HUSK/1001/2.1.2/0058, The Study about the preparation status of the municipalities and other entities on dealing with the flood protection, improving the quality of their knowledge in compliance with the EU and national legislation in force c. projekt egyes árvízi vizsgálatainak 2012.09.30-ai állapotnak megfelelő munkaközi dokumentációja A dokumentumban szereplő vizsgálatokban részt vettek, ill. a részjelentéseket létrehozták: Darabos Enikő, Miskolci Egyetem, Műszaki Földtudományi Kar, Környezetgazd. Intézet Lénárt László, Miskolci Egyetem, Műszaki Földtudományi Kar, Környezetgazd. Intézet Kovács Péter, ÉMVIZIG, Miskolc Hernádi Béla, Mátrai Erőmű, Bükkábrány Czesznak László, ÉMI-KTVF Horányiné Csiszár Gabriella, Miskolci Vízművek, Miskolc Sűrű Péter, Miskolci Egyetem, Műszaki Földtudományi Kar, Környezetgazdálkodási Intézet Tóth Katalin, Mátrai Erőmű, Bükkábrány Jelen dokumentáció tartalma nem feltétlenül tükrözi az Európai Unió hivatalos álláspontját
www.husk-cbc.eu
1. RÉSZJELENTÉS A 2006-OS ÉS A 2010-ES BÜKKI KARSZTÁRVIZET OKOZÓ CSAPADÉKOK ELEMZÉSE 1960 óta a Bükkben 1973-ban, 1974-ben, 2006-ban és 2010-ben voltak hatalmas karsztárvizet okozó csapadékok. Ezek közül az utolsó kettővel kívánunk foglalkozni, főképp azért, mert bár az árhullámokat kiváltó jellegűk azonos, hatásuk mégis rendkívül eltérő volt a miskolci vízellátás biztonságára. 2006-ban az átlagoshoz közeli évi (de igen jelentős április-májusi) csapadék mellett Miskolcon hatalmas, egzakt vizsgálati adatokkal lényegében még ma is tisztázatlan okú vízfertőzés alakult ki, több ezer megbetegedéssel. 2010-ben mind az éves, mint a karsztárvizet okozó csapadék lényegesen jelentősebb volt a 2006. évinél, ugyanakkor a víztermelésre, vízellátásra gyakorolt hatásai – a 2006-os tapasztalatok alapján elvégzett kutatások, beruházások hatására – sokkal kevésbé voltak veszélyesek, sőt, olyan, az árvíz sújtotta területek számára is tudott Miskolc ivóvizet biztosítani, melyek vízellátása „békeidőben” nem Miskolc feladata. Az óránkénti, a napi és a több hónapi csapadékok statisztikai feldolgozása önmagában is egy érdekes szakmai kutatás, sok érdekes tapasztalattal, de a csapadékokat, azok megoszlását a karsztárvizet kiváltó hidrológiai, hidrogeológiai hatásai miatt elemezzük részletesen és önállóan. Árvizek a Bükkben A hegység árvizei általában gyors és nagymértékű hóolvadáskor, vagy azzal párosuló esőzést követően, valamint extrém nagyságú esőzés alkalmával alakulhatnak ki. Ezen a megoszláson belül is kettéválasztható - a felszín alatti és felszíni lefolyás különbsége alapján - a nagy beszivárgással járó leginkább „karszt-” és a fagyott talaj, vagy a nagy csapadékintenzitás miatt, nagyobbrészt a felszíni lefolyásból táplálkozó klasszikus árvíz. A bükki árvizek történelme (Miskolc város krónikája révén), már több mint 300 éves múltra tekint vissza (1. táblázat). A feljegyzések többsége Miskolchoz kapcsolódva a Szinva- és Pece-patakok árvizeiről tesz említést, amelyek közül előbbi vízjárásáról több korabeli adattal rendelkezünk. 1691-től több nagy árvíz is levonult, amelyek közül előbbi mellett kiemelkedik az 1845-ös és főképp az 1878-as, 277 halálos áldozattal járó nagy árvíz. A Szinva-patak árvizei Miskolcon 1788.01. 1691.05.23.
1823.02.23. 1825.08.06. 1837. 1845.07.17. 1853.05.08. 1853.06.14. 1855.05.19. 1878.08.31. 1878.09.27. 1879.05.10-11. 1888.03.10.
1. táblázat
1958.06.11-12. 1973.06.30 1974.10.22-23.
2006.06.03-04. 2010.05.15-16. 2010.06.01-02.
A fenti árvizek közül többnek is sajátossága volt, hogy a nagytérségi csapadékosság miatt a karszt árvize részben egybeesett a felszíni lefolyásból származó árhullámokkal. Ilyen eset volt pl. az 1878. augusztusi tragikus felhőszakadást, ami után a korabeli leírások szerint: „Diósgyőrben a Szinva medre egy álló hétig tele volt”, tehát a karszt is jelentős mértékben telítődött. A karszt árvizei azonban ritkán alakulnak ki egyetlen felhőszakadást követően, hiszen a Bükk jelentős tározási kapacitással rendelkezik. A nagyobb árvizek előtt sokkal gyakoribb a fokozatos feltöltődési folyamat, majd a magas vízszintre „ráfutó” markáns csúcsok. Ahhoz, hogy igazán magas „alap” karsztvízszint jöjjön létre, általában egy hosszabb aktív csapadékos periódus, vagy nagy mennyiségű hó fokozatos olvadása szükséges és ezt kell, hogy kövesse egy rövidebb idejű, de az azt megelőzőnél intenzívebb nagycsapadék. Csapadékmérés a Bükkben A hegység környezetében már az 1850-es években elkezdődtek az első mérések az egri érseki líceum csillagdájában és innen 1861-től rendelkezünk havi csapadék adatsorral. Az 1880-as évektől a hegység lábainál több állomás kezdte meg működését, majd az 1890-es években a hegység belsejében is települt egy-két állomás, de ezek még alacsonyabban, a völgyekben működtek. Igazán nagy fejlődés az 1930-as években történt, amikor már több helyen, nagyobb magasságban is helyeztek el „esőmérőket”, így a magasabb területek csapadékviszonyairól is képet kaphattunk. Ez egyébként akkoriban meglepetéssel is szolgált a klímakutatók számára, hiszen a bánkúti állomás 1931-1944 között mért csapadékadatai alapján, a jelenlegi határokon belül Magyarország legcsapadékosabb helyének számított. Sajnos az észlelések nem minden állomáson folytatódtak megszakítás nélkül. Az évtizedek folyamán főleg a fennsíki állomásokat érintette többszöri megszűnés, vagy áttelepítés, sőt a rendszerváltást követően olyan nagy múltú észlelési helyek is megszűntek, mint az 1896-tól kiválóan mérő és az adathiányok pótlásához jó támpontokat adó Lillafüred. Az 1990-es évek elejétől, a vízellátás problémáihoz is kapcsolódva, újra erősebb igény merült föl a bükki vízkészletek, vízháztartás vizsgálatára, így ismét előtérbe került a csapadék (térben és időben sűrűbb) észlelése. Új – főképp vízügyi kezelésű – állomások jöttek létre és telepítésre kerültek az első távjelző automaták, amelyek órás adatsűrűséggel több meteorológiai paraméter mérését végzik. Ezek az adatok a korábbiaknál lényegesen jobban vizsgálhatóvá tették a nagyvizeket okozó csapadékeseményeket. A csapadékmérő hálózat mellett az 1960-as évektől a VITUKI üzemeltetésében hósűrűségmérő állomások is létesültek, amelyek egy része az ÉMVIZIG kezelésében a mai napig működik. Csapadékviszonyok a Bükkben A hegység ma Magyarország egyik legcsapadékosabb helye. Ahogy azt az Országos Meteorológiai Szolgálat honlapján szereplő térkép is mutatja (1. ábra), a fennsík éves átlagos csapadéka eléri, ill. meghaladja a 800 mm-t. A domborzat és a csapadékot hozó légtömegek együttes hatására a hegység délnyugati, déli vonulatain és előterében - ugyanazon
magasságban – éves átlagban 50-100 mm-rel több csapadék hullik, mint az „árnyékolt” északi és északkeleti területeken.
