Futóhomok területek geomorfológiai vizsgálata a Duna-Tisza közén 1

Futóhomok területek geomorfológiai vizsgálata a Duna-Tisza közén 1 Kiss Tímea 2 Tornyánszki Éva 1. Bevezetés A Kiskunság jellegzetes formáit és élıvilágát egyik legszebben bemutató terület a Kecskeméttıl nyugatra található Fülöpházi Homokbuckák. Terepi bejáráskor egymásba olvadó, zegzugos, utólagos szélmarásokkal tarkított táj látható, ahol kevés kivételtıl eltekintve nem egyszerő felismerni és azonosítani a különbözı korú, egymásra épült formákat. Ezért felvetıdött, hogy a terepi bejáráson túl milyen geoinfomatikai módszerekkel lehetne a formákat biztosabban azonosítani, illetve az egyes formák lehatárolását automatizálni. A kutatás során célunk, hogy a fenti terület eolikus formáit hagyományos geomorfológiai térképezéssel feltárjuk, illetve az eredményeket összevessük a geoinformatikai feldolgozás eredményeivel, így a formák terepi, sokszor szubjektív lehatárolását objektívebbé tegyük. 2. A mintaterület A kutatás helyszínéül a Duna-Tisza közének változatos felszínő, de homogén egységet alkotó, aktív futóhomokos foltokkal jellemezhetı részterületét választottuk. A gyér növényzető, homokformákban bıvelkedı mintaterület a Kiskunsági Nemzeti Park területén található, Fülöpháza közelében. A mintaterület északi és nyugati határát ott jelöltük ki, ahol a formák ellaposodása jellemzı, míg keleten a Kiskunsági Homokhát szikes tavai határolják. A terület déli határát az 52-es fıútnál húztuk meg, ami bár kettévágja az akkumulációs homokmezıt, de az úttól délre lévı részt a sőrő erdı miatt nem tudtuk a terepen pontosan feltérképezni. 2.1. Homokmozgások, tájváltozás A hordalékkúpon homokmozgások egyidıben léteztek a fluviális tevékenységgel, ahogyan ezt a fúrásokból elıkerült mélyben-fekvı futóhomok rétegek is bizonyítják (Borsy et al. 1987, Borsy 1989). A legkiterjedtebb futóhomokmozgás azonban minden valószínőség szerint a würm második felétıl, kezdıdött, amikor a Duna és mellékfolyói lecsúsztak a hordalékkúpról és egyre mélyebbre vágódtak be annak nyugati oldalán (Borsy 1991). Helyenként hatalmas deflációs mezık és laposok, szélbarázdák, garmadák és maradékgerincek jöttek létre, a kifújt homokanyag a deflációs laposoktól D-DK-re akkumulációs homokmezıkben halmozódott fel (Lóki et al. 1995). A holocén elejére a formák megkötıdtek, homokmozgások a boreális fázisban fordulhattak elı újra (Borsy 1989). Ekkor a homokmozgásokkal érintett területek és a létrejött formák is kisebbek voltak, mint a glaciális idıszak végén, s ekkor minden valószínőség szerint az akkumulációs homokmezıkön, illetve a magasabb fekvéső homokszigeteken mozgott a homok. Fúrások alátámasztják, hogy ekkor számos korábbi forma elpusztulhatott, illetve több helyen a nagy akkumulációs homokmezık délebbre nyomultak (Borsy 1977). Az atlantikus fázis hővösebb, csapadékosabb klímája gátolta az intenzív homokmozgásokat, a szubboreális fázisban 1 A kutatást az OTKA 37249 sz. pályázata támogatta. 2 SZTE Természeti Földrajzi és Geoinformatikai Tanszék, 6722-Szeged, Egyetem u. 2-6. Tel/fax: 06-62-544-158, e-mail: kisstimi@earth.geo.u-szeged.hu

