szerkezeti irányai arra utalnak, hogy a Dunántúli-középhegység K, ÉK irányú mozgása az oligocén végére befejeződött. A kitérés teljes hossza km-re tehető, és a középső-eocéntől az oligocén végéig 22 millió évig tartott. Ez évi 2-2,3 cm elmozdulást jelent, aminek a többszörösét is mérték mai transzkurrens vetők mentén. Mindezek mögött az afrikai lemez mozgása a fő hatóerő, amely észak-déli kompreszsziót hozott létre és amely az Afrikai és Európai lemez kollíziójához vezetett. Az ütközés feldarabolódással és nagyméretű transzkurrens (csapás menti) vetők kialakulásával járt. A feldarabolódási folyamat része az Inszubriai-Periadriai lineamensrendszer felújulása, a Dunántúli-középhegység keleti irányú kitérése. 325 IV Miocén szerkezetalakulás A magyarországi miocén képződmények általában üledékhézaggal, diszkordánsan települnek az idősebb - heterogén felépítésű - aljzaton. Egyharmaduk középhegységeinkben, kétharmaduk az ún. miocén árokszerkezetben található. Az alsó-miocén (eggenburgi, ottnangi, millió év) két teljes földtani ciklust képvisel. A szávai orogén (95. ábra) kompressziós fázisa. (az Afrikai Eurázsiai lemez közeledése) az eggenburgi idején Ny-DNy-on kiemelte az alpi hátteret és ennek előterében Ny-Magyarországon, és a Mecsek környékén 1000 m vastag kontinentálisfluviális durva törmelékes tarkaagyag összlet képződött. Egyidejűleg ÉK-Magyarországon tengeri, partszegélyi homok, homokkő és nyíltvízi pelites üledék rakódott le. A háttér kiemelkedésének és lepusztulásának a hatására a ciklus végére az északkeleti tengeri üledékgyűjtő is feltöltődött. Ipolytarnóc mellett ebben a szárazföldivé vált

326 rétegsorban gazdag ősemlős és madár lábnyomok, valamint növénymaradványok konzerválódtak. Az ottnangi emelet idején a szávai orogén fázis dilatációs szakaszában a korábbi üledékgyűjtő medencék újabb árkos beszakadására került sor. Az eddigi ÉK-DNy-i szerkezeti irányítottság mellett jellegzetes ÉNy-DK irányú depressziók alakultak ki, amelyek húzásos árkos szerkezetalakulást jeleznek. A peremi törések mentén riolit ártufa tört a felszínre ( alsó riolittufa ). A ciklus bázistörmeléke fölött ÉNy- Magyarországon limnikus, ÉK-en félsósvízi, paralikus barnakőszén formációk képződtek. A legfontosabb tengeri esemény az indopacifikus puhatestű fauna megjelenése (nagy Pectenek). A ciklus végét kontinentális folyóvízi feltöltődés jelzi ábra A szávai orogén ciklus és az üledékképződés kapcsolata (Hámor 1983) A stájer orogén fázishoz (96. ábra) kapcsolódó középső-miocént (kárpáti-alsóbádeni, millió év) is két földtani ciklus építi fel. Az Afrikai és Eurázsiai lemez szávai végi kismértékű eltávolodása után az Afrikai lemez óramutató járásával ellenkező irányú elfordulása az Eurázsiai lemezhez viszonyítva területünkön ÉK-DNy irányú árokszerkezeteket hozott létre. A korábbi atlanti-indopacifikus faunakapcsolat helyett Stájerországon, ÉNy-Jugoszlávián és az Adriai-medencén át az egyre inkább szétnyíló Földközi-tengerrel alakult ki összeköttetés. Legfontosabb tengeri események a DNy-ról, a Mediterráneum térségéből megismétlődő transzgressziók. A kárpáti üledékciklust félsósvízi bázisrétegek, litorális konglomerátum és homokkő, majd nyíltvízi molassz és végül a cikluszáró sekélyvízi bryozoás, balanusos zátonyrétegek alkotják (együttesen m). A kárpáti ciklus végét lokális andezit, dácit, riodácit és országos elterjedésű riodácittufa vulkáni működés képviseli ( középső riolittufa ).

327 Az alsó-bádeni ciklus transzgressziós bázisrétegeire nyíltvízi agyag és agyagmárga települ. Ny-on a ciklus végére félsósvízi paralikus barnakőszén, ÉK-en 3000 m vastagságot elérő, regionális andezit vulkanizmus a jellemző (belső-kárpáti vulkáni öv, Mátrai Vulkanit formáció, hidrotermális Pb-Zn és nemesfém ércesedéssel). Ez utóbbi a legintenzívebb harmadidőszaki vulkáni működés, amely a stájer orogén fázis dilatációs szakaszához kapcsolódott. 96. ábra A stájer orogén ciklus és az üledékképződés kapcsolata (Hámor 1983) 327 A felső-miocén (felső-bádeni-szarmata-alsó-pannon; 16-5,5 millió év) egyetlen földtani ciklust képvisel. A lajtai orogén fázis (97. ábra) hatására a Kárpát-medence mediterrán kapcsolatai megszűntek: új tengeri kapcsolat az Aral-Kaspi-medence irányában létesült. Az általános medencebeszakadást diszkordánsan követő üledékciklust felső-bádeni zátony-kifejlődésű lajtamészkő és pelites formációk képviselik. 97. ábra A lajtai orogén ciklus és az üledékképződés kapcsolata (Hámor 1983)

328 A szarmata emelet idején félsósvízi durvamészkő és agyagmárga képződött. Az alsópannóniai alig sós beltengeri, molassz üledékekből áll; uralkodóan pelites kifejlődésű, több szintben homokkő betelepülésekkel. A medencefeltöltődés során a mediterrán tengeri faunát brakk aralo-kaspi, majd endemikus congeriás, melanopsisos fauna váltotta fel. A szarmatában kulminált andezitriolit vulkanizmus képződményei az ÉK-i országrészen 2000 m-t meghaladó vastagságú összletet alkotnak zeolit, perlit, diatomit és nemesagyag telepekkel. E fázis legnagyobb energiájú kitörése révén keletkezett az országszerte kimutatható felső riolittufa. Összefoglalásként kiemelhetjük, hogy a miocén orogén ciklusokat kialakító fő nyomásirány két alkalommal is (a szávai orogén fázis dilatációs szakaszában és a lajtai orogén fázis hatására) a korábban uralkodó ÉK-DNy-i csapásirányra merőleges ÉNy- DK irányú szerkezetek kialakulásának kedvezett. A legvastagabb miocén üledékes összletek a nagyszerkezeti felépítés mobilis zónáiban jelennek meg. A szedimentáció mértéke fokozatosan nőtt a miocén folyamán, és maximumát a lajtai ciklusban érte el. Az üledékképződés sebessége helyenként 5,3 m/1000 év. A miocén szerkezetalakulásra a változó csapásirányú árokszerkezetek rendszerének létrejötte a jellemző. IV A Pannon-medence Magyarország lemeztektonikai elemekből álló preneogén fundamentuma és az eltérő eredetű és felépítésű nagyszerkezeti egységeket egybeforrasztó miocén árokrendszer fölött, valamint az előbbieknél kétségtelenül sokkal intenzívebben gyűrttakarós alpi-kárpáti-dinári környezeten belül helyezkedik el Európa legnagyobb miocén végi, pliocén és pleisztocén képződményekkel feltöltött - fiatal hegységívek közötti süllyedéke a Pannóniai-medence. Szerkezetalakulása (98. ábra) a miocén előzményekből fokozatosan fejlődött ki. Jellemző vonása a gyűrt övezeteken belül az általános süllyedéssel lépést tartó feltöltődés, bár a medence belsejében máig terjedően vannak emelkedő tendenciájú szigethegységek, rögök-rögvonulatok is. Pannóniai emeleten a szarmata és pleisztocén képződmények között települő, a Kárpát-medencére korlátozódó, különleges csökkentsósvízi (ún. congeriás) faunával rendelkező, nagy vastagságot elérő, uralkodóan finomtörmelékes, a Keleti-Paratethys tengerágtól is elkülönült, fokozatosan kiédesedő tóban keletkezett képződmények együttesét értjük. Alsó határa millió év közöttinek, felső határa a pleisztocén alsó határával megegyezően 2,4 millió évben jelölhető meg. Nagyobbrészt pleisztocén kép- 328

329 ződményekkel fedett helyzetben, az ország területének több mint háromnegyed részén megtalálható. 98. ábra A Pannon-medence feltöltődésének elvi vázlata A pannóniai összlet kialakulásának folyamata (99. ábra) a következőkben foglalható össze. 1. A medencebeli szarmata képződmények felett a pannóniai összlet fokozatos átmenettel fejlődik ki, a kiemelt helyzetű szarmata képződmények felett is penakkordánsan települ, csak a szarmatánál idősebb képződmények esetében jelentkezik erőteljesebb díszkordancia. A szarmata végén csapadékosabbá vált időjárás erősen csökkentette a beltenger vizének sótartalmát és mésztartalmú pelites üledékképződés alakult ki a medencék belsejében és peremén egyaránt. Az ország ÉK-i részében jelentős riolittufa-kitöréssel tovább folytatódott a vulkanizmus. A kapcsolódó lagúnákban diatomit és bentonit rétegek rakódtak le. 2. Az alsó-pannóniai felső kétharmadában jelentős tektonikai igénybevétel hatására megélénkült a Pannóniai-medence általános, de területenként eltérő ütemű süllyedése. Ugyanakkor az Alpok és a Kárpátok megemelkedtek, és mállási terméküket folyóvizek szállították a tagolt aljzatú medencébe; nagyméretű delta üledékképződési rendszer jött létre. Északon delta síkság alakult ki, délebbre delta front és delta lejtő, majd delta előtéri turbiditek és a mélyvízi medence következett. Az üledékanyag túlnyomórészt agyagmárga, alárendelten homokos-kavicsos kifejlődésű. A Dunántúl É-i részén trachit, a Duna-Tisza köze D-i részén bazalt vulkanizmus képződményeit ismerjük. 329

330 3. A felső-pannóniai rétegösszlet sekélyebbvízi üledékgyűjtőben, megváltozott éghajlati és morfológiai viszonyok között átalakult delta üledékképződési rendszerben rakódott le. A medencealjzat egyre kiegyenlítettebbé, a lepusztulási terület egyre tagoltabbá vált. Az üledékanyagban megnövekedett a homoktartalom részaránya. A kezdetben még uralkodó delta lejtőfáciesű üledékeket egyre inkább delta síksági, majd a szűkebb értelemben vett folyóvízi-tavi üledékek váltották fel, és végül a medence fokozatosan feltöltődött. A delta síkságon, mindenekelőtt a medencéből kiálló hegységek D-i, DK-i előterében nagyméretű mocsarak, Taxodium láperdők alakultak ki, amelyekből a felső-pannóniai középső és felső részének lignittelepei keletkeztek. Ugyanekkor a Bakonyban és a Kisalföldön, valamint Észak-Magyarországon több mint száz önálló helyhez kötődő, általában egyetlen kitörés eredményeként létrejött bazalttufából és rátelepülő bazaltból álló vulkáni kúp jött létre. A Dunántúlon egyes kráterekben, a benyomult tó vizében jellegzetes eutróf üledékképződéssel alginit keletkezett. Észak-Magyarországon a bazalt vulkanizmus szárazföldi környezetben ment végbe és időben átnyúlott a pleisztocénbe is. A pannóniai üledékképződést a pleisztocén határán jelentős szerkezeti igénybevétel zavarta meg, amelynek eredményeként a középhegységek peremén és a dunántúli dombvidéken keletkezett pannóniai képződmények kiemelkedtek, és nagymértékű lepusztulást szenvedtek. A medence-süllyedékekben tovább folyt a szárazföldi üledékképződés. A pannóniai rétegösszlet tektonikai szempontból viszonylag nyugodt. Rétegeinek dőlése közel vízszintes, általában 1-2 -os, s az 5 -ot csak nagyon ritkán haladja meg. A tagolt aljzat és a nagy vastagságú pelites üledékanyag következtében a települt boltozat a legjellemzőbb szerkezeti elem. Ezek általában 5-10 km hosszúak és 1-2 km szélesek. Peremeiken gyakoriak az 5-10 m-es, ritkábban m elvetési magasságú vetők, amelyek alulról felfelé fokozatosan elhalnak. A medencekitöltés tömörödése következtében ugyancsak jellemző szerkezeti elemek a kisebb méretű, lefelé elhaló vetők. A Mecsek-hegység déli és északi peremét kialakító feltolódási zónák a felső-pannóniai rétegeket is harántolják. Legjelentősebbek a táguló medenceszerkezethez kapcsolódó oldalirányú eltolódást lehetővé tevő törések. Enyhén gyűrt szerkezeti elemek az ország DNy-i részén találhatók, ahol a K Ny csapású Száva redők nyúlnak át és olvadnak bele a Zalai-medence települt boltozataiba. 330

331 99. ábra A Pannon-medence fejlődéstörténete (Rónai 1985) A negyedidőszak 2,4 millió éve alatt az Alföld egyes részei métert süllyedtek, ugyanakkor a környező középhegységek métert emelkedtek. A teljes denivelláció az 1000 métert is meghaladja. A süllyedő területek rétegsorában 3-4 nagyobb és 9-10 kisebb ciklust különböztethetünk meg. Ugyanannyi mutatható ki az emelkedő területeken a teraszok és forrásmészkő szintek vizsgálata alapján. A süllyedések és emelkedések egyaránt kisebb-nagyobb blokkokra töredezve következtek be. A nagy kiterjedésű egyenletesebb pliocén kéregmozgással szemben ez a széttagolódást eredményező mozgás jellemzi a negyedidőszak tektonikáját. Elterjedt pleisztocén képződmények: a folyóvízi kavics, homok, iszap és agyagrétegek. Nagy vastagságban az Alföld és a Kisalföld negyedkori medencéiben rakódtak le. Vastagságuk eléri a métert. Egyes hegy- és dombvidéki területeken jelentős vastagságú lejtőtörmelék-keletkezett, amely a folyóvízi rétegsorokkal együtt a völgytöltéseket képezi. Jellegzetes képződmények a folyóteraszok. Két holocén és 6-7 pleisztocén teraszt ismerünk. Sokfelé találunk folyóteraszokhoz kapcsolódó forrásmészkövet. A Duna pleisztocén eleji nagy Duna- Tisza közi hordalékkúpján és az ÉK-i Kárpátok folyóvizeinek együttes hordalékkúpján (Nyírség) futóhomok alakult ki. Vastagsága m. Pangó vizű süllyedék-területeken nagy kiterjedésű tőzegtelepek és egyéb mocsári üledékek keletkeztek. 331

332 Típusos lösztakaró az ország 93 ezer km 2 területéből kereken 20 ezer km 2 -en található. Vastagsága helyenként a 40 m-t is meghaladja. Jelentős löszterületek vannak a Dunántúlon és az Északi-középhegység területén. Az Alföldön a típusos lösz mellett vízi lösz, mocsári lösz és infúziós lösz típusokat is megkülönböztetünk. A pleisztocént négy részre osztjuk. A legalsó pleisztocén a Matuyama-Gauss paleomágneses határtól az Olduvai fordulatig tartott (2,4-1,8 millió évig). Az Alföldön m üledéksor képviseli ezt az időszakot. A legalsó pleisztocén éghajlata melegmérsékelt és nedves volt. Csapadékossága révén különbözött a pliocén végi száraz meleg klímától. Az alsó-pleisztocén az Olduvai fordulattól a Brunhes-Matuyama fordulatig tartott (1,8-0,7 millió évig). Kb. 200 m vastagságú üledéksor keletkezett ebben az időintervallumban. A Brunhes-Matuyama fordulattól időszámításunk előtt kb évig tartott a középső-pleisztocén (Mindel glaciális). A felső-pleisztocén a Würm és a Riss glaciálist és köztük az Eem interglaciálist képviseli. Ez az időszak volt az igazi hideg pleisztocén. Az Alföldön m vastag üledéksor képviseli. Ide tartozik a dombvidék teljes löszsorozata. IV A Tiszai-egység bemutatása A Tisia fogalmát Prinz (1914) vezette be, és eredeti értelmében az Alp-Kárpáti- Dinári-hegységrendszer által közrefogott, teljes medence jellegű területet, elsősorban annak kristályos kőzetekből álló, kraton jellegű medencealjzatát foglalta magába. A mobilista szemlélet térhódítása során a merev kristályos aljzat feltételezése tarthatatlanná vált. A kellemes hangzású és rövid név legalább részleges megmentése érdekében - a fogalom tartalmának aktuális értelmezést adva (kéregrészével együtt eredeti helyéről levált és más felépítésű környezetbe került szerkezeti egység) - Fülöp et al. (1987 a, b) bevezette a Tiszai-egység fogalmát, ami az eredeti értelmezéssel szemben csak az Európai-lemezről leszakadt és ma a Közép-magyarországi-vonaltól délre eső kéregfragmentumot foglalja magába. A terrénum szemlélet térhódításával Kovács et al. (1997) alkalmazta először a Tisia-terrénum fogalmát, ami tartalmi tekintetben megegyezik a Tiszai-egységgel, bár itt hangsúlyosabb szerepet kap az a körülmény, hogy az egység miocén elejei dokkolása (a szomszédos egységekkel történt összeforrása) utáni képződmények már nem tartoznak az egységbe. Bár egyes jelek korábbi (kaledóniai) szerkezeti fázisokhoz kötődő szubdukció feltételezését is lehetővé teszik, a Tiszai-egység fejlődésében biztosan felismerhető 332

333 esemény a nem teljesen egyértelműen kontúrozott kéregfragmentumoknak (terrénumoknak, szubterrénumoknak) a variszkuszi orogén idején bekövetkezett egyesülése volt. Ekkor valószínűleg takaróképződés is lezajlott. A perm időszakban a Neotethyshez kapcsolódóan megkezdődött kontinentális riftesedés (intenzív riolitvulkanizmus) már korai fázisában abortált. A Tiszai-egységnek az Európai-lemezről történt leválására, vagyis egy sikeres riftesedésre a Permini-óceánág létrejötte, vagyis a középső-jura idején került sor. A kora-kréta elejei újabb riftesedés már egy kivékonyodott kérgű kontinensfragmentum peremi részén zajlott, amely ugyancsak befejezetlen maradt. Markáns kollízióra a középső-kréta végén, késő-kréta elején került sor, amikor a Tiszaiegység déli részén takaróképződés, északabbi részén erőteljes pikkelyeződés történt. A Tiszai-egységnek a Pelsói (vagy inkább az Alcapa)-egységgel történő transzpreszsziós jellegű ütközése, egymás melletti súrlódásos elmozdulása több részfázis után a koramiocén elejére fejeződött be. A Tiszai-egységnek északnyugati és déli, délkeleti irányban világos, jól kontúrozható határa van. A Pelsói vagy Alcapa-egységtől az ország legjelentősebb szerkezeti eleme, a Közép-magyarországi-vonal (zóna) választja el. A vonal északkeleti elvégződése mindazonáltal ma is bizonytalan. A Hernád-vonal ma már kizárható a keleti irányú elvégződést jelentő lehetőségek sorából, de folytatódhat a Bodrog vagy a Tisza mentén is. Keleti határvonalának lefutása minden valószínűség szerint egyezik az Északkeleti-Kárpátok csapásvonalával, de nem tudjuk biztosan, hogy ez azonos-e a Szamos-vonallal, vagy behúzódik a kárpáti ív alá. Délkeleti határát a Maros menti ofiolitöv, déli és délnyugati határát viszont a Vardar- és az ezzel összekapcsolódó Dinári-ofiolitöv adja. A Tiszai-egység felosztásában szerkezeti emeletenként eltérő kontúrú regionális egységeket lehet és kell is megkülönböztetni. A variszkuszi szerkezeti fázis eredményeként előállott Tiszai-egység terrénumszemléletű mai felosztása ellentmondásokkal terhes, de mai ismereteink alapján ez a leginkább elfogadott. Az egységek az alábbiak: Szlavóniai-Drávai-, Kunsági- és Békési-terrénum (100. ábra). Az alpi fejlődéstörténet során jelentős átrendeződés történt a tágabb környezetben, ami a Tiszaiegységen belül is markáns üledékképződési övezeteket eredményezett. Az alpi orogenezis során bekövetkezett takaróképződés és pikkelyeződés eredményeként ez a fácieselrendeződés felülíródott, és ekkor alakult ki a terület övezetes elrendeződése: Mecseki-, Villányi-, Békés-Codrui- és Bihariai (Kisbihari)-zóna. Az alpi orogenezis 333