A hosszabb idősorokat figyelembe véve a csapadék éves járását 80-110 mm-es júniusi maximum és 30-50 mm-es januári-februári minimum jellemzi. A 24 órás csapadék átlagos maximuma 35-50 mm között mozog, a nagyobb értékek előbbi és utóbbi esetben is a magasabb régiókat jellemzik. Ami viszont igencsak szembetűnő, hogy az elmúlt 10-15 évben a Bükkre hulló csapadék értékei számottevő változást mutatnak. Az éves csapadék átlaga jelentős mértékben nőtt (pl. Jávorkút 1991-2010 között 938 mm, 1995-2010 között 1000 mm), valamint részben megváltozott az éven belüli eloszlás is. Utóbbi időszakban július a legcsapadékosabb hónap, 140 mm-t megközelítő havi értékkel. Ettől néhány mm-rel kevesebb hullott júniusban és a korábbi időszakokkal szemben a májusi és augusztusi, sőt a szeptemberi csapadék átlaga is megközelíti, vagy meghaladja a 100 mm-t. Az őszi (novemberi) másodlagos maximum továbbra is szembetűnő, de nem annyira kiemelkedő, mint az ország nyugati területein. A nagymértékű csapadékhozam növekedés mindössze egy hónapot, az októbert nem érintette, sőt ebben az időszakban kismértékű – néhány mm-es – átlagcsökkenés is tapasztalható (2. ábra) Amint a fentiekből kitűnik, az éves csapadék változását leginkább a záporos csapadékokkal jellemzett, nyári félév jelentős hozamnövekedése generálta, míg a téli időszakban jelentősen kisebb a megszokottól való eltérés. Ha az 1995-2010 közötti időszakot tekintjük, Jávorkúton a
nyári félévben 130 mm-rel több a csapadék, mint az 1961-2010 közötti időszak átlaga, ugyanakkor a téli félévben ez a pozitív anomália nem éri el 30 mm-t sem. A csapadék havi átlaga Jávorkút (700 mBf.) 150,0 140,0 130,0 120,0 110,0
csapadék (mm)
100,0 90,0 80,0 70,0 60,0 50,0 40,0 30,0 20,0 10,0 0,0 I.
II.
III.
IV.
V.
VI.
VII.
VIII.
IX.
X.
XI.
XII.
hónapok 1961-2010
1991-2010
1995-2010
2. ábra A csapadék éves összege és trendje Jávorkút (700 mBf.) 1600 1500 1400 1300 1200
csapadék (mm)
1100 1000 900 800 700 600 500 400 300 200 100 0 1950
1955
1960
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
2000
2005
2010
3. ábra Természetesen az éves csapadék mennyiségének trendje is jelentős emelkedést mutat, de az idősor rövidsége és az elmúlt 15 évben előfordult extrém értékek miatt ez a növekedési ütem némileg túlzottnak tekinthető (3. ábra). Szintén szembetűnő, hogy ebben az utóbbi nedves periódusban a téli időszakok nagy része nem bővelkedett korán kialakuló folyamatosan vastagodó és a tavaszi olvadási időszak előtt nagy területen jelentős víztartalmat (150-200 mm) elérő hótakaróban. Az 1990-es évek elejétől mindössze 4 ilyen télről (1995-1996; 1999-2000; 2004-2005; 2005-2006) beszélhetünk és ezek közül csak az 1999-2000. évi hozott igazán kiemelkedő, (a Bükk-
fennsíkon 200-250 mm-t elérő) de az eddigi maximumtól (Hármaskút 1963. február 330 mm) azért elmaradó hóvízegyenértéket. A 2006. évi karsztárvíz meteorológiai előzményei A csapadékos 2005. évet és évzárást követően, 2006 első két hónapja átlag körüli csapadékot hozott. Ennek nagy része hó formájában megmaradt, majd március első két dekádjában – az átlagosnál lényegesen hidegebb időben – újabb hófelhalmozódás történt. Március második felére a Bükk magasabb részein (a korábbiakkal együtt) 100-160 mm-nyi hóban tárolt vízkészlet gyűlt össze, s csak ezt követően, a hónap utolsó hetében indult meg a folyamatos és intenzívebb olvadás. Az olvadást gyakori esők is kísérték, amelyek változó intenzitással áprilisban (a hónap folyamán csak 5-6 száraz nap volt) is folytatódtak. Összességében a tavasz első két hónapjában a megszokott csapadék 150-200 %-a hullott le, s ezt a hegység magasabb régióiban csaknem ugyanilyen nagyságrendű olvadékvíz beszivárgása/lefolyása kísérte (4. ábra). Május első két dekádjában is folytatódott a változékony és gyakran esős időjárás, de a lehulló csapadék mennyisége „csak” az átlagoshoz közeli volt. A hónap utolsó dekádjában viszont egyre jelentősebb esőzéseket okozó léghullámok érték el a Kárpát-medencét és 7-8 nap alatt egy havi, 80-90 mm-nyi csapadék áztatta a Bükk térségét. A télen felhalmozódott hó olvadása és a tavaszi hónapok csapadéka együttesen - március végétől május utolsó napjáig, tehát durván 2 hónap alatt – mintegy 400-450 mm-nyi eső lehullásával volt egyenértékű. Április és május összességében 120-160 mm-es átlagcsapadékát tekintve, ez 300 % körüli pozitív anomáliát jelent.
180
90
160
80
140
70
120
60
100
50
80
40
60
30
40
20
20
10
0 06.03.01
06.03.16
06.03.31
06.04.15
06.04.30
06.05.15
06.05.30
06.06.14
vízállás (cm)
hóvíztartatalom és csapadék (mm)
Hidrológiai jellemzők Garadna-forrás - Ómassa
0 06.06.29
2006. március-június hóvíztartalom (mm)
csapadék (mm)
vízállás (cm)
4. ábra Ez a feltöltődési időszak előzte meg annak a mediterrán ciklonnak és frontrendszerének érkezését, amely az Appennin-félsziget felett képződött, majd június 2-án elérte a Kárpátmedence térségét és rendkívüli csapadékával az emlékezetes karsztárvizet kiváltotta.
A légörvény csapadékzónája 2-án a reggeli órákban érte el a Bükk térségét. Délig csak szemerkélő, vagy gyenge eső volt, ami inkább csak a talajt és a növényzetet nedvesítette, komolyabb lefolyást még nem okozott. Az esőzés legintenzívebb szakasza 14-19 óra között volt. (Kovács A-Kovács P. Légkör 2007.) Ebben az időszakban Jávorkúton óránként 9-11 mm eső, záporeső hullott, míg 11-22 h között összességében 73,8 mm-t mért az automata (5. ábra). A csapadék óránkénti összegei Jávorkút 12,0
10,0
csapadék (mm)
8,0
6,0
4,0
2,0
0,0 1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
Csapadékeloszlás a Bükk térségében 2006. június 2-án (Légkör 2007)
2006.06.02. 00 h - 01-23 h
5. ábra A csapadék eloszlása jelentős orografikus többletet mutatott, hiszen míg a Bükk központi részén 40-60, ezen belül a fennsíkon 50-80 mm-nyi eső hullott, addig a hegység „lábainál”, mindössze 10-20 mm-t mértek (5. ábra).