a homokformák mozgása gyakorlatilag teljesen megszőnt, esetleges mozgások az emberi tevékenységhez köthetıen fordultak elı. Így 18-19. századi erdıirtások és túllegeltetés hatására Borsy szerint (1991) bekövetkezett egy kisebb homokmozgás, amely átformálta a felszínt. A 18. század második felének felszíni viszonyairól az I. katonai felmérés térképszelvényei adnak némi információt. A homokbuckák nagy részét ábrázolták, a mintaterület csupasz, fátlan területként jelenik meg. Biró és Molnár (1998) tájtörténeti kutatásai szerint az intenzív legeltetésnek és a velejáró tiprásnak, illetve a gyér növényzetnek köszönhetıen a szél ebben az idıben akadálytalanul mozgásba hozta a homokot, amit tetéztek a 18. század végén bekövetkezı szokatlanul száraz és forró évek. A III. katonai felmérés térképén a buckák ÉNy-DK-i irányú rendezıdése jól kivehetı. A korábbi állapotokhoz képest az erdık területe növekedett, míg a gyepeké csökkent, hiszen a 19. század második felében az erdısítés újabb lendületet vett. A homokmegkötés legnagyobb akadálya a továbbra is külterjes jellegő legeltetés volt (Biró és Molnár 1998). Ugyanakkor a települések terjeszkedése, a szántók, szılık és gyümölcsösök fokozottabb megjelenése is jelentıs volt. A 20. század elsı felében a mintaterület keleti határán lévı tavak lecsapolása és a mocsaras területek eltőnése megindult (Keveiné et al. 2004), egyre nagyobb területek kerültek mezıgazdasági mővelés alá. A legelık nagy részét szántóföld, illetve takarmánytermesztés céljára beszántották, a homokbuckás területeken pedig szılı- és kertkultúrát alakítottak ki. Az 1950-es években a kisparaszti gazdálkodási forma fokozatosan megszőnt a tanyavilág felszámolódása miatt (Biró és Molnár 1998). A futóhomokos területek fenyıvel történı fásítása 1947-tıl, az 1960-as években a nagyüzemi szılıtermelés kapott nagyobb lendületet. Miután a nagytáblás területhasznosítás az akkumulációs mezıkön ütközött a legnagyobb nehézségbe, ezért a tanyasi gazdálkodás (legeltetés) itt maradt meg legtovább, ezzel lehetıvé téve a nyíltabb gyepek késleltetett záródását. Azonban az állattartás visszaszorulása, valamint az erdık szélfogó hatása miatt a gyepek záródása megindult (Biró és Molnár 1998). Az 1980-as évektıl a klimatikus változások, a talajvízszint süllyedése és a társadalmi átalakulás jelentette a növényzeti változások fı okát. Ezek eredményeképpen az 1980-as évek vége óta egyre több szántó- és szılıterületet hagytak fel. A szárazodás következményeként a tavak és zsombékosok kiszáradtak, megváltozott a területhasznosítás (Lóki 1994, Kovács és Rakonczai 2001, Mucsi és Kovács 2005). 2.2. Mezoformák A Duna-Tisza közének északi részén ÉNy-DK irányban húzódó homokbuckák kisebbnagyobb megszakításokkal az uralkodó ÉNy-i szél irányával párhuzamosan rendezıdnek. Genetikájukat elıször Cholnoky írta le (1902). A Duna-Tisza közén a parabola-buckacsoporthoz tartozó formák uralkodnak, jól lehatárolható mezıket alkotva. Ennek egyik formája a szélbarázda, ami akkor képzıdik, mikor a homokfelszínt nem védi zárt növénytakaró, és a kiszáradt homokot elkezdi hordani a szél (Cholnoky 1902). Ezek a mélyedések változatos méretőek és alakúak lehetnek, ráadásul az egymáshoz közeli területeken is nagy különbségeket tapasztalhatunk, ahol a növényzet jobban védte a felszínt hosszúkás, keskeny szélbarázdák jöttek létre. Borsy (1991) kutatásai szerint a szélbarázdákban felgyorsuló szél nagy erıvel támad annak tengelyvonalában, illetve a barázda szélverte lejtıjén, így az fokozatosan hátrább tolódik. Az oldallejtıket védı növényzet hatására a szél lelassul, így eróziós ereje is kisebb lesz. Ez egyrészt az oldallejtı felsı részének nagyfokú meredekségét, másrészt a forma elnyúlását vonja maga után. Ahol a homokfelszínt kevésbé védi növényzet és a szél oldal irányban is erodálhatott, ovális alakú mélyedések képzıdtek. A nagyobb munkavégzı képességő szelek szélbarázda sorokat is létrehozhattak. Ebben az esetben 2