334 neoalpi fázisa során alakult ki a mai szerkezeti rendszer, ami erőteljesen módosította a megelőző északkelet-délnyugati irányú övességet. A Tiszai-egység megkutatottsága nagyon egyenlőtlen: a nyersanyagot, főként kőszenet, uránércet és bauxitot tartalmazó hegy és dombvidéki területeké kiugróan jó, a víz- és szénhidrogénkutatás által érintett területeké jó vagy közepes, míg a fennmaradó területeké gyenge vagy nagyon gyenge. Ez utóbbi megállapítás legfőként a Nyírségre és a kapcsolódó keleti határmenti területekre jellemző." ábra A Tiszai egység terrénumai, szubterrénumai és takarófoszlányai (Kovács et al. 2000) IV A Tiszai-egység fejlődéstörténete A fent jelzett ismeretességi bizonytalanságokból eredően az egész terrénumra vonatkozó földtani ciklusok csak hozzávetőlegesen vázolhatók fel, míg az üledékciklusok a fejlődési etaponként és szerkezeti egységeken belül is annyira változók, hogy ilyen jellegű általánosítás legföljebb a tájegységen belül végezhető el. A kaledóniai földtani cikluson (szerkezeti rendszeren) belüli üledékképződésre a magyarországi részen meggyőző adattal csak a Szalatnaki Agyagpala szolgál, az Erdélyi-középhegység Codrui- és Kisbihari (Bihariai)-takarórendszerében a paleofitológiai adatokkal némi bizonytalansággal, a teljes paleozoikum, sőt, felsőprekambriumi képződmény jelenlétét is igazolni vélik. A variszkuszi földtani cikluson belüli üledékképződés valószínű elemeiként több jelenség is értelmezhető. Ilyen a

335 metamorfitokon belüli vastag, egyes esetekben valószínűleg platformi eredetű karbonáttestek (márvány és dolomárvány a Baksai és Tiszai Komplexumban (Csongrádi-egység), vagy a Sohodoli Márvány a muncel-lupai sorozatban), továbbá a Mecsek és a Villányi-hegység térségében, valamint a Codrui- és Kisbihari-takaróban az orogén kollizióhoz kapcsolódóan fellépő, nagy vastagságú molasz jellegű üledékesvulkáni kőzetek. Az alpi földtani ciklus a szerkezetfejlődési etapoknak megfelelően jól dokumentálható módon részciklusokra tagolható. Ebből a mezozoos elemek változó mértékben roncsoltan, de alapvető jellegeiket jól mutatóan őrződtek meg, részben összekapcsolódva a paleogén elemekkel. A neogén az előzőkkel szemben önálló, részben továbbtagolható földtani ciklust alkot. Üledékciklusok csak a felső-karbon és az a fölötti üledékekre állapíthatók meg, amelyek azonban táj- és szerkezeti egységenként eltérőek lehetnek. IV A Tiszai-egység prealpi terrénumai Legutóbbi megnevezésük szerint Szlavóniai-Drávai-, Kunsági- és Békésiterrénumot különítünk el a Tiszai-egység - mint összetett terrénum - aljzatában (Szederkényi 1998, 2001; Kovács et al. 2000). Közülük a későbbi szerkezetalakulás szempontjából a Szlavóniai-Drávai- és talán a Kunsági-terrénum is autochtonnak, vagy parautochtonnak tekinthető. A terrénumok felépítésében uralkodóan kristályos (metamorf és magmás) képződmények játszák a döntőszerepet, de szervesen kapcsolódnak hozzá a karbon és permi törmelékes üledékek is. A köztük fennálló különbségek ellenére már a jelenlegi ismereti szinten is kérdések merülnek fel az egyes terrénumok önállóságát illetően. Még tovább szaporodnak a kérdések az egyes terrénumokon belüli alegységek reális megkülönböztethetőségét illetően. Jelenlegi felfogásunk szerint a Tiszai-egység terrénum lényegében a variszkuszi orogenezis során nyerték el mai összetételüket, bár az alpi szerkezetalakulás folyamán az egyes egységek a pikkelyes és takarós mozgások révén további térrövidülést szenvedtek el. A terrénumokon belül megkülönböztetünk litosztratigráfiai alapegységeket is, de néhány kivételtől eltekintve a kristályos képződményeket komplexumként tartjuk nyilván, ami híven kifejezi azt a tényt, hogy a metamorf képződmények fitológiailag és szerkezetileg egyaránt bonyolult összetételűek, továbbá, hogy ebben az esetben az ismeretességük is meglehetősen gyenge. 335

336 IV Kunsági-terrénum A parautochton egységként értelmezett terrénum a Szlavóniai-Drávaiterrénumtól északkeletre helyezkedik el. Határát északnyugatról a Középmagyarországi-vonal, délkelet felől a Békési-terrénum északi takarófrontja képezi. Nyugatról - kissé önkényesen meghatározott módon - a Szalatnaki-mélytörés délkeleti folytatása, a Mecsekalja-vonal és a Szigetvári-vonal határolja. Északkeleten a határ az Északkeleti-Kárpátok alatt, pontosabban meg nem határozható helyen húzódik, míg keleti határa egybeesik a Marosi-ofiolitöv nyugati peremével. IV Alsó-paleozoos (variszkuszi) metamorf komplexumok A Kunsági-terrénum a Mórágyi- és a Körösi-szubterrénumra tagolódik, amelyek határai megegyeznek a Mecseki, illetve a Villány-Bihari-zóna határaival. Ebből adódóan az egység részét képezi az Erdélyi-középhegység nagy része is, nevezetesen a Bihari-autochton (parautochton). A Mórágyi-szubterrénum keleti határa a Szolnokiflisöv alatt meghúzhatatlan. Jobb híján feltételezzük, hogy megegyezik a Kunságiterrénum keleti határával, vagyis részben egybeesik a Tiszai-egységnek az Északkeleti- Kárpátok alatt húzódó határvonalával, illetve a Marosi-ofiolitöv nyugati határával. Ugyanakkor csak nagyfokú bizonytalansággal vonható meg a Mórágyi- és a Körösiterrénum közti határ Erdély területén. A pikkely-, esetleg takarófrontként megjelenő határ Debrecentől keletre lépi át az országhatárt, Carei (Nagykároly) környékén keleti irányba fordul és a Batizai-takaró vonalába fut be (Visarion et al. 1979; Paraschiv 1979). Mindkét szubterrénum prealpi aljzatát majdnem kizárólag kristályos, elsősorban metamorf képződmények alkotják, amelyeket a szubterrénumokkal azonos néven Mórágyi és Körösi Komplexumnak nevezünk. Kisebb fokú metamorfózist szenvedett alsó-paleozoos képződmények csak takaróroncsokként, kihengerelt pikkelyekként őrződtek meg. Ilyen a Szalatnaki-, a Horváthertelendi-, az Ófalui-, a Tázlári- és az Álmosdi-egység. Ezek egyúttal formáció rangú litosztratigráfiai egységet is képviselnek. A területen a molasz jellegű felső-paleozoikum nagyon korlátozott elterjedésű, és két üledékciklusra különül. A felső-karbon üledékciklus előfordulását paleontológiai adatok hiányában csupán a vonatkozó képződmények litológiai jellegei alapján tételezzük fel, a permi rétegsor vastagsága ugyanakkor elérheti a 4000 m-t is. A mezoozoos képződmények kifejlődési jellegei alapján a terrénum a szubterrénumoknak megfelelő két alegységre különül, melyek tárgyalása A Tiszai-egység alpi szerkezeti 336

337 övei c. fejezetben Mecseki- és Villány-Bihari-zóna nevek alatt történik. Az előbbi rétegsorában kettő, az utóbbiban három üledékciklust különböztetünk meg. Szederkényi (1998) szerint a Mórágyi Komplexum képezi a Mórágyiszubterrénum egészének aljzatát. Fedőjében két szinklinális szerkezetet formálva találjuk egyrészt a Kerekegyházáig húzódó, részben felső-paleozoos és főként mezozoos képződményekkel kitöltött Mecseki-szinklinálist, valamint az ettől délkeletre eső, ugyancsak főként mezozoos képződményekkel kitöltött, Szolnoki-flisvályúként megismert vonulatot. A két vonulatot a Szigetvár és Cegléd között húzódó mintegy 200 km hosszon nyomozható Mórágyi Komplexum felső-paleozoos és mezozoos fedő nélküli, főként granitoidokból álló vonulata választja el. Granitoidokat a vonulat alföldi részén számos fúrás (Miske Mis-2, Soltvadkert Sol-1, Kecskemét Kecs-1, KecsNy-2, Nagykőrös Nk-6, NkÚ-2, NkD-1 stb.) tárt fel. A granitoid vonulat Cegléd környékén egyesül a Mecseki-szinklinálist, északról szegélyező, kristályospalából (csillámpalából és gneiszből) álló vonulatával. A Mórágyi Komplexum a déli szárnyban öves felépítésű, tengelyében világosvörös, porfiroblasztos szövetű, S típusú, K-ban gazdag, szinkollíziós monzogránittal, ritkábban monzoszienittel (Buda 1981), benne gyakran biotit vagy amfiboldús xenolittal (monzonit) és aplittelérrel. A tengelyvonulatot a szárnyakon rendszerint migmatit vagy gneisz, csillámpala és amfibolit váltakozású metamorfitzóna övezi (Szederkényi 1998; 101. ábra). Jantskyra hivatkozva a gránittesten belül Fölüp (1994) a réteges migmatiton kívül a gránit tengelyével egyező, nagyméretű agmatit (lencse alakú zárvány) és diatexit (a gránitnak elsősorban a peremi részén megjelenő földpát- és biotitdús kőzettestek), gránitosodott metabázit és pegmatittesteket ismertetett. Balla et al és Király & Koroknai (2004) - a radioaktív hulladék elhelyezésével kapcsolatos kutatások eredményei alapján - a gránitban lévő zárványok között nem talált ultrametamorf sorozatba" sorolható kőzettípusokat, csupán különböző magmás kőzeteket. Szerintük a gránit nem migmatitos típusú, ennek megfelelően az agmatit helyett diorit és monzonit, a diatexit helyett hibrid kőzetek változatai, a szkiallitos, nebulitos, porfiroblasztos gránit helyett kontaktizált monzonit megnevezést használ, míg a reomorf réteges migmatitot milonitnak tekinti. A komplexum típuskőzetét Mórágyi Gránit Formációnak is szokták nevezni, amely a palásság és a zöldpala fáciesű ásványtársulás alapján regionális metamorfózist szenvedett. 337

338 101. ábra Granitoid és metamorf képződmények elterjedése a Tiszai-egység magyarországi részén (Kovács et al. 2000). Jelmagyarázat: 1 - nagyon kis fokú és kisfokú metamorf képződmények, 2 - közepes fokú metamorf képződmények, 3 - migmatit és anatektit, 4 - fúrással feltárt eklogit előfordulások 338 A gránitnak a cirkonszemcséken U/Pb módszerrel mért kora 365 M év, míg a mikrogranitokon K/Ar-módszerrel mért koradat M év (Balogh et al. 1983). A kétféle koradat megfelel a kétütemű variszkuszi deformáció két fázisának. Az első nagy nyomás (6-8 kbar) és kis reciprokgrádiens (14-26 C/km) mellett, az utóbbi kis nyomás és nagy recipokgrádiens mellett zajlott le. A Mecsekalja-vonal menti xenolitokban Rb/Sr-módszerrel meghatározott koradat 440 M év. Az északi zónából alig áll rendelkezésre adat (a Dunaújváros Szt-1 fúrásban csillámpala, az Újszilas Újszil-3 és Jászladány Jász-1 fúrásban kristályospala), de az előbbi néhány adat, valamint a radioaktív hulladék elhelyezését célzó kutatási program eredménye arra utal, hogy indokolt lenne ezeket a Mórágyi Komplexumból kiemelni, önálló litosztratigráfiai névvel illetni és a Mórágy nevet a granitoidokra fenntartani. Különös módon a Babócsai-terrénumhoz sorolt területen a kaposvári termálfürdői (K-232) fúrás a Babócsai Komplexumot képviselő gránitgneisz alatt típusos Mórágyi Gránitot tárt fel. A Mórágyi Komplexumhoz tartozóan - a Mórágyi Gránit és a már felsorolt pikkely- és takarófoszlányok mellett - további formáció rangú képződményt is elkülönítünk, mint az Ófalui Szerpentinit és a Szalatnaki Szienitporfír. A változatos

339 fitológiai összetételű, erősen milonitosodott, meredek dőlésű palásodással rendelkező, máskor izoklinális redőkbe gyűrt Ófalui Fillit Formáció legfőbb alkotója a grauwacke eredetű fillit és a kristályos mészkő, amelybe különböző bázisos és intermedier vulkáni kőzetek és azok tufái, valamint amfibolit települnek. A kovás fillitben szénült növénymaradványok, a kristályos mészkőben conodonta-töredékek találhatók, amelyek alapján az üledékes kőzet kora. paleozoos (a szilurnál aligha idősebb) eredetű. Nem zárható ki a képződménynek a Szalatnaki Agyagpalával történő azonossága sem. Az Ófalui Fillit Ófalu és Zsibrik térségében, valamint Pécsett a felszínen van és a Mecsekaljai eltolódási vonal mentén mintegy 40 km hosszon mutatható ki. A fentiek alapján a Miske (Mis-1, -2) fúrásokban a gránit mellett feltárt amfibolit feltételesen ebbe a formációba sorolható. Az Ófalui Szerpentinit egyetlen feltárása az ófalui Goldgrund-völgyben van, ahol az Ófalui Fillitbe ékelve 12 m vastag testet formálva jelenik meg, és ahová Balla (1981) szerint obdukció révén került. A Szalatnaki Agyagpala Formáció a Szalatnak-3 fúrás tanúsága szerint a Mecsek ún. Északi-pikkelyének északi előterében, közvetlenül az alsó-triász képződmények alatt települ. A legalább 600 m vastag, sötétszürke vagy fekete színű, gyakran kovás formáció három tagozat rangú egységre bontható. Alsó és felső tagozat rangú egysége tufitos, 90 m vastag középső egysége agglomerátum, esetleg olisztosztróma eredetű. Graptolita (Oravecz 1964) és Conodonta-tartalma (Kozur 1994) alapján a képződmény a szilur időszak folyamán keletkezett. Nagyon gyakori a Muelleridae-családba sorolt szervesvázú mikrofosszília is, amelynek mind a 12 faja innen került leírásra (Kozur 1994). A formációt a területen több fúrás is harántolta: Györe-1, Szalatnak-4, Köblény- 1, Alsómocsolád-4, -5, Bikal-2, -3. Ide sorolható még a Horváthertelenditakaróroncsban a Horváthertelend-1 fúrás által feltárt gyűredezett agyagpala is. A képződmény keletkezési környezete batiális medence. A Szalatnaki Szienitporfir egyetlen fúrás (Szalatnak-3) alapján került kijelölésre, ahol 70 m vastagságban harántolták. A kőzet durvakristályos, középszürke színű, hipabisszikus keletkezésű intruzív test (Várszegi & Fazekas in: Szederkényi 1984), amely azonban Buda (1971) szerint inkább granodiorit vagy granodioritporfirit összetételű, ezért átnevezése megfontolás tárgyát képezheti. A Mórágyi-szubterrénum területén belül a kristályos képződményt harántolt fúrások legkeletebbike a Jászladány Jász-1 fúrás (Fülöp 1994). Ez azt jelenti, hogy ettől keletre több mint 150 km-en keresztül nincs egyetlen adat sem a szubterrénum 339

340 aljzatáról, helyesebben szólva, azt sem tudjuk, hogy a terület része-e még a Mórágyiszubterrénumnak. A tágabb térség egyetlen kristályos aljzatot ért fúrása a Kisvárdától északra eső Komoró Ko-1 fúrás, amely a neogén vulkanit és tengeri üledékes rétegsor feküjében 3224 m-ben ütötte meg és 46 m vastagságban harántolta az alsó- és középső-- triászba (?) sorolt sötétszürke, dolomitos mészkő és agyagmárga összetételű rétegsort. Alatta m között fekete grafitos gneiszt és egyéb zöldpala fáciesű metamorfitot, majd 3446 m-ig kvarcpalát és karbonátos, grafitos szericitpalát fúrt (Székyné et al. 1985, 1987). Ez a rétegsor nem látszik beilleszthetőnek a Mórágyi Komplexumba. A jelenlegi ismereti szinten a terület szerkezeti hovatartozása sem ítélhető meg egyértelműen. Az ukrán határ menti Gelénes-1 fúrás vulkanitja ismeretlen mészkő zárványokat tartalmaz. A román határ melletti Nagyecsed-1 fúrás 4000 m-ig nem jutott ki a neogén vulkanitból, míg a Szolnoki flisövbe tartozó Nyírlugos-1 fúrás a neogén alatt flis jellegű oligocénbe jutott. Ukrajna területén, Beregszásztól ÉK-re 9 kmre Alsóremete (Nizne Remete) MK-I fúrásban harántolt, színe és vastagsága miatt egyaránt meglepő mezozoos-paleozoos képződmények alkotta rétegsor első közelítésben mutat némi hasonlóságot a komorói fúrás rétegsorával, jóllehet a több mint 2000 m vastagságú mezozoos-paleozoos képződmény egyetlen rendszere sem tekinthető bizonyítottnak. Ennek valószínűsített rétegsora: 374 m jura (?) mészkő, fekete dolomit, agyag, homokkő; 433 m vastag triász (?) fekete agyagpala, mészkő, aleurolit, homokkő, tarka konglomerátum, alján szenes rétegekkel, bazalt, porfirit és mészkő; 1270 m karbon (?) fekete mészkő, dolomit, bazalt, porfirit, szenes agyagpala, dolomárga, grauwacke, homokkő, kavics; 5 m paleozoos (?) fekete agyagpala, kvarcfillit, anhidrit, kvarchomokkő. A Mórágyi- és a Körösi-terrénumnak az Erdély területén húzódó határát jelentő Érmihályfalva-NagykárolySzatmárnémeti-Batiza-vonaltól északra a neogén feküjében paleogén települ, ami azonosítható a Szolnoki-fliszónával. Ennek aljzatát ugyancsak nem ismerjük. A jelen álláspont szerint a Körösi-szubterrénum (vagy Körösi-egység) kristályos képződményeit Körösi Komplexum néven foglaljuk össze, amelyről érdemi ismerettel a szubterrénum északnyugati sávjából rendelkezünk, mégpedig Bajától indulóan, északkelet felé kiszélesedő módon. A komplexum észak felé a Mecseki-zóna mezozoos képződményeire feltolt helyzetben található. Jelenlegi ismereteink elégtelenek annak megítéléséhez, hogy csak pikkelyekkel vagy netán takarókkal állunk-e szemben. Villány térsége a szakemberek többsége szerint pikkelyes szerkezetű, és az egység 340