A 2010. évi karsztárvíz meteorológiai előzményei
6. ábra A csapadék éves összege az ÉMVIZIG működési területén 2010-ben A meteorológiai észlelések kezdete óta – hazánk mai területén – a 2010. év bizonyult a legcsapadékosabb évnek (6. ábra) és ezen belül is a csapadék éves összegének új 1555 mm-es országos rekordja a Bükkben, Jávorkúton „született” meg (régi rekord 1510 mm – KőszegStájerházak 1937). Hiba volna azonban ezt a nedves időszakot csak 2010-re korlátozni, hiszen már az azt megelőző év végén, az átlagosat lényegesen meghaladó csapadékot hozott november és december is. A 2009-2010-es téli félévben (október 1-március 31.) a hegység térségében 400-550 mm-nyi csapadékot mértek, ami megközelíti a megszokott érték kétszeresét. Ezt a csapadékos félévet egy még esősebb tavasz és „nyárelő” követte, amely periódus alatt a folyamatosan fennálló nedves állapot mellett három, extrém nagyságú csapadékokkal tűzdelt rövidebb időszak is kialakult. Ezekben az időszakokban jöttek létre azok az emlékezetes Szinva-pataki árvizek, amelyek a patak felső folyásán legnagyobb részben a karsztból kilépő vízből táplálkoztak. A fő látványosságként említett patakárvíz mellett a Bükk többi részén ritkán, vagy eddig egyáltalán nem látott vízhozammal és helyen jelent meg a források vize, sok esetben helyi elöntéseket, károkat okozva. Az árvizek konkrét előzménye – a hosszan tartó csapadékosság mellett – áprilisban egy több középpontú ciklonrendszer létrejötte, majd májusba és júniusban egy-egy mediterrán ciklon átvonulása volt. A ciklonrendszer április 13-14-én, az első ciklon május 15-16-án, míg a második légörvény május 31-június 1-én vonult át térségünk felett. Utóbbi két szituáció előtt hasonlóan erős csapadékosság jellemezte az időjárást, de ciklonok által hullatott eső
mennyisége már jelentős különbségeket mutat. Jávorkúton az első (Zsófia) esetében 36 óra alatt 120, addig a második (Angéla) során, 48 óra alatt 93 mm csapadékot mértünk, így bár mindkét csapadékrendszer jelentős árhullámot váltott ki, a nagyobb (a 4 évvel korábbinál is jelentősebb) karsztárvizet a május közepi hozta létre. A 2006. évihez hasonlóan a 2010. májusi árvíz előtt nagyjából két hétig kisebb-nagyobb esők áztatták a bükki vízgyűjtőket, így a hónap közepére már jelentősen, 80-140 mm-re gyarapodott a havi csapadék addigi összege (7. ábra). A csapadék napi összegei Jávorkút 90,0 80,0 70,0
csapadék (mm)
60,0 50,0 40,0 30,0 20,0 10,0 0,0 1.
6.
11.
16
21.
26.
2010. május
7. ábra A május 15-én megérkező ciklon több jól elkülöníthető időszakban adott le intenzív csapadékot az esőzés 36 órája alatt. Az orografikus csapadéktöbblet mellett jelentős volt az északi-északkeleti áramlás hatása, amely a Bükk északi oldalán az alacsonyabb térségekben is nagy mennyiségű eső kihullását eredményezte, míg a hegység délnyugati előtere „árnyékolt” és ez által szárazabb maradt. A nagy fennsíkon általában 100-120 mm esőt mértek, de az északi oldalon Szentlélek térségében ez az érték csaknem 130 mm volt és a hegység lábánál Varbó, Bánhorváti térségében is megközelítette a 100 mm-t.
A csapadék óránkénti összegei Jávorkút 12,0 11,0 10,0 9,0
csapadék (mm)
8,0 7,0 6,0 5,0 4,0 3,0 2,0 1,0 0,0 1
2
3
4
5
6
7
8
9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 2010.05.15. 15 h -2010.05.17. 02 h
8. ábra A csapadék folyamatossága mellett szembetűnő az intenzitás periodikus hullámzása és a csak ritkán és rövid ideig magas értékek. Az 5 mm/h-s, vagy azt kissé meghaladó ütemű és nem igazán intenzívnek mondható esőzés a teljes időtartam első felére korlátozódott és csak két ízben ért el 10 mm/h körüli értéket (8. ábra). A „csapadékos szituációk” összehasonlítása A Bükk térségében kialakuló és nagy területre kiterjedő extrém nagyságú csapadékok legnagyobb része a Fölközi-tenger térségében kialakuló légörvények és a hozzájuk kapcsolódó csapadékrendszerek mentén jön létre. A 2006. és 2010. évi karsztárvizek is ilyen (ide sorolhatjuk az 1974. októberi nagyvizet is), a mediterrán térségben képződött ciklon átvonulása során következtek be, tehát ebből a szempontból viszonylag nagy hasonlóságot mutatnak. (A másik nagycsapadékot hozó időjárási helyzet lehet, amikor hazánk felett délnyugat-északkelet irányban hosszan elnyúló és tartósabban fennmaradó csapadékzivatarképződési zóna alakul ki és egymást követik a nedves léghullámok, zivataros esők. Ilyenkor több nagy hozamú felhőszakadás is végigsöpörhet ugyanazon területen, így bár nem egyszerre, de viszonylag kis időmegszakítással, jelentős intenzitású csapadék zúdul a hegységre. Ilyen szituáció volt az 1878-as, az 1973-as, valamint az idei (karsztárvizet nem okozó) 2012. július 29-i felhőszakadás sorozat, amikor a Bükk keleti felén 50-140 mm eső hullott.) A másik nagy hasonlóság az árvizet megelőző feltöltődési folyamat, amelynek során mindkét évben igen jelentős mennyiségű és hasonló nagyságú csapadék beszivárgása történt meg. Itt egyrészt az árvizet megelőző két hét esőzéseire (80-120 mm) gondolunk, hiszen a tározásikiürülési folyamatok miatt ez nagy jelentőséggel bír, valamint az azt megelőző 1-1,5 hónap, 150-250 mm-es csapadékára. Addig tehát, amíg az árvizet közvetlenül kiváltó csapadék lehullása meg nem kezdődött, a két szituáció között jelentős hasonlóság volt. Az igazi eltérés – és a karszt árvizének szempontjából 2006-ban és 2010-ben legjelentősebb tényező – az extrém nagycsapadék tér-, de főképp időbeli eloszlása volt. A lehullott csapadék mm értékeinek összehasonlításából kitűnik, hogy a megelőző csapadék kisebb térbeli
eltérésekkel, de gyakorlatilag nem jelentős mennyiségi anomáliával zárult, ugyanakkor a kiváltó esőzés mértékében már számottevő változás figyelhető meg (2. táblázat). A bevezetőben már említett csapadékmennyiségbeli különbség, a 2010. évi értékek lényegesen nagyobb volta megerősíti azt az ellentmondást, hogy nagyobb esőzés kisebb és kezelhetőbb árvíz lefolyásával járt. megelőző csapadék 2006 2010 állomás megelőző 1,5 megelőző 14 megelőző 1,5 megelőző 14 hónap nap hónap nap Ómassa 195,2 95,2 210,4 105,0 Felsőhámor 172,3 88,5 242,4 133,7 Jávorkút 252,6 105,0 241,6 112,5 Bánkút 204,9 102,0 185,1 71,6 Szentlélek 171,7 93,1 167,8 78,5 Miskolc-Avas 143,1 75,3 168,4 74,3
kiváltó csapadék 2006.06.02
2010.05.15
2010.05.16
81,6 48,7 77,3 73,0 82,6 22,2
86,0 86,0 82,6 71,0 90,2 40,5
39,2 37,2 37,8 45,0 38,6 31,8
2. táblázat Ha azonban egymás mellé tesszük az árvizeket kialakító meteorológiai szituációk jellemzésénél már elkészített intenzitási diagramokat, a jól látható különbség megmutatja, hogy a karsztban lejátszódó folyamatokra mennyire nagy hatással lehet a csapadék időbeli eloszlása. 2006-ban az esőzés első 2-3 órájában már 3-6 mm/h-s intenzitású csapadék hullott, amelyet követett aztán az 5 órán tartó 9-11 mm/h-s zuhogó eső, amely nagyon gyors feltöltődési folyamatot és intenzív vízszintemelkedést váltott ki (9. ábra). 2010-ben az intenzitás csak 1-1 órára érte el a 2006-os értéket, így a lehulló nagyobb víztömeg időben jobban eloszlott, egyenletesen emelkedő, később igen magas vízszinteket eredményezett, de nem járt hirtelen áradással, nagy víztömegek gyors áthelyeződésével. A csapadékeloszlás hatása a felszínen is jól látható különbségeket mutatott. 2006-ban Lillafüreden, a Hámori-tó vízmércéjén az esőzést követő éjszaka (a felszínen lefolyó víz hatására) 70 cm-re emelkedett a vízszint, majd hajnalra 60 cm alá süllyedt. A reggeli óráktól a karsztból érkező egyre nagyobb víztömeg hatására ismét áradni kezdett és a nappali órákban újabb 70 cm-es maximum alakult ki. 2010-ben ez a kettősség nem volt jellemző, hiszen a tó vízmércéjén az 1958-as „csúcshoz” hasonlóan 90 cm-es maximális vízállást észleltek, az azt megelőző folyamatos áradást követően. A Bükk keleti részén a tapolcai források vízgyűjtőin mérő állomások közül Bükkszentkereszten a 2006. június 2-i 52,0 és a 2010. május 15-i 57,7 mm-es csapadékérték nem mutat jelentős különbséget, de előbbi 5-8, utóbbi 15-16 órás időtartama meghatározó jelentőséggel bír. Az is fontos, hogy a 2006. évi esőzés intenzitása „csak” 10 mm/h volt. A zivataros esőknél, ahol ez az érték jelentősen nagyobb is lehet, bizonyos intenzitás felett csökken a beszivárgás és túlsúlyba kerülhet a felszíni lefolyás. Ilyen esetekben a patakok emlékezetes árvizeket produkálnak, a karszt későbbi árvize pedig már eltörpül ezek mellett.