az összekapcsolódott szélbarázdákat alacsony hátak választják el egymástól. A szélbarázdák mellett deflációs mélyedések, laposok is jellegzetesek a Duna-Tisza közén. A formacsoport másik jellegzetes tagja a maradékgerinc, amely szélbarázdák közötti szélesebb-keskenyebb, deflációs eredető gerincet jelenti (Kádár 1935). A maradékgerincek az eredeti felszín magasságára utalhatnak, azonban a homok többszöri mozgásba lendülése miatt a maradékgerincek elpusztulhattak és újabbak képzıdhettek helyettük. A szélbarázdák felhalmozódott homokanyaga garmadát képez (Cholnoky 1902). Borsy kutatásai szerint (1991) a Duna-Tisza közén a garmadák tengelyvonalának hossza nem több 250 méternél, de magasságuk tekintélyes lehet (max. 14-16 m). A buckafejlıdés módjából következıen az egyenes lejtıjő luv oldal általában 5-17 -os, míg a lee oldalak zömében 12-25 meredekségőek. Borsy parabola alakú garmadákat is leír a területrıl. A garmadák rendszerint zárt mezıkbe torlódtak, amelyek szél felıli oldalán jól látható a deflációs terület, ahonnan a homokanyag származik. 3. Módszerek A terepi térképezés során felmértük a terepen található mezoformákat (szélbarázda garmada maradékgerinc). A térképezésnél a garmadák azonosítása leginkább a luv és lee oldalak alapján történt, míg maradékgerincként értékeltük azokat a szélirányban megnyúló formákat, amelyek mindkét oldala azonos lejtıszögő volt és nem kapcsolódtak garmadákhoz (ebben az esetben ugyanis a garmada szára és a maradékgerinc elhatárolása nem lehetséges). Szélbarázdaként értékeltük a fenti formák közötti mélyedéseket. A formák precíz elhatárolását nem tartottuk lehetségesnek, hiszen nem ismertük azt a magasságot, ami az eredeti felszínt jelenthette volna. A fenti, elsıdleges formák mellett u.n. másodlagos formákat is térképeztünk, amelyek utólagos szélmarásnyomok voltak a buckák tetején illetve az utak mentén. A digitalizáláshoz 1:10000-es méretarányú EOTR szelvényeket használtunk fel, amelyeket ArcView 3.3-as szoftverrel dolgoztuk fel. A digitális domborzatmodellt a szintvonalakat és magassági pontokat tartalmazó fedvények alapján készítettük el. A geoinformatikai elemzés során a keresztmetszeteket rajzoltunk, illetve kitettségi, lejtıkategória térképeket készítettünk. 4. Eredmények 4.1. A terepi térképezés eredménye A mintaterületen a mezoformák közül a legegyszerőbben a garmadákat tudtuk elkülöníteni (1. ábra). A kialakulásukkor uralkodó széliránynak megfelelıen tengelyeik ÉNy- DK-i irányúak. Magasságuk 10-14 m között változik, gerincvonaluk rendszerint 300-450 m hosszú. A luv oldal átlagosan 5-10 -os lejtéső (max. 12 ), míg a lee oldalaik 15-20 -osak (max. 30 ). A buckák átbukási vonala rendszerint nem éles, sıt néha kifejezetten lapos. Terepi tapasztalataink szerint a garmadák egy része elszakadt szélbarázdájától, hiszen a mintaterület déli illetve nyugati felén garmadamezıbe tömörülnek. Ugyanakkor a mintaterület északkeleti részében buckanyom-vonulat kapcsolja össze néhány garmada szárait, ami arra utal, hogy a forma fiatal, és viszonylag nedves körülmények között alakult ki. A garmadák mögött a szélbarázdák rendkívül változatos alakban és méretben figyelhetıek meg a területen. Ezek a negatív formák néhol jobban elnyúlt alakot öltenek, míg másutt oválisak. Mélységük 1,5-2,5 m közötti, tengelyük az uralkodó széliránnyal párhuzamos (150-200 m). Ott jelöltük be ezeknek a formáknak a határát, ahol a növényzet jellege 3