341 keleti végét jelentő Bihar hegységet is parautochtonnak tekintik. Ugyanakkor Endrőd és Füzesgyarmat között a kristályos képződmények közötti helyzetben jura képződményeket tártak fel (Pap 1990), ami valószínűvé teszi a terület takarós felépítését. Az egység déli határát a Békés-Codrui-zóna (Békés-Codrui-terrénum) szubterrénumainak kristályos, vagy az azokon települő mezozoos képződményeiből álló takaró adja. A szubterrénum délkeleti sávjában a kristályos képződmények fedőjében bizonytalan felső-karbon és kevés permbe tartozó képződmények fölött üledékciklusokra nehezen tagolható, erősen hézagos mezozoos képződmények találhatók. A szubterrénum részét képezi az Erdélyi-középhegység északi és északkeleti része is, ahol a felszínen, illetve a felszín közelében túlsúlyban vannak a kristályos képződmények. Idetartozik a Gyalui-havasok (Muntii Gilau), a Réz-hegység (Muntele Ses) és a Meszes (Meses), továbbá valószínűleg a Prelucai-hegység és a Bükk (Culmea Codrului) is. Jelentősebb felső-karbon, permi és mezozoos képződmények fedik a kristályos képződményeket a Király-erdőben és a Bihar hegységben. Az erdélyiközéphegységi kristályos képződményeknek a Körösi Komplexummal történő részletesebb korrelációja jelenleg nem megoldott. A Körösi Komplexum tengelyvonalát kisméretű gránittestek sorozata és az ezeket beágyazó migmatit alkotja mintegy 250 km hosszon (101. ábra). A Mórágyi Komplexumhoz hasonlóan a tengelyvonulat szárnyán itt is csillámpala és gneisz található, bennük esetenként amfibolittestekkel. A granitoidtestek kőzettanilag S és I típusú porfiroblasztos biotitgránitnak és granodioritnak minősültek (Buda 1985, 1995). Az amfibolitokhoz a területen több helyütt (pl. Szeghalomnál, Jánoshalmánál) nagy nyomást (mélységet) jelző, de már retrográd metamorfózison is átesett eklogit, míg másutt amfibolgneisz testek csatlakoznak. A metamorf hatások nehezen választhatók szét. A legjobban és legáltalánosabban elterjedt metamorfózis Barrow típusú, ahol a képződési hőmérséklet C, a nyomás 5,5-8 kbar lehetett. A metamorfózis idejét a nagyon szórt K/Ar és Rb/Sr mérések alapján a Tiszántúl keleti részén M évre, a központi részen M évre teszik (Szederkényi 1998). Több helyütt kimutathatónak bizonyult az áttolódásos jellegű alpi szerkezeti mozgások metamorf hatása is (Árkai et al. 1998). A Körösi Komplexumon belül észlelhető területi litológiai különbség alapján Fülöp (1994) a Duna-Tisza közének kristályos képződményeire a jászszentlászlói metamorfit összlet kifejezést alkalmazta, amelyet Jászszentlászlói Gneisz néven lehetne a litosztratigráfiai egységek sorába iktatni. Ennek jellemző kőzettípusa a gneisz, 341

342 amelynek a kétcsillámú mellett van muszkovitgneisz- és biotitgneisz-változata is. A gneisz Pálmonostora és Jászszentlászló környékén erősen, további néhány helyen gyengén migmatitosodott. A gneiszhez alkalmanként kétcsillámos csillámpala, máskor amfibolit-amfibolpala és amfibolgneisz csatlakozhat, főként Szank környékén. Mindazonáltal a migmatitos jelleg alapján kirajzolódó vonulat egybekapcsolhatónak látszik a korábban említett gránitvonulattal, annak részét képezi. Árkai szerint (in Fülöp 1994) a prevariszkuszi eredetű gneisz keletkezésére 550 C hőmérséklet és 6,9 kbar nyomás mellett került sor. Az amfibolit keletkezése C hőmérsékleten és 6,8-8 kbar nyomáson történt meg. A Körösi Komplexum elterjedési területének északkeleti részén, Püspökladány és Álmosd között az uralkodó kőzettípus a csillámpala, amelyet Fülöp (1994) Ebesi Csillámpala Formáció megjelöléssel különített el a Körösi Komplexumból. A csillámpalának itt grafitos és kloritosodott biotitos változata jelenik meg, amiben amfibolit csak elvétve fordul elő. Ez a formáció összetétele alapján közelállónak tekinthető az Álmosdi Formációhoz, amely ugyancsak csillámpala, bár itt kétcsillámú pala is ismert. A két formáció korának tisztázása után várható annak eldöntése, hogy a két formáció összevonható-e. Az Ebesi Csillámpala korát jelenleg nem ismerjük, míg Szederkényi (1998) az Álmosdi Formációt a késő-kréta folyamán kialakult takaró foszlányaként értelmezi. A Körösi Kompleum északi határpikkelye mentén kihengerelt takarófoszlánynak tekintett Tázlári Fillit Formáció mintegy 15 km hosszúságban, egy-kétszáz méteres szélességben nyomozható. Az erősen nyírt, grafitos sávokat is tartalmazó kőzet karbonátfillit és kvarcfillit váltakozásából áll (Árkai 1978; Szederkényi 1984). Fejlődéstörténeti szempontból kiemelt jelentőségét hangsúlyozandó önálló formációként szerepel a Körösi Komplexumon belül megjelenő Szeghalmi Eklogit Formáció, amely Szarvas és Szeghalom között 5-15 km szélességben, több fúrásban is kimutatásra került, mint amfibolitból, amfibolgneiszből és szimplektitesedett eklogitból álló kőzettest. M. Tóth (1995) szerint képződése 9,5-12 kbar nyomás és C hőmérséklet mellett zajlott le, ami már a kékpala kialakulását is lehetővé tevő körülmény. Ez a nyomás és hőmérséklet a szubdukciós övekben alakul ki, ami egyes vélemények szerint a kaledóniai hegységképződés során jött létre, míg mások szerint (pl. Fülöp 1994) ekkor érdemi metamorfózisra nem is került sor. Obdukciós folyamatokra utal az ultrabázit (szerpentinit)-testeknek ugyancsak keskeny övre történő koncentrálódása, amelyek előfordulása azonban három szubterrénumra esik. 342

343 A Körösi Komplexum erőteljes tektonikai igénybevételét jelzi a gyakran megfigyelhető milonitosodás, az alpi regionális metamorfózis (Árkai et al. 1998), továbbá a legalább két vonulatban megjelenő pikkely vagy takarófront. Az egység északi szegélye mentén az alábbi fúrásokban nyert igazolást, hogy a kristályos aljzat egy-egy szeletkéje a mezozoos a képződményekre tolódott át: Öcsöd-2, Mezőtúr Mtúr- 3, Bucsa-Ny-1, Ebes Eb-1, Hajdúszoboszló Ha-V és Sáránd Sár-1. A Körösi Komplexumon belül húzódik egy második pikkely vagy takarófront, ahol ennek feküjében ugyancsak mezozoos (jura) képződmények találhatók: Endrőd En-7, En-É-6 és Füzesgyarmat Fü-9 (Pap 1990). A terrénumok és szubterrénumok számában és azok lehatárolásában rejlő bizonytalanságokra már a fejezet elején is utaltunk. Ezt a kétséget erősíti az eklogit előfordulások egyetlen vonalba rendezett volta oly módon, hogy ennek döntő része a Körösi-szubterrénumon belül helyezkedik el, de tökéletesen illeszkedik ehhez a Baksaiszubterrénumon belüli Görcsönyi Eklogit előfordulása is, miközben ez már a Szlavóniai-Drávai-terrénum része. Az Erdélyi-középhegységből elvileg a Bihari-parautochton - amit félablaknak is szoktak nevezni - sorolódik a Körösi-szubterrénumhoz. Ennek nagyobbik hányadában kristályos képződmények vannak a felszínen [Réz-hegység (Muntele Ses), Meszes (Meses), Gyalui-havasok (Muntii Gilau) és valószínűleg a Bükk (Culmea Codrului) és a Prelucai-hegység] és a fent említett hegységek környezetében a felszín közelében, illetve ezektől északkeletre a neogén feküjében. Ilyen a Réz-hegységi (Plopisi)-, a Patali-, a Supurui-, a Madarasi-, a Codrui-, a Diószegi- és az Otomani-blokk (Paraschiv 1979). Az ide tartozó kristályos képződményeket három egységbe sorolják, úgymint a mezometamorf szamosi sorozat, az epimetamorf aradai sorozat és a Muntele Marei (Nagyhavasi) Gránit. A felső-prekambriuminak tekintett (Bleahu et al. 1981) szamosi sorozat három alegységből áll, amelynek közös jellemzője a kvarcit és a leptinit. A fentiek mellett az alsó egységet paragneisz és kevés mészkő-közbetelepülés, a középső tagozatot a kvarcit és a leptinit mellett amfibolit, míg a felső tagozatot csillámpala alkotja. Ezek fölött diszkordáns településű a 4,5 km vastagságúra becsült felsőprekambriumi-kambriumi-ordovícimumi (?) aradai sorozat, amelynek jellemző kőzettípusa a tűzkő-közbetelepüléses, szeneit- és, kloritpala, porfiroid, tufás pala, amfibolit, grafit- és kvarcitpala. A fenti szerzők szerint ezekbe a kristályospalákba nyomult bele a kaledóniainak tekintett Nagyhavasi Gránit. 343

344 Első pillantásra úgy tűnik, mintha a fenti - alföldi és erdélyi-középhegységi - kristályos képződmények nem ugyanannak a terrénumnak, sőt szubterrénumnak a részét képeznék. Miután azonban számos bizonyíték van ezek egybetartozására - egyebek mellett a teljes fedő (permi-mezozoos) rétegsor - érdemes megkeresni a látszólagos különbség okait. Litológiai összetételét tekintve a szamosi sorozat megfeleltethető a Körösi Komplexum amfibolittartalmú gneisze (Jászszentlászlói Gneisz) és az Ebesi Csillámpala együttesének, míg az aradai sorozat egyeztethetőnek látszik az Alföldön csak takaró vagy pikkely formájában megőrződött fillittel (pl. Tázlári Fillit). A Körösi Komplexumban az I típusú mellett S típusú granitoidok is vannak, és bár egyelőre eldogitot nem mutattak ki a Bihari- autochton -ból, mégis a litológiai összetétel közel azonosnak tekinthető (Nagyhavasi Gránit). Fennmarad még a két terület között a koradatokra vonatkozó tekintélyes különbség kérdése. Kétségtelen tény, hogy az Alföld aljzatának kristályos képződményeit korábban nálunk is prekambriuminak tekintették, és csak a tömegesen végzett radiometrikus vizsgálatoknak köszönhetően fiatalodtak meg a képződmények az 1980-as években. Ez, természetesen, egyáltalán nem jelenti azt, hogy ne lehetnének prekambriumi eredetű üledékes vagy magmás képződmények mindkét oldalon, de a későbbi metamorfózis miatt ezek eredeti képződési kora kideríthetetlen, de legalább is kérdéses. 344 IV Felső-karbon üledékciklus A Kunsági-terrénumnak csak a Mórágyi-szubterrénumából kerültek elő felsőkarbonba sorolható képződmények. Előfordulásuk Nagykőrös és Soltvadkert térségére korlátozódik. Minthogy az ismeretek szénhidrogénkutató fúrásokból származnak, a rendkívül ritka magvételnek és a rossz magkihozatalnak köszönhetően rétegsor nem állítható Össze, csak kőzetváltozatok említhetők, úgymint sötétszürke antracitos agyagpala, aleurolitpala, grafitpala, kovapala és világosabb szürke homokkőpala. Feltűnő a durvaszemcséjű (kavicsos) üledék hiánya. A képződmény sok hasonlóságot mutat a Tésenyi Formációhoz, de minthogy semmiféle ősmaradványt nem sikerült belőle kinyerni, ezért késő-karbon kora nem igazolható, megnevezése Nagykőrösi Homokkő lett. Soltvadkertnél a Sol-9 és a Bócsa-1, Nagykőrös térségében a Nagykőrös- Új-2 és -Új-4, valamint a Törtel-11 fúrás harántolt Nagykőrösi Homokkövet. Közülük mindössze kettő érte el a feküt, ami kristályospala, illetve fődolomit volt (Jámbor 1998), míg a képződmény fedőjében változatos korú kőzetekkel találkozunk, úgymint gránit (Sol-9), felső-kréta márga, mészkő (Bócsa-1), badeni (Nagykőrös-új-2), alsó-triász

345 Jakabhegyi Homokkő (Nagykőrös-Új-4), alsó-pannóniai (Törtel-11). A fenti fedőképződmények - növénymaradványok és a spóra hiánya ellenére - valószínűvé teszik a képződmény felső-karbonba sorolását. A Körösi-alegység területén karbon képződmény nem ismert, beleértve a Bihari-parautochtont is. IV Permi üledékciklus A Tiszai-egység permi rétegsorai csak nagy bizonytalansággal, illetve megszorításokkal tekinthetők egy önálló üledékciklus részének. A permi képződmények elterjedése talán még a felső-karbonnál is kevésbé igazodik a terrénumokhoz és még kevésbé a szubterrénumokhoz, tekintettel arra, hogy az ide tartózó képződmények a terrénumok egyesülése után jöttek létre. Ezért, amint azt mára Szlavóniai-Drávaiterrénum permi üledékciklusánál jeleztem, a permi üledékciklus minden elemét a legteljesebb kifejlődési területéhez, a Kunsági-terrénumhoz kötve tekintjük át. Az üledékciklusba tartozó képződmények együttes vastagsága egy szűk területre korlátozódóan elérheti a 4000 m-t is. Az üledékciklus egyértelműen ide sorolható, legalsó litosztratigráfiai egysége a Korpádi Homokkő Formáció, ami a legáltalánosabb elterjedtségű permi képződmény; egyaránt megtalálható a Baksai-, a Mórágyi- és a Körösi-szubterrénumoknak a Dunántúlra eső részén. A molasz jellegű, uralkodóan vörös színű, ciklusos felépítésű, törmelékes, folyóvízi képződménynek meghatározó kőzettípusa a homokkő, de gyakori tagja a konglomerátum is, melynek anyaga granitoid kőzet, gneisz, csillámpala, agyagpala, fillit, metahomokkő és metavulkanit. Az aleurolit- és homokkőrétegek között tarka, továbbá ritkán szürke, zöldesszürke rétegek is előfordulnak, amelyek növénymaradványokat és főként spórákat tartalmaznak. Ezek alapján a formációt Barabás & Barabásné (1998) alsó-perminek minősítette. Feküjét a Mecsekben leginkább granitoidok, a Mecsek és a Villányi-hegység közötti területen kristályospala, a Villányi-hegységben részben kristályospala, részben a Tésenyi Homokkő alkotja. Fedőjében a leggyakrabban a Gyűrűfűi Riolitot, a Villányi-hegység egy részében az alsó-triász Jakabhegyi Homokkövet találjuk. Az ősföldrajzi kép kialakítása szempontjából fontos, hogy a formáció Máriakéméndtől keletre ki sem fejlődött, vagy ha igen, akkora kora-triász előtt vagy annak elején le is pusztult. A Körösi-szubterrénum keleti vége közelében, a Bihari-parautochton területén ugyancsak megjelennek a permi képződmények, mégpedig a magyarországi rétegsorok többségéhez hasonlóan több száz m vastagságban közvetlenül települnek a kristályos 345

346 képződményekre. Az itteni vörös színű rétegsor is ciklusos felépítésű, de fordított gradáció jellemzi, ahol a bázison agyagos aleurolitpala, fölötte féregnyomos homokkő, majd kvarcitbreccsa zárja a ciklust. A breccsában alkalmanként megjelenő riolittestek és összesült tufa annak jelzése, hogy a fenti képződmény időben megfeleltethető a Korpádi Homokkőnek. A Gyűrűfűi Riolit Formáció a Tiszai-egység nagy területére, sőt az Európailemez szomszédos területeire is kiterjedő kontinentális riftesedés terméke, ami a koraperm végén zajlott le. Jelenlegi előfordulása részben a permen belüli és kora-triász, másrészt a késő-kréta elejei és paleogén lepusztulás következtében erőteljesen korlátozott. A Baksai-szubterrénum területének csak a délkeleti részén (Szalánta Szl-3 fúrás) ismert. A Mórágyi-szubterrénumnak a nyugati végén, Gyűrűfűnél találjuk egyetlen felszíni előfordulását, de ebben a térségben számos fúrás is (pl. Dinnyeberki D-9015) feltárta. Legnagyobb vastagságban a Körösi-szubterrénum nyugati végén, a Villányi-hegység északi előterében őrződött meg, ahol az Egerág Eá-7 fúrásban 831 m vastagságban történt harántolása után sem érte el a fúrás a Gyűrűfűi Riolit feküjét, miközben a hegység területéről hiányzik a formáció. A Szava Sz-1 fúrásban a felsőkarbon üledékekbe nyomultan szubvulkáni testként jelenik meg. Megtalálható még a formáció a Máriakéméndi-vonulatban Nagykozár és Báta között, valamint az Alföld aljzatában, elszigetelten Kiskunmajsa (Kkm-2 fúrás), Mélykút-ÉK, valamint Kömpöc-D kutatási területen, mégpedig 400 m-t is meghaladó vastagságban. A Gyűrűfűi Riolit feküje általában a Korpádi Homokkő, de Somberektől keletre közvetlenül a kristályospalára települ. Fedője általában a Cserdi Konglomerátum, de a Villányihegység előterében az első fedőüledék az alsó-triász Jakabhegyi Homokkő. Ugyanez a helyzet Kiskunmajsa térségében is. Barabás & Barabásné (1998) szerint a formáció a legnagyobb genetikai és litológiai változékonyságot a Villányi-hegység előterében mutat, úgymint: riolit láva, tufa, aleurolit és homokkő váltakozása; folyásos textúrájú riolitláva; kürtő fáciesű, tömör riolit (mikrogránitporfir), ami tehát egyik jelentős kitörési centrumát képviseli. A szubvulkáni testek között riodácitos összetételű is akad. A Gyűrűfűről származó minták Rb/Sr mérési adatai szerint a vulkanizmus kora M év. A Korpádi Homokkővel azonosítható képződmény felső, kvarcitbreccsa tagozatában helyenként előforduló kisebb riolitláva és összesült riolittufatestek a Győrőfűi Riolittal látszanak megegyezni, bár a leírás szerint a vulkanizmus itt talán 346

347 kevésbé intenzív, ugyanakkor ismétlődő és elhúzódóbb esemény volt, mint a Villányihegység és a Mecsek térségében. A vörösbarna, kivételesén zöld színű, törmelékes kőzetváltozatokból (konglomerátum, homokkő, esetleg aleuritos homokkő) álló, ciklusos felépítésű Cserdi Formáció mindenütt a Gyűrűfűi Riolit fedőjében települ. Sajátossága az anyag gyenge rétegzettsége és a rossz osztályozottsága. Képződési környezete a medenceperemi hordalékkúp. A kavicsok anyaga uralkodóan a feküben lévőhöz nagyon hasonlító riolit, de van kvarc, kvarcit, metamorfit és kevés gránit is. Ősmaradvány-tartalma sporomorphára (Lueckisporites virkkiae norma) korlátozódik, ami a képződmény korát a késő-permben rögzíti (Barabás-Stuhl 1981). A formáció fedőjében a Mecsek területén a Bodai Aleurolit Formáció települ, amelybe fokozatos átmenettel vált át, de ugyanakkor ezzel heteropikus kapcsolatban is áll (Barabás & Barabásné 1998). A Máriakéménd-Bári-vonulatban a kettő között üledékhiány mutatkozik, de a terület keleti részén közvetlen fedője lehet a Kővágószőlősi Homokkő, sőt a Jakabhegyi Homokkő is. Legnagyobb vastagsága meghaladhatja az 1000 m-t, eloszlása szélsőségesen változó, de tendenciájában a Mecsektől keleti irányban erőteljesen csökken, Báta környékén már a nullához közelít. A szűkebb éjtelembe vett Villányi-hegység területén és az Alföldön nem ismerünk a Cserdi Formációba sorolható képződményt. A Bodai Aleurolit Formáció a Cserdi Formáció és a Kővágószőlősi Homokkő között foglal helyet, heteropikusan mindkettővel összefogazódva. A meglehetősen egyveretű formáció alapvetően vörös színű aleurolitból; agyagkőből és dolomárgából áll, de a fekü és a fedő felé a medence központi részén legalább 100 m vastag átmeneti szakaszban homokkő és homokos mészkő betelepüléseket is tartalmazhat. Típusos kifejlődésére jellemző a jelentős volumenű, másodlagos albittartalom. Jámbor (1964) a kb m vastagságúra becsült képződményben négy szakaszt (tagozat értékű egységet) különített el. Ősmaradvány-társasága a szegényes phyllopoda mellett korjelző sporomorphákból áll. A rétegsor száraz klímán, sekélyvizű sóstóban kialakult képződményből áll. A tavi üledékgyűjtő központja a Nyugat-Mecseki-antiklinálisra esik, amelytől északra és délre egyaránt, kivékonyodó jellegeket mutat. A Máriakéméndi-vonulat nyugati részén vastagsága - folyamatos rétegtani fedője alatt - erősen redukált, mindössze 8 m, míg keleti részén már meg sem jelenik (Barabás & Barabásné 1998). A Bodai Aleurolit gazdasági jelentőségét a nagy vastagsága, kellő nagyságú területi elterjedése, finom szemcsemérete és tektonikailag viszonylag nyugodt 347