A csapadék óránkénti összegei Jávorkúton 12,0 11,0 10,0
csapadék (mm)
9,0 8,0 7,0 6,0 5,0 4,0 3,0 2,0 1,0 0,0 1
3
5
7
9
11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35 37 39 41 43 45 47 2010.05.15. 00 h -16. 23 h 2006.06.02. 00 h - 03-23 h
2010
2006
9. ábra A csapadék mennyisége és intenzitása mellett kisebb mértékben a levegő hőmérsékletének alakulása is hozzájárult az eső jobb „hasznosulásához” (10-11. ábra). Amíg 2006-ban 10 nappal az árvíz előtt egy fokozatos lehűlési folyamat indult meg és a hőmérsékletek nem emelkedtek 15 fok fölé, sőt június 1-én talajmenti fagyot is észleltek a magasabban fekvő területeken, addig 2010-ben 3-4 melegebb nap is előfordult, s csak az esőzés alatt tapasztalhatunk a 4 évvel korábbihoz hasonló lehűlést. A léghőmérséklet minimuma és maximuma Jávorkút 25,0
léghőmérséklet (C)
20,0
15,0
10,0
5,0
0,0 2006. 5. 13. 0:00
2006. 5. 18. 0:00
2006. 5. 23. 0:00
2006. 5. 28. 0:00
2010.05.01-17. maximum
10. ábra
minimum
2006. 6. 2. 0:00
A léghőmérséklet minimuma és maximuma Jávorkút 25,0
léghőmérséklet (C)
20,0
15,0
10,0
5,0
0,0 2010. 4. 30. 0:00
2010. 5. 5. 0:00
2010. 5. 10. 0:00
2010. 5. 15. 0:00
2010.05.01-17. maximum
minimum
11. ábra IRODALOM [1]
[2] [3] [4] [5]
[6]
Dobrossy István - Veres László Miskolci árvíz, 1878-1978. Miskolc - Herman Ottó Múzeum és a II. Rákóczi Ferenc Könyvtár; Miskolc, 1978 Borbély Sándor Az 1878. évi miskolci „nagy árvíz” okai - Hidrológiai Közlöny 1980. 9. sz., Budapest Kovács Péter Az 1878. évi nagy miskolci árvíz emlékére – MHT XXVI. Országos Vándorgyűlés 2008. Kovács Attila-Kovács Péter Árvíz a Szinván: Az orografikus csapadéktöbblet egy extrém esete – Légkör 2007. Lénárt László [témavezető] A miskolctapolcai Új-kút szennyező forrásainak feltárása, műszaki megoldási javaslatok a hosszútávú, biztonságos karsztvíztermelés biztosításához. 2006. június. Kádár Sándor – Lénárt László Vízszennyezés tényfeltáró bizottság előzetes jelentése. 2006.július.
2. RÉSZJELENTÉS A 2006-OS ÉS A 2010-ES BÜKKI KARSZTÁRVIZET OKOZÓ KARSZTVÍZSZINT VÁLTOZÁSOK A BÜKKI KARSZTVÍZSZINT ÉSZLELŐ RENDSZER (BKÉR) MÉRŐHELYEIN, MISKOLC TÉRSÉGÉBEN
BEVEZETÉS A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) alapjait jelentő karsztvízfigyelő kutakat 1983-ban mélyítették, de a vízszintek mérése hosszú ideig időszakos, rendszertelen és kézi méréses jellegű volt. A BKÉR-t 1992-ben hozta létre a Miskolci Egyetem a bükki víztermelő vállalatok finanszírozásával, az ÉVIZIG szakmai támogatásával az akkor induló 1992-93-as országos aszály karsztvíztermelésre gyakorolt hatásának vizsgálatára. Ez a vizsgálatsorozat már folyamatosan mérő-rögzítő műszerek telepítését, működtetését, adatainak a rendszeres feldolgozását tette lehetővé több mint ötven, különböző időtartamig működtetett mérőhelyen. (A mérőhelyek egy részén az adatsor – esetleges hiányoktól eltekintve – a mai napig is teljesnek tekinthető, az eddig megszerzett adatok száma mintegy 16.000.000 db.) A mérőrendszer meghatározó helye a nagymezői Nv-17-es karsztvízfigyelő kút, melyből 1992 óta vannak folyamatos adataink. 2006 május végén – június legelején az addigi legmagasabb vízszinteket mértük, mely árhullám csökkenő ága ezt követően csaknem 9 hónapig tartott. (A magas vízszint mellett komoly karsztárvíz alakult ki a Bükkben, Miskolcon pedig addig sohasem tapasztalt vízfertőzés következett be.) 2010-ben a 2006-osnál is magasabb árhullám alakult ki, az eddigi legjelentősebb tavaszi csapadék hatására. (A bükki árvíz a 2006-osnál jelentősebb volt, de a vízellátásra gyakorolt negatív hatása meg sem közelítette a 2006-os árvíz negatív hatását.) Bár a két árhullám tetőzése eltérő szinten volt, az emelkedő és a csökkenő ág igen sok hasonlóságot mutat, összehasonlító vizsgálatra alkalmas. A BÜKKI MONITORING RENDSZER A vízföldtani monitoring keretében zajló adatgyűjtés (információgyűjtés) lényegében a hidrológiai körfolyamat pillanatnyi állapotának megismerése érdekében történik, az ember vízigényének kielégítése, avagy a víz kártételeinek elkerülése érdekében. A hidrológia döntő mértékben tapasztalati tudomány. A fizikában, kémiában, biológiában jellemző kísérletek elvégzésére itt csak alárendelten van lehetőség, mivel a folyamatok vagy rendkívül összetettek, vagy lefolyásuk megfigyelése igencsak időigényes. Ezért különleges szerepe van az ide tartozó természeti jelenségek megfigyelésének, mérésének. A hidrológiai folyamatok az ember szándékától függetlenül következnek be. Ismételt bekövetkezésük, lezajlásuk módja csakis a lezajlott eseményekre vonatkozó megfigyelések (adatok) alapján jelezhető előre. (Lénárt 2006a) A Bükk-térség esetében a társadalmi vízigények döntő többségének (esetenként teljes mennyiségének) kielégítése karsztvízből történik. Emiatt vált igen nagy jelentőségűvé a Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) létrehozása, működtetése és adatainak feldolgozása. (Lénárt 2006b) Jelenleg a bükki karszt területén összesen 34 helyen – víztermelő kutakban, megfigyelőkutakban és forrásokban – regisztráljuk folyamatosan a vízszint, esetleg a vízhőmérséklet és a vezetőképesség értékeit a Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer keretein belül. A rendszer egyik nagy előnye, hogy a Bükk-hegység csaknem teljes területét lefedi, ezáltal lehetőségünk van összehasonlító és korrelációs vizsgálatok végzésére is az egyes mérőhelyekről származó vízszint, vezetőképesség és hőmérséklet adatok között. (Darabos et al. 2012; Szűcs, Horne 2009; Darabos, Lénárt 2008)
Az elektronikus vízszint, vízhőmérséklet, vezetőképesség és radon méréseket folyamatosan mérő és rögzítő mérőműszerekkel végzik. A mérési gyakoriság zömében 15-60 perc, de előfordult 5, 10, ill. 240 perces gyakoriságú mérés is. Az elsődlegesen felhasznált csapadék adatok a jávorkúti automata meteorológiai állomásról származó, órás adatok, ill. azok napi összegei. (1. ábra)
1. ábra: Vízszint, hőmérséklet és vezetőképesség mérésére alkalmas Dataqua mérőműszer és a jávorkúti meteorológiai állomás (Lénárt 2002) A VIZSGÁLATOK CÉLJA Jelen vizsgálataink célja, hogy különböző mérőhelyeken összehasonlítsuk a 2006-os és a 2010-es árhullámok áradó, ill. apadó ágait, azokból hidrogeológiai következtetéseket vonhassunk le. A mérőhelyek elhelyezkedése a 2. ábrán látható. A 3. ábrán az Nv-17-es mérőhely adatait dolgoztuk fel, láthatjuk, hogy a 2006-os és a 2010es árvízi szintek jelentősen meghaladják az eddigi átlag vízszinteket. Szintén megfigyelhető, hogy a 2010-es helyzetet több, egymást követő árhullám okozta, melyek hatása részben egymáshoz adódott, majd a kritikus vízszintet is 2, hatását tekintve összeadódó árhullám okozta, mivel a vízszint eleve magas volt, a nagy csapadék hatására még magasabbra jutott a