megváltozott, azaz a nedvességkedvelı társulásokat szárazságtőrıbbek váltották fel. Ugyanakkor ez az elhatárolási mód nem tökéletes, hiszen vannak magasabb talpú mélyedések is. Másodlagos szélbarázdák rendszerint kisebbek (25-30 m), látszólag változatos szélirányokat feltételeznek, azonban alakjuk inkább kapcsolatba hozható az emberi hatásra felszakadó gyepfoltok alakjával. A formaegyüttes harmadik tajga a maradékgerinc, amely jól elkülöníthetı formában alig van jelen a mintaterületen. Magasságuk igen változó (1-2 m), gerincvonaluk az ÉNy-i széliránnyal párhuzamos. Lejtıszögeik nem mutatják a luv-lee irányt. Sokuk kapcsolódik garmadához, de önálló szélbarázdával rendelkezı maradékgerincek is találhatók a területen. A mintaterület DNy-i része a formák fokozatos ellaposodásával és a közel egységes magassággal jelzik egy másik, a szél deflációs tevékenységének köszönhetıen kialakult formát, a deflációs lapost. A jellegzetesen a Duna-Tisza közén elıforduló forma magasságkülönbségei és esetleges formái erısen elmosódottak, hiszen a mintaterületen ezek korábban mind mezıgazdasági mővelés alatt álltak (szılı, szántóföld). Jelmagyarázat Maradékgerinc Garmada Áthordási vonal Szélbarázda Deflációs lapos Másodlagos szélmarás Szintvonal Kiindulási felszín 0 100 200 400 600 800 Méter 1. ábra: Terepi felmérésen alapuló geomorfológiai térkép a terület DNy-i részérıl 1: garmada; 2: garmadaszárak közötti szélbarázda; 3: deflációs lapos 4.2. A digitális domborzatmodell elemzése A geomorfológiai térképen ábrázolt formákat bedigitalizálva, majd a DDM-re vetítve megvizsgáltuk, hogy a mintaterület eolikus formái ott vajon elkülöníthetıek-e, illetve határaik pontosíthatók-e. A domborzatmodellen jól kirajzolódik az élénk felszínő, eolikus formákkal borított terület, illetve a körülötte lévı laposabb térszín (2. ábra). 4

3. 1. 2. 123 m 105 m 2. ábra: A digitális domborzatmodellen megjelenı formák. 1. garmada; 2. szélbarázda, maradékgerinc; 3. deflációs lapos A domborzatmodellbıl elıállított keresztmetszetek segítségével (3. ábra) elkülöníthetıvé váltak a jellegzetes morfológiai zónák is. 3. ábra: A mintaterület ÉNy-DK irányú keresztmetszete (1) A terület központi részén a garmadák összetorlódása és összeolvadása jellemzı. Ez a garmadamezı 112 m felett fekszik, a formák környezetüknél 8-10 méterrel magasabbak, ezért érzékenyebben reagálhatnak a nedvességi viszonyok változására, így a sérült növényzető buckatetıkön ma is aktívan formálódó homokfoltok találhatók. (2) A fenti akkumulációs mezı szélén, alacsonyabb helyzetben (110-115 m) a formacsoport egyes tagjai elkülönülnek, 5

ugyanakkor alacsonyabbak is. A magasabb nedvességi viszonyokra utal a buckanyom-vonulatok megléte. Ez a mezı a mintaterület északi felében a legkiterjedtebb, tehát transzportációs zónaként is értelmezhetı. (3) A legkülsı sávban a terület ellaposodásával (110 m alatt) a mezoformák elmosódása figyelhetı meg. A kiterjedt deflációs lapos táplálhatta a buckamezıt, így eróziós (deflációs) zónaként definiáltuk. A DDM-bıl kiemelt formákon az alaptérkép pontatlansága miatt a másodlagos szélmarás-nyomok nem jelennek meg, noha ezek a terepen viszonylag könnyen felismerhetık. Ugyanakkor a domborzatmodell elınyének tekinthetı, hogy a terepen nehezen áttekinthetı formák itt könnyen elkülöníthetık (4. ábra), térbeli rendszerük elemezhetı. Minden további morfometriai vizsgálat (lejtıszög, kitettség) kiindulási alapjául ez a grid szolgált. 1. 2. 3. 