348 települése adja. Az előzetes értékelések szerint mindezek együttesen alkalmassá teszik ezt a képződményt arra, hogy a jó szigetelési körülményeket igénylő, nagy aktivitású radioaktív hulladék elhelyezésére irányuló kutatást erre koncentrálják. A perm rendszerbeli legfiatalabb molaszt Kővágószőlősi Homokkő Formáció néven ismerjük. Eddigi ismereteink szerint feküjét kizárólag a Bodai Aleurolit Formáció alkotja, amelyből részben fokozatos átmenettel, máskor (a Nyugat-Mecseki-antiklinális északi szárnyán) éles fitológiai változással fejlődik ki. A változatos színű (uralkodóan vörös vagy lilásvörös, máskor vörösbarna, zöldesszürke vagy szürke színű, konglomerátum, kavicsos vagy arkózás homokkő, aleurolit és agyagkő összetételű, folyóvízi eredetű formáció ciklusos felépítésű. A maximálisan kb m vastag formációt négy tagozatra tagolták az alábbiak szerint: Bakonyai Homokkő (tarka), Kővágótöttösi Homokkő (szürke), Cserkúti Homokkő (szürke) és Tótvári Homokkő. Az uralkodóan durvaszemcséjű Bakonyai Tagozat folyóvízi meder és ártéri fácies terméke, a változatos szemcseméretű Kővágótöttösi Tagozat, melyben gyakori a kovásodott fatörzs is, főként mocsári, holtági eredetű, de meder fáciesű közbetelepüléseket is tartalmaz. A legkiegyenlítettebb szemcseméretű a Cserkúti Homokkő Tagozat (vörös), amely alapvetően meder fáciesű üledék, míg az erősen kavicsos Tótvári Homokkő az időszakos vízfolyások által létrehozott hordalékkúp eredetű képződmény (Barabás & Barabásné 1998). A formáció a permi üledékciklus ősmaradványban leggazdagabb képződménye, amelyből phyllopóda, szenesedett növénymaradvány, kőszénzsinór, kovásodott fatörzs, valamint gazdag palinomorfa-együttes került elő. Különösen az utóbbi csoport érdemel külön említést, mert a nagy számban fellépő spórák alapján húzták meg a formáción belül a perm/triász határt (Barabás-Stuhl 1993). A formáció kiemelt jelentőségét a reduktív fáciesű Kővágótöttösi Homokkő adja, a benne felhalmozott és több évtizeden keresztül termelt uránércnek köszönhetően. A Nyugati-Mecsek nagyobbik részén típusos, de csökkent vastagsággal a Máriakéménd-Bári-vonulat nyugati részén is fellehető. Az eredetileg egységes testet a későbbi oldaleltolódások összesen több mint 20 km-nyire távolították el egymástól. 348 IV Békés-Codrui terrénum A Békés-Codru-i terrénum DK-re esik a Körös-szubterrénumtól, amelyre általában ÉNy-i irányban van rátolva. Takarófrontja a Duna-Tisza közén húzódik át Szerbia, majd Horvátország területére, ahol a Szalatnaki-mélytörés mentén vagy elvégződik, vagy csupán délebbi helyzetbe tolódik el (Kemenci & Canovic 1997). A

349 takarófront Salonta (Nagyszalonta) és Oradea (Nagyvárad) között lép át Románia területére, ahol az Erdélyi-középhegység területén előbb délkeleti csapást vesz fel a Bihar hegység mentén, majd a Gyalui-havasokat megkerülve újra északnyugat-délkeleti csapásúvá válik. A Codrui-egység a Gyalui-havasok környezetében mindössze 1-10 km szélességűre szűkül, míg ettől nyugatra elérheti a 100 km-t is. Az Erdélyiközéphegységben és a szomszédos Szerbiában - legalábbis zóna szintjén - elkülönítik ezt a Kisbihari-takarórendszertől (Kemenci & Canovic 1997), de mint láttuk, nyugati irányú folytatásában (Szlavóniában) nincs egységes álláspont a terrénum szintű, sőt még a zóna szintű besorolás tekintetében sem. A Békés-Codrui-egység és a Kisbihari-egység prealpi képződményei között a metamorfózis foka tekintetében van ugyan különbség, de jelentős mérvű a hasonlóság is. Arról pedig, hogy a Kisbihari-egység önálló szubterrénum-e, nem ismeretes állásfoglalás. Mindezen bizonytalanságok figyelembevételével az övezet és takaró szintjén elkülönített két egységet a továbbiakban a variszkuszi orogenezis fő fázisának lezárultáig egy egységként kezeljük. Ebben a felfogásban tehát a Békés-Codrui (+ Bihariai)-terrénum déli határa egybeesik a Marosi- és a Vardar-ofiolitöv északi határával. A permi molaszt követően az általánosan elfogadott zonációs szerkezeti (takaró) egységenkénti tárgyalásra térünk át. 349 IV Alsó-paleozoos földtani ciklus A Békés-Codrui-terrénum Magyarország területén az alábbi alegységekre (szubterrénum fragmentumokra) tagolódik: Kelebiai-, Csongrádi (Tiszai-), Battonyai- és Sarkadkeresztúri-alegység. Ezek a szubterrénumok a Kunsági-terrénum esetében tapasztaltakhoz hasonlóan megegyeznek a komplexumok nevével. Természetesen, a komplexumok is átnyúlnak Szerbia és Románia területére, bár további Önálló egységek ez utóbbi területeken is elkülöníthetők. A terrénumok kristályos képződményeinek ismertetése komplexumokként történik. A Kelebiai Komplexum (szubterrénum) a terrénum legnyugatabbi egysége. Keleti határát az Ásotthalom-Bordányisüllyedék, déli és nyugati irányban áthúzódik Szerbiába és esetleg Horvátországba. Legfőbb jellemzője a gyűrt biotit-csillámpala és a kloritpala sűrű váltakozása. A gneisz nagyon alárendelt (Szederkényi 1998). Metamorfózisa kis- és közepes fokú (p = 4,5-6 kbár, hőmérséklet = C). Kelebia és Kunbaja térségében banatitot (granodioritot), Ásotthalom-Kelebia-öttömös térségében ortogneiszt és orogén andezitből alakult leptinit-, amfibolittesteket tartalmaz. Közvetlen fedőjében alsó-permi, triász vagy neogén üledékek települnek.

350 A Kelebiai Komplexum keleti szomszédja a Csongrádi (Tiszai) Komplexum, amelynek keleti határát a Makói-árok képezi, délre Szerbiába és Romániába is átnyúlik. Az előző egységgel szemben itt a csillámpala és a gneisz közel egyensúlyban van, jellemző a kettő váltakozása. Lokálisan ezekhez egyedi kőzettestek is társulhatnak: migmatitsávos gránittest Deszknél, kloritpala és milonitsávok Algyőnél, kétcsillámú pala Bordánynál, banatittelérekkel átjárt gránitbatolit Ferencszállásnál, gabbró-diorit átmeneti kőzetfajta Forráskútnál. A Baksai Komplexumra emlékeztet a Dorozsmánál feltárt m vastag dolomárvány, mészszilikátgneisz és amfibolit váltakozású kőzettest. A komplexumban a milonitsávokhoz kötődően a Barrow-típusú variszkuszitól indulóan összesen öt metamorf fázis mutatható ki. Ebből a legnagyobb hőmérsékletű ( C) a késő-variszkuszi felfűtés volt, amikor a nyomás csak 3-4 kbart ért el (Szederkényi 1998). A Kelebiai- és a Csongrádi-terrénum déli folytatásában - terrénumra tagolás nélkül - folytatódik a Codrui- és a Kisbihari-takarórendszer, amelyben a kristályos képződményeket vertikálisan két sorozatra, az északabbi (alsóbb) helyzetű horgosi és a délebbi (felső) mokrini sorozatra bontják (Kemenci & Canovic 1997). A horgosi sorozat kataklasztos, milonitos, polimetamorf granitoid-migmatit komplexum, amely metamorf gránitja, ill. migmatitja révén mindkét előző komplexummal mutat hasonlóságot. A granodioritos és migmatitos metavulkáni-üledékes mokrini sorozatot a Kisbiharitakarórendszer Hegyes-Pojanai-takarójára jellemző paiuseni sorozattal azonosítják. Földtani megfontolások alapján, feltételesen, mindkét képződményt kaledóniai eredetűnek minősítik, ami a hazai képződmények ismeretében megkérdőjelezhető. Miután az Erdélyi-középhegységben a paiuseni sorozat devod-kora-karbon korú, a mokrini sorozat vagy nem kaledóni eredetű, vagy nem azonosítható a paiuseni sorozattal. A Battonyai Komplexum a Battonyai-hátság területére és annak Romániába átnyúló déli, délkeleti folytatására terjed ki. A kristályos képződmények meghatározó eleme a migmatitövvel, K-földpát porfiroblasztos gneisszel és kétcsillámú gneiszcsillámpalával kísért porfiroblasztos gránit vagy granodiorit. A gránit egyes esetekben lehet kétcsillámú is, és a gneisz-csillámpala együttesben megjelenhet az amfibolit is (Szederkényi 1998). Elsősorban a kristályospalák húzódnak át romániai területre. A Csongrádi Komplexumhoz hasonlóan a radiometrikus koradatok a metamorf események egész sorozatára engednek következtetni, amelyek két nagyobb.- a variszkuszi és az alpi 350

351 - intervallumba foghatók össze ( és M év). Itt a késő-variszkuszi orogén felfűtés során a hőmérséklet elérhette a 760 C-ot is. Bár rendelkezik bizonyos mérvű egyéni jelleggel a Sarkadkeresztúri Komplexum, ugyanakkor nagymértékben hasonlít is a Battonyai Komplexum képződményeihez. Az elkülönítésben tehát valószínűleg szerepet játszott az a körülmény is, hogy a kettő között helyezkedik el a Hódmezővásárhelyi-árok. A komplexum túlnyomó része déli és keleti irányban kiteljesedve Románia területére esik. Jellemző kőzettípusai hazai területen: migmatitváltozatok, ortoklász-mikroklingránit, staurolitos csillámpala, blasztomilonitos gneisz. A késő-variszkuszi orogén felfűtés adatai: p = 3,9 kbar, T = 600 C. Alaposabb érlelő munka hiányában a határon túli területekről csak nagyon áttekintő jellegű, a hazai képződményekkel csak felületes összehasonlítási lehetőséget jelentő ismertetés adható. Az Erdélyi-középhegységben a Codrui-takarórendszeren belül a Várasfenesi (Finis)-Ferice-Girdai- és az Aranyosfői (Arieseni)-takaró rendelkezik kristályos aljzattal, fedőjükben vastag felső-paleozoos és mezozoos rétegsorokkal. A legnagyobb kiterjedése takaróegyüttes a Finis (Várasfenes)-Ferice- Girdaitakaró bizonnyal áthúzódik a Pannon-medence magyarországi részére is. Ezen belül három kristályos képződményegyüttest (sorozatot) különítenek el: a bihariai vagy kisbihari sorozatot, a munceli sorozatot, és a codrui granitoid sorozatot. A bihariai sorozat két meghatározó képződménye az albitporfiroblasztos kloritpala és az albitgneisz, amelyekhez ortoamfibolit-, metadiorit- és metagabbrólencsék, testek társulnak. Ezeket Bleahu et al. (1981) a bajkáli vagy kaledóniai szinorogén magmatizmus termékének tekinti, ahol a törmelékes képződmények kloritfillitté és kloritos csillámpalává változtak. A munceli sorozat alapvetően szericit-kloritpalából áll, amelybe savanyú magmatittestek (metagránit, metariolit és metadácit) települnek, de Dimitrescu (1976) szerint ebben három szintre tagoltan további kőzetváltozatok is megjelennek: szemesgneisz, paragneisz, grafitos kvarcit. A codrui granitoid sorozat gránitból, plagiogránitból, granodioritból és kvarcdioritból áll, amelyek a Bélihegységben (Codru Momaban) nagy valószínűséggel a munceli sorozat törmelékes képződményeibe, a Bihar hegységben, pedig a bihariai sorozatba nyomultak be. A codrui granitoidok K/Ar-módszerrel mért radioaktív kora M év, vagyis ezek a variszkuszi orogenezis termékei. [Ennek ellenére Bleahu et (1981) bajkáli vagy kaledóniai szerkezeti emelethez sorolja.] A bihariai sorozaton belüli bázittestek nagy valószínűséggel korábbi szerkezeti fázisokhoz köthetők. 351

352 Legfelső takaróegységként az Aranyosfői-takaró - változatos takarók fedőjében, gyakran takarófoszlányt alkotva jelenik meg a Bihar hegységben és a Király-erdőben. A takarón belül a kristályos képződmények fedőjében az eddigieknél teljesebb paleozoos rétegsor őrződött meg. Kristályos aljzatot azonban mindössze egyetlen képződmény, a codrui granitoidok képviselik a névadó völgyben. A fedőjében települő képződmények bár metamorfizálódtak, de jól felismerhető üledékjegyeket is tartalmaznak, ezért ezek már az üledékciklus szerinti bontásban kerülnek ismertetésre. IV Felső-karbon üledékciklus Paleontológiai vagy egyéb meggyőző adatokkal alátámasztott felső-karbon üledékes képződményt sehol sem ismerünk a Békés-Codrui-terrénum területén belül. Ruzsa (3 db), Üllés (11 db), Forráskút (8 db), továbbá Szeged térségében (8 db) a szénhidrogénkutató fúrások egy, közel 300 m vastag, litosztratigráfiai megnevezés nélküli vékony, sötétszürke agyagpala-közbetelepüléseket tartalmazó, uralkodóan a fekü kvarcit, csillámpala, és gneisz anyagú szürke, zöldesszürke breccsából álló rétegsort tártak fel. A képződmény fedőjében alsó-triász Jakabhegyi Homokkő települ. Bár a rétegsorból sem flóra-, sem faunamaradvány nem került elő, földtani megfontolások alapján ezt a képződményt a karbon rendszerbe sorolták, nem zárva ki az idősebb kort sem (Jámbor 1988). 352 IV Permi üledékciklus A Békés-Codrui-szubterrénum magyarországi területén két körzetből, a Battonya-Pusztaföldvári-hátságon és a Duna-Tisza közi Kelebia térségében ismerünk permi képződményeket. Tótkomlóson a T-I fúrásban a riolittest feküjében 100 m-t meghaladó vastagságban található a folyóvízi eredetű, alsó-permi Korpádi Homokkő Formáció. Kelebiánál a Kel-12 fúrásban a riodácit feküjében vörös aleurolit települ. Bácska területén, Palicnál (Palics) fúrásból vörösbarna, szürkészöld palás aleurolit és homokkő összetételű permi rétegsor került megismerésre, ami teljesen megfelel a Korpádi Homokkőnek. Arad környékén a Gyűrűfűi Riolit alatt 600 m vastagságot is elér az itt agyagpalának leírt képződmény (Majoros 1998). A palás agyag és aleurolit a Korpádi Homokkő szintjében található, de eltérő kőzettani összetétele miatt nyilvánvalóan önálló, talán Arad térségéből származó litosztratigráfiai megnevezést igényelne.

353 A Békés-Codrui-zónának magyarországi területen a legelterjedtebb permi képződménye a Gyűrűfűi Riolit Formáció (Majoros 1998). A Battonyai-hátságon közel 50 fúrás tárta fel Nagyszénás, Pusztaföldvár, Tótkomlós, Végegyháza, Pitvaros és Battonya településeknél. A legteljesebb szelvény a Tótkomlós T-I fúrásban található, ahol a riolittest vastagsága közel 400 m. Ennek feküjében a Korpádi Homokkő települ, míg a többi fúrásban kristályospala a fekü, ami azt jelzi, hogy a terület csak alkalmilag került az erózióbázis szintje alá, többnyire lepusztulási területként szerepelt a perm időszak folyamán. Fedőjében az alsó-triász Jakabhegyi Homokkő található. A Rb/Sr mérések szerint a képződmény kora 240±12 M év (Balogh & Kovách 1973), ami a bizonytalansági tényezőt is figyelembe véve megfelel a gyűrűfűi előfordulásból származó adatoknak. Kelebia térségében is több fúrás harántolt Gyűrűfűi Riolit Formációba sorolható riodácittestet. A Codrui-takarórendszernek az Erdélyi-középhegységben 5 takarója (Valányi-, Várasfenesi-, Dievai-, Momai és Aranyosfői-takaró) tartalmaz permi képződményeket is. A többi takaró legidősebb képződménye triász időszaki. A Valányi-, a Dievai- és a Momai-takaró legalsó képződménye a permi rendszerbe tartozik. A Várasfenesitakaróban a perm közvetlenül a kristályos képződményekre települ, míg a délebbi helyzetű takarókban devon-alsó-karbon iktatódik a kristályos és a permi rétegek közé: az Aranyosfői-takaróban a fekü viséi. A Hegyes-Pojanai-takaróban a fekü devon-alsókarbon (páiuseni sorozat), míg a Muncel-Lupai-takaróban alsó-karbon. A közös szubterrénumként értékelt Codrui- és Kisbihari-takarórendszer permi üledékciklusa lényegében egységesnek tekinthető. A takarók többségében a legalsó képződmény a laminált konglomerátum formáció, amelyben laminált homokkő és lila, selymes fényű, fillites agyagpala közbetelepülések vannak. Kivételt képez a Valányi-takaró, ahol a riolit és a vörös homokkő szétválaszthatatlan, a Dievai-takaró, ahol az alsó riólit formáció a kezdőtag, valamint a Hegyes-Pojanai-takaró, ahol az egyetlen permi képződmény a fekete formáció (tarka agyag és homokkő). Két takaró (Várasfenesi-, Aranyosfői-) esetében az alulról számított 2. képződmény a vermikuláris homokkő formáció, benne gyakori homokos agyag közbetelepüléssel. Riolit 4 takaró rétegsorában jelenik meg. Közülük a főként ignimbrit és tufás homokkőként megjelenő képződményt az alsó kettőben (Valányi és Várasfenesi) egyszerűen csak riolit formációként említik, míg a Dievai- és a Momai-takaróban alsó riolit formációt és felső riolit formációt különböztetnek meg. A kettő között a permben szokatlan bázisos magmatitok (bazalt, anamezit, valamint spilites dolerit) települnek, melyet a 353