2. ábra: A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer mérőhelyei, a vizsgált mérőhelyek számai: 74-Nv-17, 67-Szinva-forrás, 62-Garadna-forrás, 59-Kertészeti-kút
3. ábra: Az Nv-17 mérőhelyen regisztrált vízszintek átlaga 1993 és 2012 között, valamint a 2006-os, a 2010-es és a 2012-es évben mért vízszintek
vízszint. Megfigyelhető az is, hogy 2012-ben a mérés sorozat legszárazabb időszakát éljük át, ennek pedig súlyos következményei lehetnek a vízellátás szempontjából. Ez indokolja, hogy minél több vizsgálatot végezzünk a rendelkezésre álló adatok alapján, hogy minél jobban megismerhessük a bükki karszt viselkedését. A VIZSGÁLATOK EREDMÉNYEI Kezdetben napi adatokból állítottuk elő a 2006-os és 2010-es éves görbéket minden vizsgált mérőhelyre, majd ahol indokolt volt órás adatokkal is dolgoztunk. Mivel a vizsgált kutakban a vízszintek eltérő mélységekben helyezkednek el, és a jellemző vízszint ingadozási tartományuk is más és más, azt a megoldás választottuk, hogy az eddig (1992-2012 között) mért kutankénti abszolút minimum és maximum segítségével (e két érték határozta meg a 100 %-ot), százalékokban fejeztük ki a vizsgált vízszinteket. Így nyertük a 4. és 5. ábrát, melyen a 2006-os és 2010-es év vízszintváltozásai láthatóak mind az 5 vizsgált mérőhelyre. Ezen ábrák alapján megállapítottuk, hogy egy-egy nagy csapadék, ill. csapadék csoport hatása a vízszintgörbéken azonnal megjelenik, csökkenésből emelkedésbe váltanak, vagy megváltozik az apadó ág meredeksége. A 4. ábrán függőleges vonalakkal jelöltük meg az egyes kutak reagálását a csapadékokra, a napi adatok alapján egyértelmű, hogy minden monitoring ponton érzékelhető a csapadék hatása a csapadék hullásának napján. Ez a megállapítás azért érdekes, mert a vizsgált mérőhelyek között 2 db hegységperemi forrás, 2 db fennsíki kút és 1 db termálkút is található, ez a megállapítás erősíti azt a véleményünket, hogy a Bükk hegység egészét tekintve, a hideg és a termálkarsztos területeket is összefüggő rendszerként kell kezelnünk. A 4. ábrán megfigyelhető, hogy a 464 m talpmélységű Kertészeti termálkút szintén reagál a nagy csapadékokra, viszont a karsztvíz járása sokkal kiegyensúlyozottabb a forrásokhoz képest. A csapadék hatása tehát a kutak mélységétől függetlenül még a csapadék napján elkezdődik. Természetesen ez a megállapítás nem zárja ki, hogy a Bükk hegység területén vannak kisebb, hidrogeológiailag önállónak tekinthető részek is – térképméretaránytól függően. További vizsgálataink során a tetőzési időket hasonlítottuk össze az eddigi legmagasabb vízszintekkel rendelkező 2010-es év és a 4 teljes adatsorral rendelkező mérőhely viszonylatában, ez esetben áttértünk az órás adatok használatára. A tetőzési idő, a csapadékeseménytől az árhullám tetőzéséig eltelt idő, amit ebben az esetben órában fejezünk ki. Az előállított ábrák alapján megállapítottuk, hogy a források tetőzési ideje igen alacsony, a Szinva-forrásé átlagosan 16 óra, a Garadna-forrásé átlagosan 18 óra; a fennsíkon, vízszinteket tekintve közel tetőhelyzetben lévő Nv-17 megfigyelő kút esetében ugyanez az idő átlagosan 200 óra (~8-9 nap). A Kertészeti kút esetében – a nagy mélység miatt – igen hosszú emelkedési és csökkenési időszakokról lehet beszélni, a mérőhely vízszintjei egyértelműen reagálnak a csapadékokra, viszont jellegében sokkal lassabban változik, egy-egy csapadékcsoport hatása hosszú ideig megfigyelhető. Itt az emelkedési periódus átlagos hossza 481 óra (~20 nap). Mindegyik megfigyelőhelyre igaz az a megállapítás, hogy amennyiben - az abszolút vízszint ingadozási tartományhoz képest - magasabb szintről indul az emelkedési periódus, akkor a tetőzési idő az átlagoshoz képest minden esetben rövidebb. Ez valószínűleg azzal magyarázható, hogy a felszínhez közelebb a karszt esetében magasabbak a porozitás értékek, nagyobbak a víz számára járható repedések méretei, ezt támasztja alá a 6. ábra is. Végezetül megvizsgáltuk az egyes mérőhelyekhez tartozó lecsengési görbéket is, vagyis az árhullámok apadó ágait. A 4.-5. ábrán is jól látható, hogy a Szinva-forrás esetében az árhullám apadó ágának kezdeti szakaszának alakja legtöbbször nem egyezik meg a többi mérőhelyen jellemző alakkal. Megfigyelhetjük, hogy a kezdeti szakasz a mérőhelyeknél általában homorú, a Szinva-forrás esetében gyakran az apadó ág egy rövid domború szakasszal indul, ezt azzal magyarázzuk, hogy a Szinva-forrás területén, ill. a Garadna-forrás
kivételével a többi mérőhelyen is, a jellemző kőzet a Bükkfennsíki Mészkő, ami kitűnően karsztosodott, fejlett karsztformák, jelentős méretű barlangrendszerek jellemzik.
4. ábra: A 2006-os év vízszintjei %-ban kifejezve a vizsgált 5 mérőhely esetében (a függőleges vonalak segítik a reagálási idők megfigyelését)
5. ábra: A 2010-es év vízszintjei %-ban kifejezve a vizsgált 5 mérőhely esetében
6. ábra: A hasadozott kőzet hézagtérfogatának mélység szerinti változása (Juhász 2002) Az előbbiekből következik, hogy a Szinva-forrás igen érzékenyen és gyorsan reagál már a kisebb csapadékokra is, továbbá a forrás vízgyűjtő területe a felszínhez közel helyezkedik el, ahol a hézagtérfogat értéke is magasabb (6. ábra), ami szintén ezt a hatást erősíti. A Szinvaforrás esetében tehát az egymást követő csapadékok hatása egymásra szuperponálódik, ez okozza a több esetben „eltérő” görbe alakot. A Garadna-forrás területe nagyrészt Hámori Dolomitból épül fel, mely rosszabb vízvezető ugyan, viszont a felszín közeli helyzete miatt a hézagtérfogat értéke itt is magasabb, e két tényező okozza, hogy a dolomit nem viselkedik eltérően a mélyebben lévő, de jól karsztosodott kőzetben elhelyezkedő mérőhelyekhez képest. A 7. ábrán azt is megfigyelhetjük, hogy a hegységperemen elhelyezkedő Szinva-forrás esetében (de ugyan ez igaz a Garadna-forrásra is) az árhullámok minden esetben egy jól meghatározható „alapszinthez”, alaphozamhoz adódnak hozzá, vagyis van egy csapadék mentes időszakban, közel állandónak tekinthető vízszint, ill. hozam érték. Ez a Szinva-forrás esetében 339 mBf, a Garadna-forrás esetében 496 mBf-i érték. Ugyanez azonban egyértelműen nem igaz az Nv-17 mérőhelyre, itt a vízszintek gyakorlatilag „korlátozás nélkül” csökkenhetnek, hiszen a vízdomborzat szerint lényegesen magasabban vannak. Az iménti megállapítások segíthetik a karsztból kitermelhető vízkészletek meghatározását csapadékmentes időszakokban, hiszen ha ezek a forrásokra jellemző alapszintek tartósan csökkennek, akkor annak akár komoly ökológiai és hidrogeológiai következményei is lehetnek.