1123 m 1105 m 4. ábra: A domborzatmodellen megjelenı formák: 1: garmada az átbukási vonallal; 2: maradékgerincek és gerincvonaluk között elnyúló szélbarázda; 3: deflációs lapos határvonalával 4.2.1. Kitettségi viszonyok A domborzatmodellre futatott kitettségi viszonyokat bemutató alkalmazás (5. ábra) eredményének vizsgálatához itt is a geomorfológiai térképet használtuk fel kontrollként. Az egész mintaterületre vonatkozó kitettségi térkép érdekes eredményt mutatott, ugyanis a mezoformák hullámszerő (DNy-ÉK) elrendezıdését rajzolta ki, amelynek okát további kutatásoknak lehet feltárni. Jelmagyarázat 5. ábra: Kitettségi térkép a mintaterületrıl É ÉK K DK D DNy Ny ÉNy Mintaterület A kitettségi térképek segítségével a garmadák átbukási vonala jól meghatározható (6. ábra), azonban a garmada alsó határvonala nem rajzolódik ki ilyen egyértelmően. A kitettségi 6

viszonyok szépen szemléltetik a luv és lee oldalak szembenállóságát, hiszen míg a luv oldalak legfıképpen ÉNy-i, É-i és Ny-i kitettségőek, addig a lee oldal tengelyvonalhoz legközelebb esı része egyértelmően D-i, DK-i és K-i kitettségő. 1. 2. 3. Jelmagyarázat É ÉK K DK D DNy Ny ÉNy Garmada Áthordási vonal Szélbarázda tengelye 6. ábra: A formák megjelenése a kitettségi térképen: 1: garmada; 2: szélbarázda egy garmada mögött; 3: maradékgerincek A szélbarázdák jellegzetesen Ny-i és É-i kitettségő, hosszan elnyúló foltokként jelennek meg, hiszen fokozatosan magasodnak a tılük DK-re lévı garmada irányába. Ugyanakkor a maradékgerincek határozott ÉNy-DK-i irányuk miatt jellegzetesen délies/keleties kitettségőek. A kitettségi térkép segítségével meghatározhatók ezeknek a formáknak a tengelyei, viszont határvonaluk kijelölése hasonlóképpen a garmada határvonalának meghatározásához nehézkes és szinte csak a geomorfológiai térkép felhasználásával lehetséges. A deflációs lapos azonosítása kitettségi térkép segítségével nem lehetséges, hiszen túlságosan kis reliefő. 4.2.2. Lejtıszög viszonyok A terepen néhány forma esetén megmértük a lejtıszöget, ugyanazokra a formákra a DDM is hasonló értékeket adott. Ezen a térképen a mintaterület zónái szépen elkülönülnek, hiszen míg a középsı, akkumulációs zóna a legváltozatosabb lejtıviszonyokkal jellemezhetı, addig a deflációs terület egységesen kis lejtıszögő (7. ábra). 7

Jelmagyarázat Lejtı kategóriák 0-1,01 1,02-2,16 2,17-3,39 3,40-4,69 4,70-6,14 6,15-7,80 7,81-9,89 9,90-13,14 13,15-18,50 Mintaterület 7. ábra: Lejtıszög ( )viszonyokat bemutató térkép Egy garmada lejtıviszonyait vizsgálva (8. ábra) sávként rajzolódik ki az átbukási vonal, amely az igen eltérı meredekségő luv és lee oldalakat választja el, tehát inkább buckatetırıl beszélhetünk. Borsy Z. (1991) tanulmányában leírtakkal szemben a forma a meredeksége kisebb (lee: 10-16 ; luv: 5-8 ). A különbség feltételezhetıen a formák kisebb méretének tulajdonítható. A garmadák alsó határvonalának meghúzásában némi segítséget ad a lejtıkategória térkép. Ha a lejtıviszonyokat vesszük figyelembe, akkor a terepen készített geomorfológiai térképen berajzolt határvonallal szemben itt jobban kihúzódik a garmada határa, így a lee oldal meghatározásában támpontként szolgálhat. A szélbarázdák alja a garmadák elhelyezkedésének ismeretében viszonylag jól kivehetı, mivel egy közel sík részt egy nagyobb meredekségő hosszúkás vagy ovális alakban övez lejtı. A fokozatos átmenet miatt a szélbarázda határvonala összeolvad a garmada határvonalával (8. ábra). 1. 2. 8