354 leírások mafikus formáció -ként említenek, és amelyben közbetelepülésként agyag, aleurolit és homokkő is megjelenik. A felső riolit formáció, ahol ez egyáltalán előfordul, ott az általánosan elterjedt földpátos formációval együtt lép fel (Várasfenesi-, Dievai-, Momai- és Aranyosfői-takaró). Litológiailag ez konglomerátum, arkózás homokkő, földpátos homokkő- és agyagrétegekből áll. Oligomikt formáció néven különítik el a rendszerint a perm legfelső képződményének tekintett, kevés földpátot tartalmazó kvarchomokkőrétegeket a Dievai-, a Momai- és az Aranyosfőitakaróban. A fekete kvarcit, agyag, tarkaagyag, lilásfekete homokkő összetételű fekete formáció, a Cordui-takarórendszernek csak a legdélebbi takarójában (Aranyosfőitakaró) és a Kisbihari-takarórendszerbeli Hegyes-Pojanai-takaróban jelenik meg, és ez az oligomikt forináció -nak a banatit intrúzió hatására bekövetkezett redukciós folyamatok eredményeként létrejött változata (Bleahu et al. 1981). A fentiek fényében Fülöpnek (1994) azon megállapítása, hogy a korapermi vulkanizmus egyetlen vulkáni fázis terméke; az Erdélyi-középhegységre vonatkozóan nem tekinthető érvényesnek. A megállapítás második részével viszont, amely szerint a riolit feltehetően a megelőző granitoid magmatizmus végolvadékából származik, egyet kell érteni. A permi üledékciklus fedője - a mezozoikum idején erőtelesen differenciálódó térszínen képződött - változó rétegtani terjedelmű új üledékciklusnak a konglomerátumtól a finomszemcséjű homokkőig változó szemcseméretű kezdőtagja, amely a bázisán rendszerint folyóvízi, magasabb szintben sekélytengeri eredetű. Összefoglalásként a kristályos és paleozoos képződményekre vonatkozóan az alábbi megállapítások tehetők: A kristályos aljzat tekintetében az egyes terrénumokon, sőt szubterrénumokon belül is jelentősek lehetnek a különbségek, ez azonban inkább az eltérő mértékű lepusztulás, sem mint az idegen eredet következménye. A Szlavóniai-Drávai-terrénum jellemzői az üledékes eredetű metamorf kőzetek. Kivételt képez a Papuk környezete, ahol a Kunságihoz hasonlóan S típusú variszkuszi granitoidok is vannak, sőt, a közeli késő-kréta-paleogén szubdukcióhoz kapcsolódva A típusú granitoidok is gyakoriak. A Kunsági- és Békés-Codrui (+Kisbihari)-terrénumra az S típusú variszkuszi granitoidok mellett a kapcsolódó csillámpala- és gneiszváltozatok, továbbá a variszkuszi előttinek tekintett obdukált óceáni aljzatot jelző ultrabázitok és a szubdukciós eredetű eklogitok is jellemzőek. Az Edélyi-középhegységben idősebb granitoidok és idősebb óceáni környezetet jelző ultrabázitok is kimutathatók. A Tiszai-egység metamorf eseményeit a 102. ábra összesíti Szederkényi (1998) felfogásában. 354

355 102. ábra A Tiszai-egység metamorf eseményeinek összefoglalása Szederkényi (1998) szerint Paleontológiai alapon a Tiszai-egység magyarországi részén a legidősebb üledékes eredetű kőzet szilur időszakbeli, míg az Erdélyi-középhegység Codrui- és Kisbihari-takarórendszerében - a metamorfózis ellenére - az alsópaleozoikumnak szinte valamennyi rendszerét kimutatták. Devon rendszerbeli karbonátok egyaránt valószínűsíthetők a Szlavóniai-Drávai-, a Kunsági- és a Békés-Codruiszubterrénumban, valamint a Kisbihari-takarórendszerben is. Alsó-karbon hazai területről nem ismert, és az Erdélyi-középhegységben is csak a legdélebbi: a Codrui-takarórendszer Aranyosfői-takarójában és a Kisbiharitakarórendszer Hegyes-Pojanai- és a Muncel-Lupai-takaróiban fordul elő, mégpedig valószínűleg a devonból fokozatosan kifejlődve. A kora-karbon végi variszkuszi orogént követő késő-karbon molasz típusú üledékképződés roncsai kizárólag a Szlavóniai-Drávai-terrénumon, és a Kunságiaterrénum nyugati felén maradtak fenn; az Erdélyi-középhegységből sehonnan sem jeleztek ide tartozó képződményt. Miután rendszerint közvetlen triász fedője van, a permi üledékképződési viszonyokról elmondható, hogy a Tiszai-egységen belül két üledékképződési centrum fejlődött ki. Az egyik a Mecsek-Villány térségében, a másik a Békés-Codrui-terrénum délkeleti részén, miközben más területek csak késői fázisban váltak üledékfelhalmozódási színtérré. 355

356 IV A Tiszai-egység alpi szerkezeti övei Bár a Tiszai-egység szerkezeti alapvonásai már a variszkuszi szerkezetalakulás során megteremtődtek azzal a ténnyel, hogy az eltérő forrásának tekintett, nem kis bizonytalansággal kontúrozott lemezfragmentumok a kora-karbon végén és még inkább a kora-perm során egybeforrtak, de mai pikkelyes, sőt takarós szerkezeti felépítésüket csak az eo(mezo)alpi szerkezetalakulás idején nyerték el. Mint láttuk, a késővariszkuszi (felső-karbon és permi) molasz képződmények - a Tiszai-egység egészét is számításba véve - meglehetősen korlátozott elterjedésűek. Ennek oka alapvetően abban keresendő, hogy mind a felső-karbon, mind a permi képződmények felhalmozódása csak a lokális és nem a tengerszinthez viszonyított erózióbázis szintje alatti helyzetben történt, ezért nem is volt általános. Az egyre erőteljesebben pusztuló, tagolt morfológiájú térszín a triász időszakban süllyedt a tenger szintje alá, s vált az egész Tiszaiegység a tengeri üledékképződés terepévé. A variszkuszi összeforrás ellenére a későbbi Tiszai-egységben, mint láttuk, már a perm időszakban is mutatkoztak tagolódásra utaló jelenségek. Ennek egyik jeleként értékelhető a riolitvulkanizmus, amely különösen a Mecsekben és a Villányi-hegységben, továbbá az Erdélyi-középhegység Codrui- és Kisbihari-takarójában volt a legjelentősebb, amelyeket ezért a kontinentális riftesedés fő területeiként is értelmezünk. Hasonló jelleget mutat a törmelékes permi rétegsorok vastagságeloszlása is, ami vagy egyenlőtlen mértékű emelkedést vagy területenként változó emelkedést és süllyedést is jelezhet. A kora-triász folyamán kiegyenlítetté vált térszínen zajló sekélytengeri törmelékes képződményeket a középső-triászban felváltó karbonátos, és még inkább a késő-triászbeli vegyes üledékképződés már ismét egyre differenciáltabb aljzatmorfológia mellett zajlott. Különösen hangsúlyossá a jelenség a vardar-mellétei óceanizáció megindulásával vált, amikor is a Tiszai-egység déli pereme kirajzolódni látszott. Bár erre utaló jelek már korábban is voltak, ettől kezdve látszanak elkülöníthetőnek az alábbi zónák: a Mecseki-, a Villány-Bihari-, a Békés-Codrui-, valamint a Kisbihari (Felső-Codrui)-zóna. A köztük lévő különbség igazán szembeszökővé a Tiszai-egység északi határvonalának kirajzolódásától, vagyis a jura időszak kezdetétől, vagy még inkább a középső-jurától vált, amikor ez leszakadt az Európai-lemezről. Ez a különbség a kréta időszakban is megmaradt, sőt tovább növekedett (Császár 1998b). Mindezek a jelenségek indokolttá teszik, hogy a továbbiakban a tárgyalás alapjául a fent jelzett szerkezeti-kifejlődési övek szolgáljanak. Ez a körülmény egyúttal azt is egyértelművé teszi, hogy a regionális földtan tárgyát képező egységeknek nem csak térbeli, hanem időbeli korlátai is vannak. 356

357 A fent jelzett zónáknak a Tiszai-egység teljes területére történő kiterjesztése nem gondmentes. A terrénum-szintű gondokról már korábban esett szó, de miután a Szlavóniai-Drávai-terrénumtól eltekintve a többi terrénumban megegyeznek a határok az alpi időszakban kialakult zónák határaival, a Szlavónia-Drávai-terrénum területén is ez lenne elvárható. A nehézséget és bizonytalanságot elsősorban az a körülmény okozza, hogy a szlavóniai Papuktól eltekintve a Tiszai-egység nyugati negyedében (a Szlavóniai-Drávai-terrénum területén) a paleocén és paleogén idején történt lepusztulás teljes egészében eltüntette a megelőző mezozoos fejlődéstörténet szinte minden mozzanatát, ezért a Mecseki- és a Villány-Bihari-zóna határa megvonhatatlan, és a papukbeli rétegsor is olyan mérvű fiatalabb metamorf felülbélyegzéssel rendelkezik, ami bizonytalanná teszi a terület besorolását. Haas (1994) a Mecseki-, a Villány-Bihariés a Békés-Codrui-zóna mindegyikét kivezeti a Tiszai-egység délnyugati pereméig (miközben az erdélyi-középhegységbeli zónahatárokat erősen leegyszerűsíti). Ebben a modellben a Papuk a Békés-Codrui-zóna részét képezi. Török (1998) a Mecseki-zónát nyugat felé még a határon belül kiékíti, de a Villány-Bihari- és Békés-Codrui-zónát ő is kifuttatja nyugat felé. Bleahu et al. (1996) a Mecsek és a Villányi-hegység vonalától nyugatra nem folytatja a határokat. Kemenci & Canovic (1997) a fentiekkel szemben a Papuk környezetét a kisbihari takarók vonulatába tartozónak ítéli. Ez az oka annak, amiért a Szlavónia-Drávai-terrénum keretében került sor a terület fiatalabb történetét csak szerényen reprezentáló rétegsornak az ismertetésére. A Mecseki-zóna felső-kréta paleogén rétegeire vonatkozó ismereteink szinte kizárólag a Szolnoki-flisvályúból származnak, ezért a Mecseki-zónán belül önálló alcím alatt szinte csak a flisvályú üledékeiről lehet szót ejteni. 357 IV A Tiszai-egység mezozoos fejlődéstörténete A Tiszai egység amelynek felszíni kibúvásai hazánk területén a Mecsek és a Villányi-hegység, az alpi fejlődéstörténeti ciklus korai szakaszában az Európai (Eurázsiai) kontinentális lemez D-i peremén helyezkedett el, a Tethys É-i selfjének részét képezhette. Ezt az ősföldrajzi értelmezést elsősorban a triász-alsó-jura fáciesek jellege, és térbeli elhelyezkedése indokolja. A Tiszai egységen belül a Mecseki fácies egységben érzékelhető legerőteljesebben a terrigén üledékbeszállítás. Ez az egység lehetett tehát a selfnek a terrigén forrásterülethez legközelebb eső öve. A Villányi zóna a self középső részét,

358 míg a Békés-Kodrui fácies egység a külső selfet (azaz a self pelágikus medencéhez legközelebb eső részét) képviseli. A középső-triászban még egységes self feldarabolódása, a Mecseki övben extenziós félárkok kialakulásával, már a késő-triászban megkezdődött, majd a liászban még erőteljesebbé vált. A középső-késő-jurában a Pennini-Pieniny óceánág felnyílása a Tiszai egységnek az Európai lemezről való leszakadását és a Mecseki övben mélytengeri medencék kialakulását eredményezte. A riftesedéshez kapcsolódva itt indult meg a bázisos vulkanizmus is, amely csúcspontját a kora-kréta idején érte el. A Villány-Bihari öv a jurában majd a kora-kréta idején is viszonylag kiemelt helyzetű küszöb lehetett a Mecseki és a Békés-Kodrui egységek mélyebb medencéi között. Az utóbbi egységben a felső-jurát mélytengeri kovás-karbonátos kifejlődés jellemzi, amit fokozatosan szorít háttérbe a flis-típusú üledékképződés, amely már a Vardar óceánág bezáródását jelzi. Az albai folyamán a sekélytengeri karbonátos üledékképződést a Villány-Bihari egységben is pelágikus szedimentáció váltotta fel. A cenomán, toron korszakokból is kizárólag pelágikus képződményeket ismerünk, bár ezek csak eróziós foszlányokban maradtak meg a későbbi tektogenezis és lepusztulás miatt. A takaróképződés fő szakasza az Erdélyi-középhegységben és valószínűleg az Alföld aljzatának területén is - késő-turon. A legkülönbözőbb posztorogén tengeri szenon képződmények igen elterjedtek az Alföld aljzatában. A Mecseki övben mélyvízi, pelágikus kifejlődésük jellemző, míg ugyanitt a paleogént uralkodóan flis jellegű összlet képviseli. E képződmények erős préseltsége, pikkelyes szerkezete valószínűleg a Pelsoi és a Tiszai egység egymás mellé kerülésével, ütközésével hozható kapcsolatba. 358 IV Folyóvízi üledékképződés a kora-triászban A Tiszai egység kontinentális rift árkai a perm végére szárazföldi üledékekkel és vulkanitokkal jórészt feltöltődtek. A kora-triász folyamán a tengerelöntés azonban csupán az egység legbelső zónáit érte el (erre tengeri alsó-triászt tartalmazó Kodru takaróroncsok utalnak az Erdélyi-középhegységben). Az egység uralkodó részén szárazföldi sziliciklasztikus üledékképződés folyt ( Alpi Buntsandstein fácies). A sporomorpha vizsgálatok szerint (Haas et al. 1987) a perm-triász határ a folyóvízi Kővágószőlősi Homokkő Formáción belül, annak felső részében vonható meg.

359 Ezek a rétegsorok még a késő-paleozóos rift árkokhoz kapcsolódnak, a feltöltődés utolsó szakaszát képviselik ábra A Tiszai egység triász formációi A szkíta kezdeti szakaszában, többnyire durva konglomerátummal új üledékciklus indult (103. ábra), amely a feltöltött rift árkok területén már messze túlterjedt, és részben a már korábban föltöltött árkok szárazföldi üledékes és vulkáni perm sorozatára, részben az idősebb hercini metamorf képződmények lepusztult felszínére települt. A vörös színű törmelékes rétegsor (Jakabhegyi Homokkő Formáció) többnyire 1-10 m vastag, durva (20 cm-t elérő átmérőjű kavicsokat tartalmazó)

360 konglomerátummal indul. A kavicsok anyaga uralkodóan kvarc, riolit, ignimbrit, gránit. A konglomerátum réteg fölött m vastagságban keresztrétegzett homokkő építi fel a formációt. A rétegsor ciklusos felépítésű, a homokkő rétegeket kavicsos homokkő, illetve aleurolit betelepülések tagolják. A homokszemcsék anyaga uralkodóan kvarc, de 20-30% a földpát mennyisége (arkózás homokkő). A lerakódási környezet dominánsan folyóvízi. A keresztrétegzési irányok alapján É-ról D-felé irányuló szállítást mutattak ki (Nagy 1968). A formációból tengeri fossziliák nem kerültek elő, a rétegsor felső részében talált sporomorphák felső-szkítára utalnak (Haas et al. 1987). Az anisusi kezdetének tektonikailag nyugodt periódusában valószínűleg eusztatikus vízszintemelkedés vezetett a Tiszai egység egészében általánosan észlelhető tengerelőrenyomuláshoz. Ez, a morfológiailag kiegyenlítetté vált sík területen, nagykiterjedésű, sekély, enyhe lejtésű self (rámpa) létrejöttét eredményezte. Igen széles árapály síkság és sekély szubtidális zóna alakult ki. A terrigén finom törmelékanyag beszállítódása tovább folytatódott. Ebben a környezetben vörös és zöld finomszemcsés homokkő, aleurolit és zöld agyagkő rakódott le, amely már tengeri fossziliákat is tartalmaz (Patacsi Aleurolit Formáció). IV Anisusi transzgresszió - sziliciklasztikus rámpaevaporitos lagúna kialakulása A Mecsek hegység felszíni feltárásaiban a vörös homokkő rétegek párhuzamosés keresztrétegzést mutatnak, és a hullámfodrok is megfigyelhetők. A zöld aleurolitagyagkő rétegekben gazdag phyllopoda fauna ismert, olykor brachiopodák, (Lingula tenuissima) és kagylók (Costatoria costata) is előfordulnak. A sporomorpha együttes kora-anisusi kort jelez (Haas et al. 1987). A formáció vastagsága a Mecsekben mintegy 200 m. A Villányi-hegységben, illetve a két hegység közti területen fúrásból ismert, itt vastagsága 15 m körül van. Teljesen hasonló kifejlődésű képződményt tártak fel az Alföld aljzatában is. A Mecsek feltárásaiban jól megfigyelhető, hogy a rétegsorban felfelé haladva az aleurolit betelepüléseket dolomárga, dolomit rétegek váltják fel, anhidrites, gipszes réteglemezekkel, gumókkal. Még feljebb a vörös aleurolit, agyagkő betelepülések helyett szürke márga jelenik meg a kőzetliszt visszaszorulásával. A dolomit betelepülések vastagabbak lesznek, evaporitosokká válnak. Az evaporitos, finom terrigén törmelékes és dolomitos rétegek váltakozásából álló formáció (Hetvehelyi Formáció) vastagsága a Mecsekben a 200 m-t is eléri, a Villányi-hegységben 70 m 360

361 körül van. Az evaporitos összlet a germán típusú triász Röt fáciesével mutat rokonságot. Hasonló képződményeket tártak fel az Alföld aljzatában úgy a Mecseki, mint a Villányi, és a Békési fácies egység területén. A formáció képződési környezete különböző mértékben elzárt, belső sekély selflagúna. A magasabb vízszinthelyzetek idején az egyre finomodó terrigén anyag a nyílt rámpa apály alatti (szubtidális) részén rakódhatott le. Az alacsony vízszintek idején viszont a rámpa belső része elrekesztődve, lagúnává vált, melyben túlsós környezet alakult ki, majd a szárazra kerülést sabkha-salina típusú evaporit kiválás és dolomitosodás követte. A Mecsek hegységben az evaporitos rétegek fölött agyag rétegközös, bitumenes mészkő jelenik meg Costatoria costata faunával, kagyló és csiga lumasellákkal. Ezek a rétegek állandóan vízzel borított, de elzárt, oxigénhiányos lagúna kialakulását jelzik. IV Karbonátos sekély self fáciesek a középső-triászban A kora anisusi végétől a terrigén törmelékbeszállítás háttérbe szorulásával, a Tiszai egység területének uralkodó részén sekélytengeri karbonátos üledék képződése folyt, amely a germán triász Muschelkalk kifejlődésével rokonítható. Ezen belül a Mecseki egység a rendkívül széles self belső medencéjét képviseli. A Villány-Bihari egységben és a Kodru takarókban viszont már a külső selfet, sőt a selfperemet képviselő fáciesek is megjelennek (104. ábra). A Mecseki és a Villány-Bihari egység rétegsorai különböznek ugyan, de közöttük folyamatos fáciesátmenet nyomozható, és a litológiai eltérések jelentős részének oka nem az üledékképződés, hanem a diagenezis különbözőségében kereshető. Ez elsősorban az eltérő mértékű dolomitosodásra vonatkozik. Az evaporitos formációra a Mecseki és a Villány-Bihari egységben rózsaszín árnyalatú vagy drapp finomkristályos dolomit települ (Rókahegyi Dolomit Formáció). Vastagsága a Villányi hegységben 100 m körül van. Laminites szerkezetű, gyakran ooidos vagy peloidos betelepülésekkel. A Mecsek hegységben a formáció vastagsága a 20 m-t sem éri el, és olykor korall biohermákat is tartalmaz. E képződmények egészen sekélyvízi rámpán képződhettek, amely az alacsony tengervízszintű szakaszokban szárazra is kerülhetett és a dolomitosodás is ekkor mehetett végbe. A self (rámpa) fejlődésének következő szakaszát sötétszürke, vékonyréteges mészkő, gumós, agyagos mészkő, mészkő és márga váltakozásából álló rétegsor 361