7. ábra: Az Nv-17 és a Szinva-forrás vízszintjei 2005 novemberétől 2007 áprilisáig, százalékokban kifejezve ÖSSZEFOGLALÁS A Bükk-térség esetében a társadalmi vízigények döntő többségének (esetenként teljes mennyiségének) kielégítése karsztvízből történik. Emiatt vált igen nagy jelentőségűvé a Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) létrehozása, működtetése és adatainak feldolgozása. 2006 május végén – június elején az addigi legmagasabb vízszinteket mértük, mely árhullám csökkenő ága ezt követően csaknem 9 hónapig tartott. 2010-ben a 2006-osnál is magasabb árhullám alakult ki, az eddigi legjelentősebb tavaszi csapadék hatására. Bár a két árhullám tetőzése eltérő szinten volt, az emelkedő és a csökkenő ág igen sok hasonlóságot mutat, összehasonlító vizsgálatra alkalmas. Kezdetben napi adatokból állítottuk elő a 2006-os és 2010-es éves görbéket minden vizsgált mérőhelyre, majd ahol indokolt volt órás adatokkal is dolgoztunk. Mivel a vizsgált kutakban a vízszintek eltérő mélységekben helyezkednek el, és a jellemző vízszint ingadozási tartományuk is más és más, azt a megoldás választottuk, hogy az eddig (1992-2012 között) mért kutankénti abszolút minimum és maximum segítségével százalékokban fejeztük ki a vizsgált vízszinteket. A reagálási idők vizsgálatai alapján - vagyis, hogy egy nagy csapadék, vagy csapadék csoport hatására a csökkenő vízszint milyen gyorsan vált újra emelkedésbe, vagy változik meg az apadó ág meredeksége - elmondhatjuk, hogy minden monitoring ponton kimutatható a csapadék hatása a csapadék hullásának napján. Ez által megerősítést nyert az a véleményünk, hogy a Bükk hegység egészét tekintve, a hideg és a termálkarsztos területeket is összefüggő rendszerként kell kezelnünk (melyen belül természetesen léteznek kisebb, önálló egységek is). A tetőzési idők vizsgálata során órás adatokat használtunk és megállapítottuk, hogy a források tetőzési ideje igen alacsony, a Szinva-forrásé átlagosan 16 óra, a Garadna-forrásé átlagosan 18 óra; a fennsíkon, vízszinteket tekintve közel tetőhelyzetben lévő Nv-17 megfigyelő kút esetében ugyanez az idő átlagosan 200 óra (~8-9 nap). A Kertészeti kút esetében – a nagy mélység miatt – igen hosszú emelkedési és csökkenési időszakokról lehet
beszélni, a mérőhely vízszintjei egyértelműen reagálnak a csapadékokra, viszont jellegében sokkal lassabban változik, egy-egy csapadékcsoport hatása hosszú ideig megfigyelhető. Itt az emelkedési periódus átlagos hossza 481 óra (~20 nap). Vizsgáltuk az egyes mérőhelyekhez tartozó árhullámok apadó ágait is. Megfigyeltük, hogy a kezdeti szakasz a mérőhelyeknél általában homorú, a Szinva-forrás esetében gyakran az apadó ág egy rövid domború szakasszal indul, ezt azzal magyarázzuk, hogy a Szinva-forrás területén, ill. a Garadna-forrás kivételével a többi mérőhelyen is, a jellemző kőzet a Bükkfennsíki Mészkő, ami kitűnően karsztosodott, fejlett karsztformák, jelentős méretű barlangrendszerek jellemzik. Emiatt a Szinva-forrás igen érzékenyen és gyorsan reagál már a kisebb csapadékokra is, továbbá a forrás vízgyűjtő területe a felszínhez közel helyezkedik el, ahol a hézagtérfogat értéke is magasabb. Irodalmi adatok alapján a hézagtérfogat magasabb értéke a felszín közelében a dolomitra is jellemző, ezzel magyarázzuk, hogy a Garadna-forrás görbéi jelentős eltérést nem mutatnak a Bükkfennsíki Mészkőben lévő mérőhelyekhez képest, hiszen a rosszabb vízvezető képességet a nagyobb hézagtérfogat kompenzálja. A hegységperemen elhelyezkedő Garadna- és Szinva-forrásra jellemző, hogy az árhullámok minden esetben egy jól meghatározható „alapszinthez”, alaphozamhoz adódnak hozzá, vagyis van egy csapadék mentes időszakban, közel állandónak tekinthető vízszint, ill. hozam érték. A dolgozatban leírt megfigyelések segíthetik a Bükk hegység területén az esetleges további karsztárvizek elleni védekezést, továbbá elősegítik a karsztból kitermelhető vízkészletek meghatározását csapadékmentes időszakokban is.
FELHASZNÁLT IRODALOM DARABOS E., LÉNÁRT L. 2008. Csapadék és karsztvíz szintek összefüggéseinek vizsgálata a 2006. évi bükki karsztárvíz elemzése során, Karsztfejlődés XIII. pp. 43-60, ISBN 963 7173 93 5 Ö, ISBN 978-9639871-15-1, Szombathely DARABOS E., SZUCS P., NÉMETH Á. 2012. Application of the ace algorithm on hydrogeological monitoring data from the Bükk mountains, Acta Geodaetica et Geophysica Hungarica, Volume 47, Number 2, June 2012, pp.: 256-270 Akadémiai Kiadó, Budapest JUHÁSZ J. 2002. Hidrogeológia, pp. 57-60, 938, Akadémiai Kiadó, Budapest LÉNÁRT L. 2006A. Környezet Informatikai Tankönyv Kézirat 3.1-3 fejezet, pp. 13-15, Miskolc LÉNÁRT L. 2006B. A Bükk-térség karsztvízpotenciálja – a hosszú távú hasznosíthatóságának környezetvédelmi feladatai. Észak-magyarországi Stratégiai Füzetek. III. évf. 2. sz., pp. 17-28, Miskolc SZŰCS P., HORNE RN. 2009. Applicability of the ACE Algorithm for Multiple Regression in Hydrogeology, Computaltional Geosciences 13., pp. 123-134, Springer
3. RÉSZJELENTÉS A TALAJFAGY ÁRVÍZ KIALAKULÁSÁRA GYAKOROLT HATÁSÁNAK VIZSGÁLATA A BÜKKBEN A SZINVA-FORRÁS ÉS AZ NV-17-ES KARSZTFIGYELŐ KÚT VÍZSZINTVÁLTOZÁSAI ALAPJÁN HIDROGEOLÓGIAI MODELLEZÉS CÉLJÁRA
BEVEZETÉS Télen, miután a talaj felső rétegeiben is tartósan 0 Co alá csökken a hőmérséklet, a felszínre hulló csapadékból származó víz beszivárgásának üteme lelassul, esetleg meg is szűnik. Így a levegő hőmérsékletében bekövetkező enyhülések során (olvadási léghőmérséklet esetén) az esőből, illetve a hóolvadásából származó víz döntően felszíni lefolyásként, töbrökön, víznyelőkön, mikro víznyelőkön keresztül jut be a karsztosodott kőzetbe. A talajfagy e hatásának vizsgálatára összehasonlító elemzést végeztünk a Szinva-forrás és az Nv-17-es számú karsztfigyelő kút vízszint adatai között. Lényegi különbség a két megfigyelőpont között, hogy az Nv-17-es kútban a vízszint 230-260 méter között változik a terepszint alatt, ellentétben a Szinva-forrással, amelynél a forrásban lévő mérési hely a felszínhez közel 0-8 m között helyezkedik el (Lénárt 2006b). Ezért felszíni lefolyás esetén a Szinva-forrás vízszintváltozása hamarabb következik be, ellentétben az Nv-17-es kúttal, ahol a hosszabb felszín alatti elérési út miatt ugyanaz a csapadék késleltetve fejti ki hatását. A vizsgálathoz szükséges meteorológiai adataink, mint a léghőmérséklet, csapadékmennyiség, talajhőmérséklet, a Jávorkúti automata meteorológiai mérőállomás idősorából származnak, ami 2005. december 6. óta üzemel és szolgáltatja az adatokat, amelyek nélkülözhetetlenek a hidrológiai folyamatok értékelésében.