3. Jelmagyarázat Lejtı kategóriák 0-1,01 1,02-2,16 2,17-3,39 3,40-4,69 4,70-6,14 6,15-7,80 7,81-9,89 9,90-13,14 13,15-18,50 Szélbarázda Garmada Áthordási vonal 8. ábra: A formák megjelenése a lejtıkategória térképen. 1: garmada; 2: szélbarázda egy garmada mögött; 3: deflációs lapos 5. Összegzés A terepi geomorfológiai felmérés során a mintaterületen a szélbarázda garmada maradékgerinc formacsoporthoz tartozó formákat, utólagos szélmarás-nyomokat térképeztünk fel. A terepi felmérések segítségével a másodlagos szélmarásnyomok is feltérképezhetıek voltak (ami a DDM-en nem látszott), illetve a mintaterület ÉNy-i szegletében győrő-szerő, buckanyomvonulattal rendelkezı garmadákat is találtunk, melyek a formakincs fiatal jellegére utalnak. Az elkészített digitális domborzatmodell segítségével elkülöníthetıvé váltak egyes mintázati zónák. A terület központi, akkumulációs része a környezete fölé 8-10 m-rel magasodik, rajta összetorlódott garmadák jellemzıek. A mintaterület ezen részén 40 garmadát, 9 önálló maradékgerincet és 62 szélbarázdát, illetve 21 komplex formát számoltunk össze. Ezek a formák egymásba olvadása, valamint a felújuló homokmozgás során jöhettek létre. Az akkumulációs mezı szélén, alacsonyabb helyzetben az egyes formák (szélbarázda, garmada, maradékgerinc) jól elkülönülnek, ugyanakkor alacsonyabbak is. A legkülsı, eróziós sávban a terület ellaposodásával a mezoformák elmosódása figyelhetı meg. A DDM hátránya a felbontásából következik, hiszen rajta a másodlagos szélmarásnyomok nem látszanak. Ugyanakkor a terepi munka megalapozásához kiválóan alkalmas, hiszen a formák rendszerérıl pontos képet ad. A domborzatmodellbıl készített alkalmazások (lejtıkategória, kitettségi térkép) a garmadák áthordási vonalának és a szélbarázdák tengelyvonalának pontosítására tökéletes, a garmadák lee oldalának elhatárolására is használható, azonban a képzıdmények határvonalát ezek sem pontosították. Irodalomjegyzék Biró M. Molnár Zs. 1998: A Duna-Tisza köze homokbuckásainak tájtípusai. In: Frisnyák S. (szerk): Történeti Földrajzi Tanulmányok. Nyíregyháza. 1-23. Borsy Z. 1977: A magyarországi futóhomok-területek felszínfejlıdése. Földr. Közl. 13-16. Borsy Z. 1989: Az Alföld hordalékkúpjainak negyedidıszaki felszínfejlıdése. Földr. Ért. 211-224. Borsy Z. 1991: Blown sand territories in Hungary. Zeitsch. für Geomorf. Suppl. 90. pp. 1-14. Borsy Z. Félszerfalvi J. Franyó F. Lóki J. 1987: Electron Microscopic Investigations of Sand Material in the Core Drillings in the Great Hugarian Olain. GeoJournal. 15. 185-195. Cholnoky J. 1902: A futóhomok mozgásának törvényei. Földrajzi Közl. 32. pp. 37 9

Kádár L. 1935: Futóhomok-tanulmányok a Duna-Tisza közén. Földrajzi Közl. 63. pp. 4-15. Keveiné Bárány I. Szebellédi T. Bíró Cs. 2004: Tájváltozások a Kolon-tó környékén. Földtani Kutatás. 41. Évfolyam 3-4. szám. pp. 35-40. Kovács F. Rakonczai J. 2001: Geoinformatikai módszerek alkalmazása a tájváltozások értékelésében a Kiskunsági Nemzeti Park területén. Földrajzi Konferencia, Szeged 2001. Lóki J. 1994: A Duna-Tisza közi hátság tájértékelése, különös tekintettel a vízháztartási viszonyokra. Nagyalföldi Alapítvány 3. kötet, pp. 67-75. Lóki J.- Sümegi P. Félegyházi E. Hertelendi E. 1995: A Kolon-tó fenékszintjébe mélyített fúrás rétegsorának szedimentológiai, pollenanalitikai és malakofaunisztikai elemzése. Acta Geographica Debrecina. Debrecen. Tom. 33. pp. 93-115. Mucsi L. Kovács F. 2005: A homokhátsági tanyás térségek tájhasználat változásai. MTA RKK Alföldi Tudományos Intézet. Tanyakutatás. 1. füzet. pp. 61-97. 10