362 képviseli bioturbált szakaszokkal és lumasella jellegű, valamint krinoideás mészkő betelepülésekkel. Felfelé fokozatosan világosabb szürkés, vastagpados mészkő jelenik meg, olykor ugyancsak bioturbált szakaszokkal, onkoidos-ooidos rétegek betelepülésével ábra A Tiszai egység egyes fáciesöveinek üledékképződési környezete a középsőtriászban A fenti mintegy 300 m vastag rétegsor (Lapisi Mészkő Formáció) a germán triász Wellenkalk fáciesének felel meg (Török 1993). A képződési környezet viszonylag sekély medence enyhe lejtésű aljzata lehetett. Az alsóbb szakasz mélyebb medencében a vihar hullámbázis közelében, illetve az alá nyúló lejtőn rakódhatott le. A kagyló-csiga lumasella és a gradált krinoidea rétegek viharok során halmozódhattak fel. A felsőbb szakasz sekélyebb, időszakosan, erősen mozgatott vizű környezetben képződött a hullámbázis felett. Az anisusi felső részének jellegzetes kifejlődése sötétszürke, gumós, autigén breccsás, mészmárga betelepüléseket tartalmazó agyagos mészkő, brachiopodalumasella lencsékkel (Zuhányai Mészkő Formáció). Legjellemzőbb fossziliái: Coenothyris vulgaris (Schlotheim), Tetractinella trigonella (Schlotheim), Punctospirella fragilis (Schlotheim). Ezek a rétegek ismét a medence belsőbb, mélyebb részében rakódtak le. Erre utal a conodonták megjelenése és néhány ammonitesz maradvány is. A kőzet gumós, foltos jellegét részben a bioturbáció, részben az ezzel összefüggő korai diagenetikus folyamatok (mészgumó képződés) és a félig konszolidált iszap deformációs-folyásos jelenségei hozták létre. A lumasellák viharok során összemosott teknőkből állnak, de gyakran áthalmozott mészkő gumókkal együtt intraklasztként jelennek meg. Ez a nem teljesen konszolidált üledék lejtő menti mozgására, csúszására, a mélyebb medencerészekbe való átülepítésére utal. 362

363 E rétegek felett sötétszürke, lilásvörös vagy sárgásvörös foltokat tartalmazó egyenetlen agyagos rétegfelszínekkel tagolt, olykor bitumenes mészkő települ (a Zuhányai Formáció felső tagozata), amely a medence elzárt, oxigénhiányos aljzatú részén képződött. A Zuhányai Formáció gyakori, nem rétegszerű, foltokban megjelenő dolomitosodása a mély betemetődéses diagenezis eredménye. A Békés-Kodrui zónában a Szegedi- és a Békési medence aljzatában a sekélytengeri törmelékes és evaporitos rétegek fölött számos fúrás sötétszürke rétegzetlen dolomitot tárt fel gyér foraminifera, mollusca, ostracoda faunával (Szegedi Dolomit Formáció). Ez a képződmény, amely valószínűleg az anisusi emelet jelentős részét kitölti oxigénhiányos, mélyebb medencében jöhetett létre (Bérczi-Makk 1986). A ladin kezdetére tehető a Muschelkalk -medence elsekélyesedése. Ezt a Mecsek hegységben szürke vastagpados ooidos és krinoideás betelepüléseket tartalmazó mészkő jelzi, amely felfelé cm-es nagyságú onkoidokat tartalmazó kifejlődésbe megy át. A Mecsek hegység egyes részein, továbbá a Villányi-hegységben szürkés, barnásszürkés, sárgásszürke dolomit képviseli ezt a rétegtani szakaszt, felsőbb részén dolomitos márga betelepülésekkel (Csukmai Formáció). A Békés-Kodrui zónában, a Békési medence aljzatában világosszürke dolomitot tártak fel (Csanádapácai Dolomit Formáció) jellegzetes mészalga flórával (Gyroporella ampleforata Gümbel, Diplopora annulata Schafhautl), amely ladin korát is jelzi (Bérczi- Makk 1986). A rétegsor felső részén, amely valószínűleg a karniba is átnyúlik dolomitmárga betelepülések is megjelennek. A formáció képződési környezete a karbonát platform belső, védett lagúnája. Az alábbiakban az egyes zónák tárgyalása a határon túli területek esetében is közel teljes súllyal történik, főként azon indok alapján, hogy a Tiszai-egység déli, délkeleti részének ismerete nélkül a Tiszai-egység alapvonásai sem lennének átláthatóak. A zónákon belüli továbbtagolás alapja az üledékciklus. 363 IV Villány-Bihari-zóna A Villányi-Bihari-zóna közbülső helyzetet foglal el a Tiszai-egységen belül. Ennek megfelelően északi határát a Mecseki-zónától elválasztó takarófront adja, amely a Keleti-Mecsek délkeleti előterétől eltekintve mindenütt kristályos képződményekből áll. Keleti irányban a Batizai-takaró és az Erdélyi-középhegység között a Marosiofiolitöv Ny-i, ÉNy-i pereme képezi a határt. A zóna déli határát a Békés-Codrui-

364 takarórendszer frontvonala jelöli ki, miközben ez a vonal az Erdélyi-középhegységben legalább 200 -os ívben hajlik meg, bekerítve a Bihari-parautochtont. A zóna Nagyszalontától északra lépi át a román-magyar határt, miközben másik irányban a Duna kilépéséhez közel húzódik át Szerbia területére. Délnyugati határa a Mecseki-zóna leírásánál említetteknek megfelelően problematikus. A számos közös vonás ellenére a Mecseki- és a Villány-Bihari-zóna között tekintélyes kifejlődésbeli és kevesebb fejlődéstörténeti különbség mutatkozik. A Villány-Bihari-zóna mezozoikumának alapvető jellegzetessége az üledékhézagosság és a sekélytengeri viszonyok dominanciája. Az Erdélyi-középhegységnek ebbe a zónába tartozó részét (Bihar hegység, Király-erdő) a korábbi Bihari-autochton helyett parautochtonnak nevezik, jelzéseként annak, hogy bizonyos mérvű térrövidülés ezen belül is lejátszódott. A zóna ismeretessége a hegyvidéken elfogadható, sőt jó, az Alföldön, változóan gyenge, ami nem elsősorban a fúrássűrűség, mint inkább a fúrásokból kinyerhető szerény információ következménye. IV A tengerparti-szárazföldi üledékképződés a késő-triászban A Mecseki egység nagy vastagságú törmelékes összletével szemben a Villány- Bihari egységben a felső-triászt kis vastagságú tengerparti-szárazföldi rétegsor képviseli, amely a Tethys európai selfjére jellemző Kárpáti Keuper fáciessel mutat kifejlődési rokonságot. A Villányi hegységben a ladin dolomit (Csukmai Formáció) fölött üledékfolytonosan sárgásszürke dolomitmárga és dolomit, továbbá barnásszürke, zöldesszürke agyagos aleurolit és szürke homokos aleurolit, szürkésfehér kvarchomokkő váltakozásából álló rétegsor jelenik meg (Mészhegyi Formáció). Felső részén a dolomit rétegek már kimaradnak, zöldes-vöröses tarka aleurolit válik uralkodóvá. Vastagsága m. Csupán rossz megtartású növénymaradványok és hüllőcsontok kerültek elő a formációból, így korbesorolása is bizonytalan. Néhány mélyfúrás az Alföld aljzatában is feltárt hasonló kifejlődésű képződményt. A Villányi-zóna bázisán változó, de a Mecsekiét többnyire meghaladó mértékű az üledékhézag, tekintettel arra, hogy a Gyűrűfűi Riolitnál fiatalabb permi képződmény a Máriakéménd-Bátai-tömb és a Bihari-parautochton kivételével a zónában sehol sem található. A zóna nagyobbik részén a triász közvetlenül a kristályos képződményekre települ. 364

365 Már az üledékciklus, megnevezésében is kifejezésre jut a Mecseki-zónától való eltérés, jóllehet markánssá a jelenség a fiatalabb üledékciklusok vonatkozásában válik. A lényegét tekintve a Villányi-hegységben és szűkebb környezetében az üledékciklusok alsó része az anisusi emelet végéig megegyezik a mecseki rétegsorral. A formációk lényegi azonossága Mellett fontos jellegzetesség, hogy a szkíta és anisusi formációk vastagsága a Lapisi Mészkővel zárulóan a Villányi-hegységben általában csak fele a mecsekbeli értékeknek. Kivételt csupán a Rókahegyi Dolomit képez, amely a Mecsekben csak 20 m vastag, míg a Villányi-hegységben kb. 100 m. A jelenség magyarázata a délebbi (Villányi-) zóna területének lassúbb süllyedésében és általában sekélyebb képződési mélységében keresendő, amiből a Rókahegyi Dolomit képződési idejének lényegesen hosszabb volta is adódik. Amikor a mecseki terület süllyedése annyira felgyorsult, hogy a lagunáris jelleg medence jelleget öltött - a Zuhányai Mészkő képződése idején - a nagyobb süllyedési sebességű Mecsek területén a karbonátképződés nem tudott lépést tartani a süllyedéssel, míg a kisebb süllyedési sebességű villányi területen igen, ezért a Villányi-hegységben a Zuhányai Mészkő vastagsága duplája lett a mecsekbelinek. Még ennél is szembeszökőbb a jelenség a Csukmai Dolomit esetében, amikor is a villányi 310 m-rel szemben a Mecsekben csak 50 m áll. A Kantavári Mészkő elzárt lagúna környezete a Villányi-zónában ki sem fejlődött. A késő-triász folyamán a süllyedés mértéke mindkét területen lecsökkent és a Villányi-zónában ez idő alatt kevesebb, mint félszáz m törmelékes üledék (Mészhegyi Formáció) akkumulálódott, ami kevesebb, mint 1/10-e a mecsekinek, vagyis a Villányizónában az üledékképződés ideje messze elmaradt az üledékképződési szünet (+ helyi lepusztulás) idejétől. A Jakabhegyi Homokkő a Villányi-hegység környezetén kívül általánosan elterjedt a Duna-Tisza közén (Zsanán, Kiskunmajsán, Kiskunhalasonj, a Tiszántúlon (Biharugrán, Fábiánsebestyénen), a határ túloldalán Oradea (Nagyvárad), Bors és Toboliu térségében (Paraschiv 1979), továbbá a Bihari-autochton területén is, ahol a képződményt Werfeni Formáció néven összevonják a nálunk Patacsi Aleurolitként és Hetvehelyi Dolomitként szereplő képződményekkel (105. ábra). Ez utóbbiak a Villányi-hegységben és környezetében is csak fúrásokból ismertek, és bár a zóna alföldi részén beleértve a határon túli területet és a Bihari-parautochtont is - általános elterjedésűek, mindazonáltal nem mindig választhatók el egymástól. A Rókahegyi Dolomit, a Lapisi Mészkő ( Gyűdi Mészkő ) az Erdélyi-középhegységben tagozatrangú egységként szerepel. 365

366 ábra A villányi-hegységi a békés-dobozi és a bihari-paraautochtonbeli rétegsorok korrelációja. Jelmagyarázat: 1 bauxit, 2 Bólyi F., 3 Bissei Márga, 4 Nagyharsányi Mészkő F., 5 Harsányhegyi Bauxit F. és bihar-hegységi ekvivalense, 6 Mecsekjánosi Bazalt F., 7 Szársomlyói Mészkő F., 8 Villányi F., 9 Somssichhegyi Mészkő F., 10 Mészhegyi F., 11 középső-triász karbonátok, 12 Dobozi Mészkő F. és Rókahegyi Dolomit F., 13 Hetvehelyi és Patacsi F., 14 Jakabhegyi Homokkő F., 15 Werfeni F., 16 Biharugrai Mészmárga F., 17 vörös (ooidos mészkő), 18 Kárpáti Keuper F., 19 Gosau Fcs., 20 glaukonitos homokkő, 21 Blidi Mészkő F. (3 szintben), 22 Eclejai Márga F., 23 Hodobanai F., 24 Farcui Mészkő F., 25 Corneti Mészkő F., 26 Albiorai Mészkő F., 27 Vadi Mészkő F., 28 Farcui Mészkő F., 29 gumós mészkő, 30 Gresteini F., 31 Scaritai F., 32 Wettersteini F., 33 Ordinacusai F., 34 Sebeskörösi F. Az előbbi az alsó dolomit -nak; az utóbbi a vermikuláris Bucegi Mészkő Tagozatnak feleltethető meg. Ezeket ott, kiegészítve a felső dolomit -tal, együttesen Sebeskörösi (Crisul Repede) Formációnak hívják. A Villányi-hegységben a felsőanisusit képviselő vastag Zuhányai Mészkő sem a Duna-Tisza közén, sem a Tiszántúlon nem jelölhető ki. Ebben a szintben mindkét helyen inkább dolomit jelenik meg (lásd

367 néhány sorral feljebb), és rámpa helyett karbonátplatform eredetű a rétegsor. Nagyvárad térségében fekete, bitumenes mészkövet is említenek (Paraschiv 1979). A Bihariparautochton területén a felső-anisusiban Lugasi Formációként az alábbi tagozat rangú egységeket összesítik: Pestisi Pala, Vidai Mészkő; Butani Mészkő és Butani Dolomit. Lokális (Bihar középső része) megjelenésű a Vidai Mészkövet helyettesítő, lemezes Pádisi Mészkő Tagozat. Az anisusi végén a Biharban szárazulati erózió következett be, aminek eredményeként az északkeleti részen akár a teljes Lugasi Formáció hiányzik. Itt a szárazulati Zugi Formáció települ, ami mészkőbreccsából, párakonglomerátumból, vörös és szürke agyag- és márgapalából, valamint homokkőből áll. A legfelső anisusit és a ladin nagyobbik részét kitöltő Csukmai Formáció - a Mecsekkel szemben; ahol ennek alsó fele mészkő, felső fele dolomit - a Villányban csak dolomitból áll (Rálisch-Felgenhauer & Török 1993). A Duna-Tisza közén anisusinál fiatalabb triász képződmény nem került feltárásra. A zóna tiszántúli folytatásában (Biharugra-3 és Doboz-I fúrás), a villányi-hegységi előfordulástól alapvetően eltérő ladin-legalsó-karni képződmény jött létre, ami sötétszürke, agyagos mészkőből és mészmárgából áll, benne nagyon gazdag foraminifera-társasággal (Bércziné 1998). Grow et al. (1994) ezt Dobozi Mészkő néven javasolja bevezetni. A Bihar hegységben ladin és alsó-karni zátony jellegű Wettersteini Formáció következik, ami rétegtanilag a Csukmai Formációnak és a Dobozi Mészkőnek megfeleltethető képződmény. A Bihar hegység déli részén a Wettersteini Mészkőbe vöröshomokkőből, vörös agyagpalából és laminites mészkőből álló ciklusok alkotta képződmény, az Ordinacusai Formáció települ közbe mintegy 200 m-es vastagságban. A Villányi-zóna legfiatalabb triász képződménye a Mészhegyi Formáció, amely a Tiszántúlon és a Nyugati-Kárpátokban a Kárpáti Keuper Formációval, a Biharban a Scaritai Formációval, a Mecseki-zónában az ennél jóval vastagabb Karolinavölgyi Homokkővel azonosítható. Ez a sekélytengeri és szárazföldi, folyóvízi eredetű formáció a Tiszántúlon (Biharugra, Doboz, Békés) elérheti a 300 m-t is. Mint a fentiekből is látható, a tiszántúli rétegsor közelebb áll a mecseki kifejlődéshez, mint a villányihegységi rétegsor. 367 IV Sekélytengeri, üledékhiányos jura A Villány-Bihari egységi jura erősen üledékhiányos rétegsorát elsősorban a Villányi hegységből ismerjük. Az Alföld aljzatából a malm képződményekre vonatkozóan vannak adatok.

368 A Villányi-hegységben a felső-triász képződményekre diszkordánsan települve a jura rétegsor kvarchomokkő réteggel indul, amely sekélytengeri (krinoideás, foraminiferás) mészkőbe megy át. A mészkőbe betelepülő konglomerátum, kavics méretű kvarcit és dolomit szemcséket tartalmaz. Erre sárgásszürke ammoniteszes, belemniteszes, brachiopodás, majd erősen bioturbált szürke, vastagpados krinoideás tűzkőgumós mészkő következik. Az ammonites fauna alapján a pliensbachiba sorolható képződmény (Somsichhegyi Mészkő Formáció) vastagsága mindössze 8-10 m. Megjelenése valószínűleg egy tengerszintemelkedési maximumhoz köthető, amit ismét jelentős (mintegy 20 millió éves) üledékhézag követett. A hézag fölött vékony, bath korú ammoniteszekben gazdag, sárga homokos mészkő, majd egy mindössze cm vastag, erősen kondenzált, callovi ammoniteszekben rendkívül gazdag (több mint 150 faj ismert), mészkő réteg települ (Villányi Mészkő Formáció). A fosszilia együttes pelágikus környezetre utal. Valószínű, hogy a középső-jurában olyan pelágikus platform jött létre, amelyről az üledéket az áramlások rendszeresen elmosták. A Villányi Mészkő vékony rétegeit sztromatolitos bekérgezés védhette meg az elmosástól. Az ammoniteszek nagyobb része az európai, kisebb része viszont a mediterrán faunaprovinciáira jellemző - jelezve a Tiszai egység kezdődő leválását, távolodását az európai lemeztől a dogger idején (Géczy 1973). Az ammoniteszes mészkőpadra üledékhézaggal, éles határral, szürke, barnásszürke, sárgásszürke, vastagpados mészkő települ mintegy 300 m vastagságban (Szársomlyói Mészkő Formáció). Szövete jellemzően pelletes és ooidos, mikroonkoidos mikrit. Makrofossziliákban rendkívül szegény, mikrobiofáciesére a pelágikus alakok, alsóbb részén a protoglobigerina-félék, felsőbb részén a plankton krinoidea (Saccocoma) váztöredékek túlsúlya jellemző. A mikrofosszilia együttes alapján a formáció kora oxfordi-titon. A képződési környezet sekély pelágikus. Valószínűleg a már korábban kialakult pelágikus platformon indult meg ismét az üledék-felhalmozódás, az üledéket korábban lesöprő áramlások gyengülésével és feltehetően a vízmélység csökkenésével. Az Erdélyi-középhegység Bihari egységében a pelágikus fáciesek mellett, illetve fölött zátony és zátonyháttér lagúna fáciesek is megjelennek a malmban. A jura-kréta határ közelében - valószínűleg szerkezeti okok miatt - a Villány- Bihari öv jelentős része szárazra került, a malm karbonátos képződmények karsztosodtak, de csak kismérvű lepusztulást szenvedtek. 368

369 A Mészhegyi Formáció vastagságából ítélve a Villányi-hegység területén már a késő-triász folyamán is felhalmozódási és üledékképződés nélküli időszakok váltakoztak. Ez a váltakozás nagy valószínűséggel összefüggésben volt a tengerszint ingadozásával. Ennek során az üledékképződés nélküli periódusok egy részében minden bizonnyal helyi lepusztulással is számolni kell, vagyis a tényleges felhalmozódási idő a felhalmozódott üledék vastagságából kalkulálhatónál lényegesen nagyobb is lehetett. Az első transzgressziós jellegű képződmény a Somssichhegyi Mészkő jelentős üledékhézaggal települ a Mészhegyi Formáció, vagy annak hiányában (Máriakéménd- Bári-vonulat) a középső-triász mészkő és dolomit eróziós felszínére. Hasonló mértékű vagy még nagyobb az üledékhézag a zóna Duna-Tisza közi részén és a Tiszántúlon, míg a Bihari-parautochton területén ennél szűkebb, a késő-triásznak csak fiatalabb fele hiányzik. Az üledékciklus egészére nézve is hátsági jellegű ugyan az üledékképződés.a Bihari-autochión egész területén, de a villányi-hegységinél lényegesen kisebb mérvű az üledéksor hézagossága, míg a Villányi-hegység és a Bihar közötti közbülső területen a hézagosság inkább a villányi-hegységivel látszik megegyezni. További különbség a villányihegységi és a bihari jura rétegsor között, hogy a Bihari-parautochton liásza és alsó-doggere gresteni, illetve allgaui kifejlődésű, és a Duna-Tisza közié, a tiszántúlié és a Nagyvárad térségié is közelebb állónak látszik a bihariéhoz, ami azt jelenti, hogy a Villány-Bihari-zóna keleti fele az alsó és középső-jura tekintetében mecseki rokonságot mutat. A Villányi-hegységben a pliensbachi emeletbe tartozó 8 m vastag Somssichhegyi Mészkő alsó fele meszes homokkő, kvarcit és triász dolomitkavicsokat tartalmazó konglomerátum, felső fele crinoideás, alul homokos, följebb molluszkás (kagyló, csiga, ammonitesz), brachiopodás mészkőből áll (105. ábra). A gyorsan mélyülő szublitorális környezetben képződött üledéket Némedi Varga (1998) a Mecseki-zóna Mecseknádasi Homokkövével hozza kapcsolatba. A zóna alföldi aljzatáról nagyon gyér információ áll rendelkezésre. A Duna-Tisza közén (Öttömös, Kömpöc, Madaras) a sinemuri emeletbe sorolt, kb. 100 m vastag sötétszürke márga mecseki rokonságra utal, míg a Tiszántúlon (Biharugra) egyetlen képződményt (sötétszürke, breccsás, sekélytengeri mészkő) sorolnak feltételesen a liászba (Bércziné 1998). Az Erdélyi-középhegységben a liász rétegsor valószínűleg helyi triász tömböket tartalmazó vörösagyagos, palás aleurolittal kezdődik, kvarckavicsos, gresteni homokkővel, majd homokos, crinoideás és Gryphaeát is tartalmazó mészkővel folytatódik - a tengeri mészkő feküjében (sinemuri) üledékhézaggal - a tetején 369