1. Szinva-forrás
2. Nv-17-es kút
3. Jávorkúti meteorológiai mérőállomás
1. ábra: Átnézeti térkép a monitoring pontokról A meteorológiai adatok és a vízszint adatok összevetése, elemzése során információt kaptunk arról, hogy télen a talaj tartósan fagyott időszakában az eső, illetve az olvadás következtében fellépő vízszintemelkedés milyen ütemben zajlik le és mennyire tér el a nyári félévre jellemzőtől. Ez az információ hasznos, mert a meteorológia adatokból és a pillanatnyi vízszint adatokból becsülhetővé válik a várható vízszint tetőzés időpontja, így az esetleges árvíz helyzeteket is előre lehet majd jelezni és meg lehet tenni a szükséges intézkedéseket.
MONITORING PONTOK BEMUTATÁSA A Nagyvisnyó-17-es (Nv-17) (EOV:758456, 304928) kútpereme a Bükk- Fennsík centrumában 779,9 m-es Balti-tenger feletti (mBf.) magasságban található (1. ábra). A vízszint körülbelül 521,8 mBf. és 549,6 mBf. között változik. A Szinva-forrás (EOV:766906, 305964) a Fennsík keleti részén, 359 mBf. magasságban fekszik. A vízszintje körülbelül 338 – 345 mBf. értékek között változik (Darabos & Lénárt 2008). Elhelyezkedésüket a Jávorkúti meteorológiai állomás helyzetéhez viszonyítva az 1. ábra szemlélteti. Geológiáját tekintve, mindkét vizsgálati pont a Bükkfennsíki Mészkő Formációban helyezkedik el. Ez egy világosszürke, anchimetamorf mészkő, amiben karbonátplatform fáciesű, korallos zátony, finoman rétegzett lagúna és crinoideás mélyebb vízi kifejlődések különíthetők el. A Bükk központi részét alkotja, ami a Nagy-fennsíkot és a RépáshutaKisgyőr közötti fennsíkot foglalja magába. Vastagsága elérheti az 1000 m-t, kora a ladintól a rhaetig terjed (Pelikán 2005). Vizsgálatunk szempontjából az azonos geológiai környezet kedvező, mivel így az nem tekinthető befolyásoló tényezőnek a vízszintváltozások elemzése során, ugyanis a beszivárgó víznek ugyanabban a típusú kőzetben kell haladnia. VIZSGÁLATI IDŐSZAK A vizsgálatot az elmúlt öt évre visszamenően végeztük el, tehát a 2007 és 2012 közötti teleket foglalta magába. A vizsgált 5 periódus így elegendően hosszú idősort adott, hogy a feltárt összefüggéseket több példával is alátámasszuk. A 2010/2011-es és 2011/2012-es telek adatai, témánk szempontjából nem szolgáltak információval, mert a talajfagy idején esett csapadékmennyiségek vagy elhanyagolhatóan kicsik voltak, vagy a talajfagyos időszak nem volt egybefüggő, mert a hőmérsékletemelkedés olyan nagy volt, hogy a talajfagy időszakosan kiengedett. A vizsgálatok során négy esemény típust határoztunk meg és vettünk nagyító alá. Először nyári, eső hatására bekövetkező, másodjára télen, talajfagy idején eső hatására bekövetkező, harmadikként télen, talajfagy idején hóolvadás és eső hatására bekövetkező, majd hóolvadás miatt bekövetkező vízszintemelkedést vizsgáltunk. Az egyes esemény típusok tetőzési ideje között szignifikáns különbséget tapasztaltunk, amellett, hogy az egyes eseménytípusokhoz tartozó vízszint görbék áradó ága is sajátos karakterisztikát mutat. Összehasonlító elemzésünk alapját a tetőzési idő képezte, ami nem más, mint azoknak a napoknak a száma, ami az eső, vagy olvadás napjától eltelik a Szinva-forrás vagy az Nv-17 kút vízszintjének tetőzéséig. Vizsgálatunk során ezt használtuk fel arra, hogy számszerűsítsük a talajfagy hatását, ugyanis a talajfagy idején és azon kívül jellemző tetőzési idők közötti különbség nyilvánvalóan ebből fakad. AZ ESŐVÍZ INDUKÁLT VÍZSZINTVÁLTOZÁS ELEMZÉSE NYÁRON Nyáron az eső következtében kialakuló vízszintemelkedés szinte robbanásszerűen következik be a Szinva-forrás esetében (2. ábra). Ezért a tetőzési idők meghatározását összehasonlítás céljából órás adatok alapján is elvégeztük, a pontosabb eredmények elérése végett. Az Nv-17-es kút esetében nincs szükség ilyen részletes elemzésre, mert a vízszint mélysége miatt a tetőzési folyamat több napon ível keresztül, így a napi átlag vízszint értékek is elegendőek (Darabos, 2012).
2. ábra: A Szinva-forrás tetőzési ideje nyáron A vízszintgörbét (2. ábra) megvizsgálva megállapítottuk, hogy a Szinva-forrás tetőzési ideje, nyáron 8 óra. Darabos (2012) órás adatok alapján átlagosan 16 órás tetőzési időt állapított meg. Egyébként a 2. ábrán bemutatott példa egy nem szokványos csapadékesemény következtében kialakuló áradást mutat be, mely során 16 órán belül 117 mm csapadék hullott. Ezért Szinva-forrás átlagosnál gyorsabb vízszintemelkedése feltehetően a hirtelen lehulló nagy csapadékmennyiség miatt következett be. AZ ESŐVÍZ INDUKÁLT VÍZSZINTVÁLTOZÁS ELEMZÉSE TALAJFAGY IDEJÉN Általánosságban megállapítható, hogy az eső formájában hulló csapadék gyorsabban indukál vízszintemelkedést a Szinva-forrás, de még az Nv-17 esetében is, ha nincs talajfagy. Amennyiben a talaj felső rétegében a hőmérséklet 0 Co alá csökken, a tetőzési idő meghosszabbodik. A grafikonok (3. és 4. ábra) értelmezésének megkönnyítése végett a Szinva-forrás görbéit négyzet alakú jelölővel, az Nv-17-es kút vízszint görbéit pedig rombusz alakú jelölővel, továbbá azonos stílusú vonallal jelöltük azokat a vízszintemelkedés görbéket, amelyeket ugyanaz a csapadékmennyiség indukált. Mivel Lénárt (2005) korábbi vizsgálataiban a Szinva-forrásra 2 napos, Nv-17-es kútra 12 napos tetőzési időt állapított meg a napi átlag vízszint adatokból, így a továbbiakban az összehasonlíthatóság végett, napi átlagokból határoztuk meg a tetőzési időket. A talajfagy mentes téli időszakokban, vizsgálataink alapján, a tetőzési idő a Szinva-forrásnál 2 nap, az Nv-17-nél 10-12 nap (3. ábra). Ezek az értékek láthatjuk, megegyeznek a korábban (Lénárt, 2005) megállapított tetőzési időkkel. A további elemzések során ezeket tekintjük az összehasonlítás alapjának és az ettől való eltérést a talajfagy hatásának tekintjük. Az idősorok elemzése során azt tapasztaltuk, hogy talajfagy idején a Szinva-forrás tetőzési ideje 3-4 napra, míg az Nv-17-es kútnak 14-15 napra hosszabbodik (4. ábra). Az összehasonlíthatóság végett olyan csapadékeseményeket választottunk példáknak, amelyek előtt huzamosabb ideig nem esett jelentős csapadékmennyiség, így a Szinva-forrás vízszintje
339,25-339,50 mBf. közötti intervallumban váltakozott. A folytonos vonallal jelölt vízszint görbe a Szinva-forrás esetében (4. ábra) eltér a másik kettőtől, ennek valószínűleg az az oka, hogy azt kisebb csapadékmennyiség eredményezte. Viszont a másik két görbe esetében a vízszintemelkedés ugyanazon tendenciával futott fel. Az Nv-17-es kút esetében a szaggatott vonallal jelölt görbe jelentősen eltér a folytonos és pontozott vonalú görbéktől, így az ehhez tartozó tetőzési időt figyelmen kívül hagytuk, csakis a teljesség igénye miatt tüntettük fel.