370 glaukonittal és szivacs eredetű tűzkővel (Bleahu et al. 1981). A toarci emelet belemniteszes sötétszürke márgája a mecseki-zónabeli bőrpala megfelelőjének tűnik. A Harsány-hegy keleti végén - vagyis a felszínen legdélebbi helyzetű pikkelyen belül - a mecseki liászt idéző sötétszürke gryphaeás mészkövet tártak fel, jeléül annak, hogy a térszín-egyenetlenségek még a Villányi-zóna nyugati részén is lehetőséget nyújthattak a két eltérő kifejlődési terület közötti kommunikációra. Ilyen jelenségnek tekinthető a Pusztakisfalui Mészkőnek a Mecseki-zónán belüli előfordulása, mert ez a képződmény sokkal inkább lenne jellemzőnek tekinthető a középső-jurában már a Villányi-zónára, mint a Mecseki-zónára. Ezzel azonosítható képződmény jelenik meg a Máriakéménd- Bári-vonulatban több helyütt is, mind felszínen, mind fúrásban (Mogyoród-1). Némedi Varga (1998) szerint itt kvarchomokos, aprókavicsos, vörös, crinoideás mészkő van a középső-triász karbonátok fölött. Ezt fokozatos átmenettel követi egy fölfelé finomodó crinoideás, vörös tűzköves, vékonypados, 2-20 cm vastag zöld, homokos agyagkő közbetelepüléseket tartalmazó mészkő, benne brachiopoda, ammonitesz és belemnitesz maradványokkal. Vadász (1935) a rosszmegtartású fauna és a kőzettani analógia alapján a képződmény korát az aaleniben jelölte meg. A Bihari-parautochtonban az aalenitől a kalloviig terjedő mészkőrétegsor erősen kondenzált, melyből a királyerdei vasoxidos, vörös ooidos mészkő azért is érdemes kiemelésre, mert ez megfeleltethető a Tiszántúlon, Békésnél feltárt 94 m látszólagos vastagságú, bajoci-bath emeletbe tartozó, nyílt self-medencebeli vörösbarna ooidos mészkővel (Bércziné Makk 1998). Tekintélyes tengeralatti üledékhézag után a Somssichhegyi Formációt a Villányban a Villányi Mészkő néven ismert, mindössze 80 cm vastag, sárgásbarna, homokos, vasoxidos mélytengeri sztromatolitgumós, kondenzált, ammoniteszes (133 ammonitesz taxon!) mészkő követi (Vörös 1972). Időben ennek feleltethető még a Duna-Tisza közén egyetlen fúrásban (Kiskunmajsa), 73 m látszólagos vastagságban feltárt, erősen bositrás mészkő. A Villányi Formáció fölött kisebb üledékhézag után mindkét területen a mély szublitorálisból vagy sekélybatiálisból a karbonátplatform felé átmenetet mutató, az eddigiekkel szemben nagy vastagságú, vastagpados, tömeges mészkő, a Szársomlyói Mészkő Formáció képződött. Jelenleg a kétségtelenül létezett karbonátplatfomnak a Villányi-hegység térségében csak lejtő fáciesű üledékei ismertek. Nagybaracskán, fúrásban - a fekü elérése nélkül m-t meghaladó vastagságban harántoltak ide tartozó képződményt, ami az alsó szakaszán tűzköves mészkőből, felső szakaszán korall- és szivacstörmeléket tartalmazó mészkőből áll. A Tiszántúlon 370

371 (Örménykút) batiális eredetű radioláriás, aptychuszos márga, mészmárga ismert, amit ismét mecseki-zónabeli képződménnyel, a Dorogói Mészmárgájával rokoníthatunk (kallovi-oxfordi?). A Bihari-parautochton felső-jurája alapvonásaiban hasonlít a Szársomlyói Mészkő jellegeihez, de itt a fácieskülönbségek formáció rangon és egyúttal területileg is elkülönítésre kerültek (105. ábra). Az északi területen az oxfordikinmeridgei sötétszürke, tűzköves, pados mészkövet Vadi Mészkőként, a fedőjében települő zátony jellegű világos tónusú mészkövet Corneti Mészkő néven különítették el. A déli részen a tömeges, világos tónusú mikrites mészkövet Farcui Mészkőnek, a fölötte települő pados, szürke, mikrites és oncoidos mészkövet Albloarai (Albiorai) Mészkőnek nevezik (Bleahu et al. 1981). Összegezve: 1. A Villány-Bihari-zóna jura üledékciklusa változóan, általában erősen hézagos, hátsági jellegű. 2. A területről területre változó számú és rétegtani terjedelmű belső üledékhézagok kivétel nélkül tenger alattiak, szublitorális vagy sekélybatiális mélységi eredetűek. 3. A Bihari-parautochton és a Duna-Tisza köze Húsz és alsó-dogger, valamint a tiszántúli terület felső-dogger és malm rétegsora a Mecseki-zóna jellegeit mutatja. 4. A Villányi-hegység, a Bihari-parautochton felső-jurája rokon kifejlődésű. A rétegsor alsó fele mindkét területen batiális tűzköves mészkőből, felső fele zátonyépítő szervezeteket is tartalmazó platform mészkőből, illetve annak lejtőre átülepített anyagából áll. Platform eredetű mészkövet tártak fel továbbá a Mecseki-zónába tartozó egyik mezőtúri fúrásban is. 371 IV Karbonát platform fejlődés a kora- és középső-krétában A kréta időszak kezdetén, a nagyrészt szárazra került Villány-Bihari övben a felső-jura mészkő karsztos mélyedéseiben bauxit felhalmozódás folyt. Kisebb előfordulások ismertek a Villányi-hegységben (Harsányhegyi Bauxit Formáció), jelentősebb telepek vannak az Erdélyi-középhegység Bihari egységében. A bauxit valószínűleg szórt vulkáni anyag mállásával képződött, így a bauxitképződés kapcsolatban lehetett a Tiszai egység kora-kréta vulkanizmusával, melynek nyomai - jórészt telérek formájában - a Villányi övben is felismerhetők. A tengerelöntés az egység gyorsabban süllyedő részein (a Villányi hegységben ezek a D-i pikkelyek) valószínűleg már a berriasiban, vagy a valanginiben elkezdődött. Karbonát platform jött létre, amely egészen az apti korszakig fennmaradt. A lassabban süllyedő részeken csak később indult meg a sekélytengeri karbonát felhalmozódás, és

372 egyes területek csupán az albaiban, a tengerelöntési maximum idején, kerültek tenger alá. A karbonát platformon mintegy m vastagságú világosszürke, szürkésfehér vastagpados (urgon fáciesű) mészkő jött létre (Nagyharsányi Mészkő Formáció). A formáció a Villányi hegységi kibúvások mellett, mélyfúrásokból a Duna- Tisza köze és a Tiszántúl aljzatában is ismert. A Villányi-hegységben a rétegsor alsó szakaszán autigén breccsás, algalaminites vékony rétegek váltakoznak vastagpados szürke mészkővel, de helyenként konglomerátum is megjelenik (Császár 1989). A legalsó rétegekben az édesvízielegyesvízi charás biofácies jellemző, felfelé fokozatosan jutnak uralomra a normális sótartalmat jelző fosszilia elemek. Ezek a képződmények az árapály síkságon és a self peremi sekély lagúnában jöttek létre. A fáciesek ciklusos változása vízszintváltozásokra vezethető vissza. A következő szakaszban a rudista kagylók (Requenia, Toucasia, Chondrodontafélék) uralomra jutása, a Dasycladacea zöldalgák és az Orbitolinafélék megjelenése jellemző, majd a zátonyalkotó korallok is kőzetalkotó mennyiséget érnek el. Ezek a képződmények a már kialakult platform belső, a korallos fáciesek esetében pedig külső övében jöhettek létre. A Duna-Tisza közének D-i részén a formáció, az urgon fáciesre jellemző sekélyvízi faunaelemek mellett plankton foraminiferákat is tartalmaz, ami a medence felé átmenetet képező előtéri lejtőkörnyezetet jelez. A Tiszántúlon pedig az alsó-kréta rétegsor pelágikus jellegű pelitesebb kifejlődéssel indul, de nem kizárt, hogy ez tektonikusan érintkezik az itt is feltárt sekélytengeri mészkővel. Az albaiban valószínűleg a rendkívül markáns globális vízszintemelkedési tendencia, továbbá a szerkezeti mozgások megélénkülése miatt a tengerelöntés újabb területekre terjedt ki. Lehetővé vált a finom terrigén törmelékanyag beáramlása, ami a karbonát platformok megfulladását eredményezte. A Villányi-hegység É-i részén (Tenkesi pikkely) a rendkívül redukált vastagságú urgon fáciesű mészkő fölött, továbbá a hegységtől É-ra lévő Bólyimedencében, fúrásból, közvetlenül a malm rétegekre települve, szürke márga ismert, gazdag pelágikus foraminifera és ammonites faunával (Bissei Márga Formáció). Kora: késő-albai (Fülöp 1966). A Bólyi-medencében erre konglomerátum, homokkő, márga váltakozásából álló rétegsor (Bólyi Formáció) települ, amely a cenománba sorolható (Császár 1992). A 372

373 kristályos aljzat és az idősebb mezozóos képződmények gravitációs üledékszállítással a pelágikus medencébe került törmelékét tartalmazó képződmény jelentős szerkezeti mozgásokat jelez, ami valószínűleg a takaróképződés megindulásával hozható kapcsolatba. A pelágikus medence a takarók előterében alakulhatott ki. Albai-cenomán korú, szürke, plankton foraminiferás márgát, valamint turon szürke, ritkán homokkő és konglomerátum betelepüléseket is tartalmazó márgát, mészmárgát tárt föl néhány fúrás a Duna-Tisza köze D-i részén. Az előbbi a Bissei Formációval azonosítható, az utóbbi talán a Bólyi Formációval hozható kapcsolatba, annak fiatalabb szakaszát képviselheti. Az Erdélyi-középhegységben a takaróképződés fő szakaszát a késő-turon-koraszenon szakaszra teszik. A tektogenezis mindenütt üledékhézagot és jelentős lepusztulást eredményezett. Valószínű, hogy a Villány-Bihari zóna más részein is ez lehetett a helyzet. A megelőző permi és mezozoos üledékciklusokkal szemben a Villányi-zóna kora-középső-kréta üledékciklusának alakításában a szétlazulásos szerkezetalakulás mellett egyre erőteljesebben érvényesült a kompressziós jellegű szerkezetfejlődés hatása is. Ennek is következménye, hogy az üledékciklus késői szakaszában elmosódni látszik a két üledékképződési övezet közötti alapvető különbség azzal, hogy a Villány-Biharizónában fellépő flexurális medence az erősödő kompressziós mozgások hatására áthelyeződik a Mecseki-zónára is (Gátéri Formáció). A jura időszak végén (esetleg a berriasi elején) a Villányi-zónában (de legalábbis annak nagyobbik részén) kis mérvű, aktív kiemelkedés, vagy jelentősebb mérvű tengerszintesés és rövid idejű szárazrakerülés következett be. Ezzel egyidőben a Mecseki-zónában egyre erősödő rift jellegű bazaltvulkanizmus kezdődött, amelynek hatása a Villányi-zónában is megjelent, mégpedig nem csupán vékony tufalepel formájában, hanem telérek, sőt Nagybaracskánál lávapadokat is szolgáltató kisebb vulkán formájában. Az 1: méretarányú aljzattérkép Harka térségében ugyancsak bazalt előfordulást jelez (Fülöp et al. 1987b). A Villányi-zóna kréta üledékciklusának legidősebb képződménye tehát a Mecsekjánosi Bazalt Formáció, amelynek szórt anyaga szárazulati körülmények között, trópusi éghajlat mellett allitosodásnak indult. A kismérvű kiemelkedés következtében csupán sekély mélységű töbrök jöhettek létre, s ezekben halmozódott fel a hazai területen Harsányhegyi Bauxit Formációnak nevezett mállási termék a Villányi-hegységben és egy biharugrai fúrás tanúsága szerint a Tiszántúlon a berriasi és a valangini korszakban. Ugyanekkor, de időben elhúzódó 373

374 módon sokkal nagyobb mérvű, három szintben is fellépő bauxitfelhalmozódás történt a Bihar hegységben és a Király-erdő területén. A Villányi-zóna egészére kiterjedő, megújult és felgyorsult süllyedés hatására 3 tagozatra elkülönülő módon előbb édesvízi, majd ciklikusan változó édes-, elegyes- és sósvízi eredetű átmeneti szakasz után urgon fáciesű mészkőképződés indult, melyet hazai területen Nagyharsányi Mészkő Formáció néven ismerünk. Számos fúrás tárta fel ezt a Villányi-hegység környezetében (pl. Lippó), a Duna-Tisza közén (Öttömös, Eresztő, Harkakötöny, Kiskunhalas, Kiskunmajsa stb.), a Tiszántúlon (Sarkadkeresztúr, Biharugra, Komádi, Doboz térségében), valamint ennek határon túli folytatásában Bors, Nagyvárad és Bihar község környezetében, ahonnan Paraschiv (1979) tömeges, szürke zátony-kifejlődésű barremi mészkövet, valamint efölött 600 m vastag apti márgát említ, amely azonosíthatónak tűnik az Eclejai Márgával. A villányi-hegységi pikkelyek északi irányú transzgressziót jeleznek, ahol az 1000 m-es vastagságot is meghaladó formáció közvetlen üledékes (felső-albai) fedője alatt kiékül. Lippón az 1600 m vastagságban, a fekü elérése nélkül feltárt mészkőrétegsor átbuktatott helyzetű, meredek dőlésű. A Duna-Tisza közén jelentős márga-közbetelepüléseket tartalmaz, míg a Tiszántúlon (Biharugra, Doboz) a formáció feküjét alkotó tarka színű törmelékes, valamint a fölötte települő sötétszürke mészmárga, mészkő anyagú m vastag rétegsort Biharugrai Mészmárga Formáció néven különítjük el a Nagyharsányi Mészkőtől. Bércziné Makk (1996) szerint a formáció a Duna-Tisza közén is megjelenik (Kiskunhalas, Kiskunmajsa). A képződmény zöldalga alapján hauterivi korú. A Nagyharsányi Mészkőnek megfelelő képződmény az Erdélyi-középhegységben a Blidi Mészkő Formáció, amely a Nagyharsányi Mészkőhöz hasonlóan édesvízi (characeaes) mészkővel vészkőbe. A Blidi Mészkő feküjében, vagy annak hiányában felső-jura mészkövön a közel 100 m vastag Glavoiuli Formáció települ, ami vörösagyag- és bauxittömböket is tartalmazó, Calpionella- és zöldalgatartalmú mészkőtörmelékből és vörösagyagból áll. Ezzel egyidejű (valangini-hauterivi) a maximum 50 m vastag Hodobanai Formáció, ami bauxittömböket és helyenként mészkőtörmeléket is tartalmazó, tarka oopátos mészkőből és Calpionellopsis és Calpionellites biozónába tartozó sötétszürke mikrites mészkőből áll. Dragastan et al. (1986) szerint ez a képződmény megfeleltethető a Biharugrai Mészmárgának. Bauxit előfordulhat még a Glavoiuli Formáció fedőjében is. A folyamatos kifejlődésű Nagyharsányi Mészkővel szemben a Blidi Mészkő nem folyamatos képződmény. Az apti elején előbb a Gugui Breccsa majd az orbitolinás Eclejai Mészkő szakította meg, melyet az ammonitesz- 374

375 tartalmú hemipelágikus eredetű Eclejai Márga Formáció képződése követett. E fölött tér vissza az urgon fáciesű, ún. középső pachyodontás mészkő. A középső urgon szintet egy kavicsos, galukonitos homokkő és agyagos aleurolit rétegsor követte a késő-aptialbai korszakban. Ez a homokkő foglalja magába a mindössze 10 m vastag, lencseként megjelenő rudistás és korallos felső urgon szintet. A Nagyharsányi Mészkövet a Villányi-hegység térségében és a Duna-Tisza közén kétlépcsős gyors tengerszint-emelkedéssel (vagy a kompressziós hatásra kialakuló flexurális medence létrejöttével) éles litológiai váltással követte a hemipelágikus jellegű, ammoniteszt és plakton foraminiferát is tartalmazó Bissei Márga Formáció képződése a középső-albai vége felé (Bujtor 1989), vagyis akkor, amikor a Bihar hegységben a kavicsos, glaukonitos homokkő képződése is megkezdődött. A bólyi és nagybaracskai fúrások mellett nagy valószínűséggel ide sorolhatók a Duna- Tisza közén (Csátalján, Pusztamérgesen, Tompán és Üllésen) megfúrt márgarétegek is. Ennél keletebbre Bissei Márgát nem ismerünk. A Bóly-1 fúrás tárta fel az egyre mélyülő batiális medence jellegű Bissei Márga legvastagabb rétegsorát és az arra éles litológiai váltással települő Bólyi Homokkő Formáció kontaktusát, aminek bázisrétegei között nagyméretű kavicsokat is tartalmazó konglomerátum-szintek is megtalálhatók. Ide soroljuk még a Nagybaracska B-28 fúrásban feltárt 39 m vastag homokkőrétegeket is. Ez a flis ritmusú képződmény a pikkely- vagy takarófrontok homlokterében kialakuló, a takarók előrenyomulásával együtt északabbra helyeződő, már hivatkozott flexurális medence terméke. A formáció kora: késő-albai-kora-cenoman. Nem világos a Bólyi Homokkő és a Gátéri Formáció viszonya. A Gátéri Formációra jellemzőnek tekintett breccsarétegek miatt indokoltnak tűnik a kettő különválasztása, de időbeli átfedésük miatt - különös tekintettel a rokon mátrixra - a kettő közti átmenet fokozatos lehet. Az Üllés-ÉNy-3 fúrásnak az aleurolit- és márgarétegekkel tagolt cenoman breccsarétegeit - egyedül a Villány-Bihari-zónából - a Gátéri Formációba tartozónak tekintjük. Ennek alapján az a fontos következtetés is levonható, hogy a flexurális medence a Villány-Bihari-zóna területéről a Mecseki-zóna területére is áttevődött. Az Erdélyi-középhegységben a litológiailag a Bissei és Bólyi Formációval rokonítható agyagpala és durvatörmelékes képződmény kissé korábban jelent meg, mint a Villányi-hegységben és már a késő-albai idején felváltotta ezt a cenomára és a turonra is kiterjedő vörös, agyagos, palás aleurolit és homokkő váltakozású rétegsor, ami kőzettanilag talán megfeleltethető a Gátéri Formációnak, de a vörös szín alapján a Mecseki-zóna Vékényi Márgájával is rokonságban állhat. Mint látjuk, a 375

376 keresztrokonság a liász és alsó-dogger mellett a középső- és a felső-kréta képződményeknél is megmutatkozik. Az Erdélyi-középhegységtől északnyugatra, Margitta térségében, a Sinicolauiárokban (Chislaz és Abramut között), továbbá a Piskolt-Nagykároly-Szatmárnémeti paleogén egység területén (Visarion et al. 1979), melyet a fliszónához sorolnánk, felsőapti-középső-albai fekete márga, agyagpala, glaukonitos homokkő, konglomerátum és orbitolinás mészkőrétegsor ismert (Paraschiv 1979). Ez a rétegsor átmeneti jellegeket mutat a Bihar hegység Blidi Mészköve és Eclejai Márgája felé. Legszembetűnőbb közös elemük a kavicsos, glaukonitos homokkő. IV A felső-kréta üledékciklus A szenon képződmények szög- és eróziós diszkordanciával települnek a legkülönbözőbb korú aljzatra, olykor paleozóos, kristályos és nagyrészt triász-kréta üledékes kőzetekre. Az üledékgyűjtő medence kialakulása a korai szenonra tehető, a legidősebb medencekitöltő képződmények késő-santoni-kora-campani korúak. A medencét kitöltő campani-maastrichti korú összlet két területileg elkülönülő (106. ábra) típusa ismert, melyek heteropikus fáciesként értelmezhetők (Szentgyörgyi 1992). A Duna-Tisza köze déli és nyugati részén a rétegsor m vastagságú világosszürke, kavicsos, arkózás homokkő, konglomerátum, breccsa képződménnyel indul (Ágasegyházi Konglomerátum Formáció). A polimikt durva törmelék az aljzat granitoid és csillámpala, valamint mezozóos képződményeiből származik. A képződményből tengeri fosszilia nem került elő, mindössze kevés sporomorphát találtak. Szárazulati üledékgyűjtőben halmozódhatott fel. A durva törmelékes rétegekre éles határral m vastagságú sötétszürke kőzetlisztes agyagmárga, márga települ (Csikériai Márga Formáció). Olykor vékony, polimikt kavicsokat tartalmazó betelepülések tagolják. Erősen bioturbált, életnyomos. Inoceramus kagylók héjtöredékei mellett gazdag plankton foraminifera, nannoplankton és sporomorpha együttest tartalmaz. A fossziliák alapján pelágikus medence fácies, de az átülepített durva terrigén törmelék, valamint a szárazföldi növényi maradványok a közeli kiemelt vonulatok egyidejű létét jelzik. A márga rétegsorból folyamatosan fejlődik ki egy rendkívül változatos kőzetösszetételű, az agyagos és terrigén törmelékes komponens mellett jelentős mennyiségű biogén karbonátos szemcsét is tartalmazó képződmény (Bácsalmási 376

377 Formáció). Vastagsága a 100 m-t meghaladhatja. Gravitációs törmelékszállítással átülepített kavics-breccsa rétegek betelepülésként gyakoriak. A biogén mészkő rétegeket uralkodóan vörös-algák, echinodermaták, rudista kagylók és egyéb molluszkák töredéke és bentosz foraminiferák alkotják, a plankton alakok gyakorisága felfelé csökken. Bár a biogén kalkarenit átülepített szemcsékből áll, túlsúlyra jutása a sekély platformok előrenyomulására, a medence feltöltődésére utal (Haas 1987) ábra A szenon képződmények kifejlődési tetületei a Tiszai egység alföldi részén (Szentgyörgyi 1992 nyomán) A Duna-Tisza köze középső részén (106. ábra) durva breccsa rétegek felett uralkodóan homokkő és aleurolit váltakozásából álló m vastagságú rétegsorokat tártak fel (Mélykúti Homokkő Formáció). A Tiszántúlon (106. ábra) kisebb vastagságú uralkodóan szürke kőzetlisztes márga kifejlődésű, homokkő betelepülésekkel tagolt rétegsor mellett 1000 m-t elérő vastagságú homokkő-aleurolit váltakozásából álló rétegsort is feltártak (Körösi Formáció) (Szentgyörgyi 1985).

378 Ezek a terrigén törmelékes tengeri kifejlődések a medence süllyedési tengelyében halmozódtak fel, a medencét szegélyező kiemelt vonulatokról származó, gravitációs üledékszállítással átülepített törmelékanyagból. A kréta végén lezajlott hegységképződési epizód során a tengeri üledékképződés a Villányi-Bihari zónában ismét megszűnt. A paleogén képződmények hiányoznak. A kréta végi orogenezishez kapcsolhatók a banatit asszociáció kőzetei, melyek az Alföld aljzatának néhány fúrásából ismertek (Szederkényi 1984), de az Erdélyi-középhegységben a felszínre is bukkannak. A pregosaui szekezeti fázist követően kialakult felső-kréta üledékciklus alapvonásaiban (a képződmény jellege és képződési ideje) megegyezik a mecsekizónabelivel, bár helyzetéből adódóan köztük eltérések is adódnak. A kőzettani felépítésbeli rokonság mellett a két zóna és a két üledékciklus közös eleme, hogy északkeleti irányban mindkét esetben elmélyülő árokkal, illetve medencével van dolgunk. Ugyanakkor két fontos különbség is említést érdemel. A Bácsalmási Formációban sekélytengeri környezetből származó biogén törmelék alkot tekintélyes vastagságú mészkőtestet, továbbá, hogy a Villány-Bihari-zónában a legmélyebb, flis jellegeket is mutató képződmény fölött sem található paleogén üledék. Az üledékciklus kezdőtagja itt is a szárazföldi-folyóvízi fáciesű Szanki Konglomerátum Formáció, amelyet jobbára breccsa megjelenésben a zóna délnyugati végétől Komádiig számos ponton (Bácsalmás, Mélykút, Kiskunhalas, Szank, Komádi) harántolták a fúrások, maximum 180 m-es látszólagos vastagságban. A Szanki Konglomerátumot a zóna délnyugati felén az inoceramusos-globotruncanás Csikériai Márga fedi, benne alárendelten aleurolit- és homokkő-, ritkán konglomerátumközbetelepüléssel, melyben gránit is előfordul. A sekélybatiális lejtő eredetű, ugyanakkor partközeli képződmény a Duna-Tisza közén általános elterjedésű (Csávoly, Kiskunhalas, Szank, Csikéria stb.). Legnagyobb látszólagos vastagsága 120 m. Kora: kora-campani. A Csikériai Márga fedőjében, illetve annak heteropikus fácieseként jelenik meg maximum 200 m-es látszólagos vastagsággal a Bácsalmási Formáció, amely sziliciklasztos és biogén karbonátos eredetű törmelék változatos eloszlású keveréke, benne a rendszeresen megtalálható konglomerátummal és slump szerkezettel. Előfordulása a Duna-Tisza közének délnyugati részére korlátozódik, ahol általános elterjedésű (Csávoly, Bácsalmás, Kiskunhalas). Kora: campani, esetleg maastrichti. A kavics-közbetelepülések a még (vagy már újra?) aktív pikkely vagy takarófrontok közelségét jelzik (Haas 1998). 378

379 A Tiszántúlon és a Duna-Tisza köze keleti részén a Szanki Formáció fedőjében sötétszürke agyagmárga, valamint aleurolit és homokkő váltakozásából felépülő, Körösi Formáció néven ismert rétegsor települ, amely szétválaszthatatlanul összefogazódik a Csikériai Márgával. A flis jellegeket (konvolúció, laminált rétegzés) is mutató képződmény jelenlegi látszólagos vastagsága eléri az 1000 m-t is. Ennek keletkezése ugyancsak a torlódásos öv előterében történt. Szentgyörgyi (in: Császár et al. 1993) szerint a magyar-román határ közelében, Komádinál a rétegsor egyre inkább a gosaui fácies jellegeit mutatja, amelyeket az Erdélyi-középhegységben általánosan elterjedtnek tekintenek. Az Erdélyi-középhegységben ugyanakkora gosaui fáciesű rétegsor mellett heteropikus módon a flis jellegű képződmények is jelen vannak (Lupu 1984). Az erdélyi-középhegységi Király-erdőn és a Bihar hegységben valamint a Codrui-takarórendszer Várasfenesi-takarója fölött jelentős maradványai ismertek a Gosau típusú felső-kréta rétegsornak. A Szanki Konglomerátummal azonosítható képződményt csak a Borodi- és a Rosiai-süllyedékből említik, és a coniaci emeletbe sorolják (Bleahu et al. 1981). Ennek fedőjében, illetve közvetlenül kristályos kőzetekre is települően különböző kőzettípusok, mint rudistás mészkő, actaeonellás homokkő és inoceramusos márga váltakozásából álló rétegsor található, ami a zóna magyarországi részén egyáltalán nem ismert. A transzgresszív jellegét még a kora-maastrichtiben is megőrző tengerbe a campani korszakban tufaszórás történt, ami már a banatitos magmatizmushoz köthető. A neogén alatt, a kristályos blokkok között a magyar-román határ közelében, flis típusú felső-kréta képződmények őrződtek meg Nagyváradtól északra a Sinicolaui és Tusnad-Sattól (Tusnád) északnyugatra a Galospetreu-Mecentiuiárokban (Paraschiv 1979). 379 IV Felső-senon-paleogén banatitok A magmás tevékenység az Erdélyi-középhegységben és a Vajdaságban már a késő-senon idején megkezdődött, aminek eredményeként vulkáni-üledékes rétegsor jött létre. A Villány-Bihari-zóna magyarországi részén a banatit magmatizmusnak nem ismertek nyomai, de a határon túli területeken jelentős súlyt képviselnek ezen a zónán belül. A magmás tevékenység messze túlnyúlik nem csak a Bihari-parautochton területén, hanem az Erdélyi-középhegységen is, de ezúttal csak az előbbire kívánunk koncentrálni. A gyors lehűlés következményeként az intruzív kőzetek sorában granodiorit, diorit és dioritporfír egyaránt megtalálható. Az Erdélyi-középhegység déli

380 részével szemben, ahol csak intruzívumok ismertek, a Bihari-parautochton területén, vagyis a magmatizmus helyi központjában - az intruzív testek mellett lávafolyások, ignimbrit, cinerit és kőzettelérek egyaránt megtalálhatók. Számos kisebb intruzív test mellett a Pietroasai- és a Budereasai-masszívum a legjelentősebb. A banatitos effuzív magmatizmus helyi központja a Vlegyászai-masszívum, ahol, az elején még vulkániüledékes rétegsor első (krétabeli) fázisában andezites és riolitos összetételű kőzetek kerültek a felszínre, benne ignimbrit is. A második (larami) fázishoz főként intruzív tevékenység tartozott, amelynek telérkőzetei riolitos és dácitos összetételűek. IV Eocén üledékciklus A Villány-Bihari-zóna magyarország területén nem ismeretes ide sorolható képződmény. Az Erdélyi-középhegységtől északkeletre, a Meszes és a Prelucaihegységek között, az Erdélyi-medence északi peremén szárazföldi durva szemcséjű törmelékkel [Jiboui (Zsibói) Formáció] induló üledékciklus a törmelék finomodásával brakkvízi, majd evaporitos üledékbe vált át. Az ÉNy-DK-i irányú medence tengelyvonalában.a középső-eocénben jobbára törmelékes, alárendelten Nummulites perforatus fajt tartalmazó, karbonátos sekélytengeri üledék képződött, mely a későeocénben mélytengeri, finomtörmelékes üledékbe ment át. Popescu (1984) szerint a transzgresszió északnyugat felől érkezett. Az Erdélyi-középhegység keleti peremén a fenti eocén rétegsorra tektonikusan települ a felső-kréta gránit. 380 IV Oligocén-miocén üledékciklus A zónában oligocén képződmények kizárólag az Erdélyi-középhegységtől keletre és északkeletre eső területen, az eocén képződmények fedőjében fordulnak elő. Az ősföldrajzi viszonyok megváltozásának eredményeként a miocénbe átvezető új üledékciklus szárazföldi és elegyesvízi törmelékes üledékei a Meszes környezetében, míg az ugyancsak sziliciklasztikus, de tengeri képződmények a Prelucai-hegység környezetében fejlődtek ki. A transzgesszió északi-északkeleti irányból érkezett. IV Békés-Codrui-zóna A BékésCodrui-zóna a Villány-Bihari és a Kisbihari-zóna között helyezkedik el. Mind északnyugati mind délkeleti határát takarófrontok szabják meg, vagyis északnyugati irányban ez van rátolva a Villány-Bihari-zónára, délkeletről pedig erre van feltolva a Kisbihari-takarórendszer. Az Erdélyi-középhegységben tekintélyes számú

381 (legalább 9) takaróra tagolt (túltagolt) a takarórendszer a Bihari-parautochton környezetében, melyet néhány km széles pásztára összeszűkülve félig körül is ölel. Itt van egyúttal a takarórendszer keleti elvégződése is. A zóna nyugati lehatárolása - a korábban már ecseteltek szerint - a Szalatnaki-mélytörésen túl bizonytalan. A takarós, pikkelyes szerkezeti felépítés miatt a képződmények üledékciklusokba csoportosíthatósága nagyfokú bizonytalansággal terhes. Úgy tűnik, hogy felső-karbon üledékciklusnak maradványai csak a magyarországi területen vannak. A perm a zónában a codrui takarók esetében a triásszal nagy valószínűséggel, de két-három takaró esetében esetleg a jurával is közös üledékciklust alkot. Mindamellett az sem zárható ki, hogy a tenger alatti üledékhézagokon keresztül egyes takarókban az üledékciklus a krétáig is felnyúlik. A karbon üledékciklusról és a mezozoos üledékciklus permi szakaszáról már a terrénumok kapcsán szó esett. Az intenzív szénhidrogénkutatásnak köszönhetően a Békési-medencében két takarót (Pusztaszőlősi- és Tótkomlósi-) sikerült elkülöníteni. IV Triász-alsó-kréta üledékciklus A gyenge ismeretességi viszonyok miatt a zóna magyarországi részén egyik mezozoos rendszernek sem ismerjük a teljes rétegsorát, ezért a litosztratigráfiai felosztás is szükségszerűen elmarad a kívánatostól, esetenként még a lehetségestől is. Az ismerethiány egyáltalán nem jelenti azt, hogy egyik rendszer sem teljes. Mindazonáltal azt tudjuk, hogy a triász transzgresszíven települ alsó-permi (Tótkomlós- 1 fúrás), vagy idősebb képződményekre. A hivatalos litosztratigráfiai megnevezés szerint a báziskezdő képződmény a Jakabhegyi Homokkő Formáció, amit kizárólag a Békési-medencéből (Tótkomlósról és Dombegyházáról) ismerünk közel 60 m vastagságban (107. ábra). Idesorolható képződmények - a Werfeni Formációba összevontan - a Codrui-takarórendszeren belül az alábbi takarókban jelennek meg: Valányi-, Várasfenesi-Ferice-Girdai-, Dieva-Batrinnescui-, Momai- és talán az Aranyosfői-takaró. Közülük csak a Dieva-Batrinnescui-takaróból nem említenek konglomerátumot. A Vajdaság északi részéről ide tartozik a külön megnevezés nélküli, cikluskezdő, rózsaszínű vagy fehéres kvarckonglomerátum és homokkő. A középső-triász legidősebb, a karbonátplatform felé átvezető képződménye a zónán belül szét nem választott sekélytengeri-partszegélyi Patacsi és a sóslagúna eredetű Hetvehelyi Formáció, amelyek együttes látszólagos vastagsága a Szegedimedencében (Algyő, Forráskút, Ruzsa, Szeged stb.) 390 m, míg a Békési-medencében 381

382 (Makó, Csanádapáca, Pusztaföldvár stb.) a Jakabhegyi Homokkő fölött csupán max. 175 m. Anisusi korát a Meandrospira pusilla igazolja. Ugyancsak szétválaszthatatlan módon jelen vannak ezek a képződmények a Codrui-takarórendszer mindazon takarójában, amelyekben a Jakabhegyi Homokkő is említésre került. Hasonló a helyzet a Vajdaság északi részén (Bajsa és Crna Bara) is, bár ezeket még az alsó-triászba sorolták (Canovic & Kemeneci 1988). A Békés-Codrui-zóna sajátos képződménye a félig elzárt, sekélylagúna fáciesű, sötétszürke, breccsás Szegedi Dolomit Formáció, amely mind a Szegedi-, mind a Békési-medencében számos (50, ill. 10) fúrás igazolt, az előbbiben mintegy 680 m-es, az utóbbiban 145 m-es maximális látszólagos vastagságban. Kora: anisusi-iladin. A Szegedi-medencében ennél fiatalabb mezozoos képződmény nem ismert. Az Erdélyiközéphegység Codrui-takarórendszerén belül 2 takaróban és 1 takarófoszlányban található a Szegedi Dolomittal többé-kevésbé azonosítható képződmény, amit Sohodoli Dolomitként ismerünk, a Valányi-, Várasfenesi-takaróban és a Corbestitakarófoszlányban. A sötétszürke betelepülés alapján ezzel rokon az uralkodóan világos tónusú dolomit, amelyet a Dievai és Aranyosfői-takaróban Bulzi Dolomitnak neveznek. A Vaskói-takaróban és a Vajdaságban ugyanakkor az alsó-anisusiban világosszürke, biodetrituszos mészkő és dolomit fejlődött ki, melyet alpi analógiák alapján Steinalmi Mészkőnek hívnak. Leggyakoribb ősmaradványa a zöldalga, a foraminifera és a crinoidea. A Békési-medencében a Szegedi Dolomit fedőjében a Csanádapácai Formáció települ kb. 550 m maximális vastagsággal, amely azonban két eltérő kifejlődésű tagozatra oszlik, és Teleki et al. (1994) szerint ez az Aranyosfői-takaró része. A Dasycladaceával igazolt, felső-ladint képviselő, lagúna fáciesű alsó tagozata szürke, gyűrt palás márga és mészkő (Csanádapáca, Tótkomlós). A codrui takarók többségében (Valányi-, Várasfenesi-Ferice-Girdai-, DievaBőrrinescui-, Momai-, Aranyosfői-) és a Vajdaságban is ebben a szintben a Reiflingi Mészkővel analóg - itt többnyire Rosiai Mészkőnek nevezett - medence fáciesű, radioláriás, sötétszürke, fekete márga és dolomitos, többnyire tűzkőlencsés mészkő jelenik meg. A codrui takarókon belül jellemző még a daonellás pala. A Momai-takarón belül a legváltozatosabb a litológiai összetétel. Ezeket együttesen Izbuci Formáció néven említik. A Csanádapácai Formáció wettersteini típusú karbonátplatformjának lagúna kifejlődésű felső tagozata barnászürke, majd fehéresszürke dolomitból, alárendelten dolomitos mészkőből áll. Ez a Békési-medence általánosan elterjedt képződménye (Csanádapáca, Kaszaper, 382

383 Medgyesegyháza., Pusztaszőlős, Pusztaföldvár, Tótkomlós). Jellemző ősmaradványa a zöldalga (Diplopora annulata és Gyroporella cf. ampleforata), valamint a Hydrozoa. Bércziné (1998) minősítése szerint a formáció a nori emeletig is felnyúlik ábra A Békés-Codru-zóna néhány jellegzetes triász rétegsorának táblázata Jelmagyarázat: PA = Patacsi Aleurolit F., SZD = Szegedi Dolomit F., WK = Werfeni Kvarcit F., WP = Werfeni Pala F., SD = Sohodoli Dolomit F., RgM = Ramingi Mészkő F., OB = Oberrhaltkalk, KF = Kösseni F., TD = Tarcaitai Dolomit F., BD = Bulzi Dolomit F., ReM = Reiflingi Mészkő F., SM = Steinalmi Mészkő F., Cr = olenyoki (campili) rétegek A Codrui-takarórendszeren belül az Erdélyi-középhegységben a Csanádapácai Formáció dolomit tagozatának szintjében alárendelt a platformkarbonát, többségében folytatódik a medence fáciesű üledékképződés. A Valányi-takaró Bihar hegységi részén a karni breccsás mészkövet a Wettersteini Mészkővel azonosítják, míg a fehér dolomitot Obarsia Izvorului Formációnak nevezik. A Dievai-takaróban a Claptescui Dolomit, amelyben perihalobiás lumasellalencséket tartalmazó mészbetelepülések vannak, a Csanádapácai Formáció felső, dolomit-szintjével párhuzamosítható. A Corbeti-pikkelyfoszlányban (outlier) ebben a szintben a pelites Ramingi Mészkő és az Opponitzi