3. ábra: A Szinva-forrás és Nv-17-es kút tetőzési ideje télen, talajfagy mentes időszakban eső hatására Darabos (2010) szerint a csapadék hatására bekövetkező vízszintváltozás minden általa vizsgált BKÉR monitoring kútban, forrásban bekövetkezik még a csapadék napján. Ez a vízszintemelkedés még a mély kutakban is kimutatható, ahol a vízszint 200 m-rel a felszín alatt található. A 3. ábrán látható, hogy a csapadék hatására azonnal megindul a vízszintváltozás mind a Szinva-forrás, mind az Nv-17-es kút esetében, ami az előbbi megállapítást igazolja. Ezzel ellentétben a 4. ábrán, a talajfagy beszivárgás késleltető hatása figyelhető meg, ugyanis a grafikonok elején a Szinva-forrás esetében 1-2 napos, az Nv-17-es kút esetében 3-4 napos periódus figyelhető meg, amikor a vízszint szinte ugyanazon az értéken áll. Valószínűsíthető, hogy a talajfagy hatására alakul ki ez néhány napos késleltetés.
4. ábra: A Szinva-forrás és Nv-17-es kút tetőzési ideje télen, talajfagy idején eső hatására Azt is láthatjuk, hogy talajfagy mentes időszakban a Szinva-forrásra jellemző felfutó vízszintgörbék csaknem lineárisak (3. ábra), 95-99%-os korrelációs együtthatóval. Ezzel szemben a 4. ábra alapján a Szinva-forrás árhullámainak áradó ága talajfagy esetén lineáris regresszió helyett jobban közelíthetők harmadfokú polinommal, amit szintén 95-99%-os korrelációs együttható jellemez. Ez a különbség egyértelműen a talajfagy beszivárgás késleltető hatását mutatja. HÓOLVADÁS INDUKÁLT VÍZSZINT VÁLTOZÁS ELEMZÉSE TALAJFAGY IDEJÉN Felszíni beszivárgás a víztartóba csak abban az esetben következhet be, ha a levegő hőmérséklete 0 Co felett van, mert ellenkező esetben a csapadék hó formájában tárolódik a felszínen, amely legközelebb csak olvadáskor mobilizálódik. Ugyanakkor egy csekély mértékű beszivárgás elképzelhető a fagyott talajzónából, mert a kőzetrésekben felemelkedő meleg levegő megolvasztja azt, de az ebből származó vízmennyiség elhanyagolható. A tartósan fagyos időszakok alatt a Szinva-forrás esetében gyors, az Nv-17-es kút esetében lassú vízszint csökkenés következik be. A Szinva-forrás esetében a lecsökkent vízszint egy szűk intervallumon belül állandósul, amennyiben nincs beszivárgó csapadék. Ez a forrásra jellemző alaphozammal magyarázható. Az Nv-17 esetében csak a vízszint csökkenés figyelhető meg, ami az újabb csapadék mennyiség hatására megáll, majd újból növekedésnek indul. A hóolvadáskor kialakuló vízszintváltozásokat bemutató grafikonokon (5. ábra, 7. ábra) a görbék attól a naptól kezdve mutatják be a változást, amikor a levegő napi átlag hőmérséklete meghaladta a 0 Co-ot. A Szinva-forrás esetében két eltérő karakterisztikájú áradás görbét látunk (5. ábra). Ez abból adódik, hogy a folytonos és a vonal-pont görbe estében a Szinva-forrás vízszintje a már korábban említett 339,25-339,50 mBf. közötti intervallumból, az ún. alaphozamról indul. A pontozott és a szaggatott vonalú görbe esetében a vízszint egy korábbi olvadás hatására megemelkedett, majd csökkenésnek indult a hőmérséklet újbóli fagypont alá csökkenése miatt. Viszont az alaphozamra nem volt ideje visszaállni, mivel az olvadás hamarabb következett be, ezért figyelhető meg a csökkenő szakasz is. A Szinva-forrás esetében a hóolvadás miatt bekövetkező áradás esetében 7-9 napos tetőzési időt állapítottunk meg.
5. ábra: A Szinva forrás vízszintjének változása a hóolvadás hatására Az olvadáskor kialakuló vízszintváltozások tüzetesebb megvizsgálásának céljából elemzést végeztünk órás adatokból is. Ezt megint csak a Szinva-forrás esetében végeztük el (6. ábra). A vízszint görbén jól megfigyelhető a vízszintemelkedés sajátos karakterisztikája, ami azt olvadáskor jellemzi. Március 31-én probléma volt a hőmérsékletregisztráló műszerrel, így néhány órás adathiány keletkezett, de ez érdemben nem befolyásolja a grafikonelemzést, mivel a hőmérséklet változása kikövetkeztethető. Megfigyelhető, hogy az éjszakai fagyok során újra visszafagy a víz, így megszűnik a beszivárgás, aminek következtében a vízszint is csökkeni kezd. Március 31-én éjszaka a jelentős lehűlés miatt a vízszint is határozott csökkenésbe kezdett, majd a nappali felmelegedés következtében újra emelkedni kezdett. Április 1-én hajnalban a hőmérséklet épp csak 0 Co alá csökkent, amit a csekély mértékű vízszintcsökkenés is mutat. Ám a vízszintgörbe további fluktuációjára még nem sikerült egyértelmű választ találni, de bizonyos, hogy nem a fagy miatt következett be. Mivel az ingadozásban egyfajta periodicitás is megfigyelhető, elképzelhető, hogy a Hold árapály jelensége okozza (Lénárt 2005). De ennek megállapítása további vizsgálatokat igényel.
6. ábra: A Szinva-forrás vízszintgörbéjének karakterisztikája hóolvadáskor
Az Nv-17-es kút esetében mind a négy vizsgált esetben 15 napos tetőzési időt állapítottunk meg (7. ábra). A pontozott illetve a szaggatott vonalú görbén megfigyelhető a Szinva-forrás esetében már bemutatott jelenség, hogy egy korábbi csapadék hatására csökkenő vízszintre szuperponálódik az olvadásból származó víz. Ám ez korántsem olyan látványos, mint a Szinva-forrás esetében, ami a megfigyelő pontok különbözőségéből adódik, hiszen az Nv-17-es kút vízszintje kb. 250 m-rel a felszín alatt található.
7. ábra: Az Nv-17-es kút vízszintjének változása a hóolvadás hatására AZ EGYES ESEMÉNYTÍPUSOK ÁLTAL INDUKÁLT VÍZSZINTVÁLTOZÁSOK ÖSSZEHASONLÍTÁSA A Szinva-forrás vízszint görbéit négyzet, az Nv-17-es kút görbéit háromszög alakú jelölővel jelöltük. A számszerű jellemzés érdekében trendvonalat illesztettünk az egyes görbékre. Korrelációs vizsgálatok korábban már készültek a Bükki Karsztvíz Észlelő Rendszer monitoring pontjaiból származó adatokból (Darabos et al., 2012). Mivel korrelációs koefficiens értéke minden esetben meghaladja a 85 %-ot, így elmondatható, hogy az illesztett trendvonalak jól közelítik a görbéket. Egy görbe kivételével, minden görbét harmadfokú polinommal sikerült a legjobban közelíteni. A Szinva-forrás esetében itt is látszik, hogy talajfagy mentes időszakban és talajfagy idején kialakuló vízszintemelkedés görbék karakterisztikája különböző. A nyári csapadékesemény után azonnali, meredek és közel lineáris felfutású a vízszintgörbe (8. ábra). Talajfagy idején, eső következtében emelkedő vízszintgörbe áradó ágnak van egy szakasza, ami a meredekségét tekintve szinte megegyezik a nyári vízszintgörbe meredekségével. Mégis a tapasztalható differencia abból adódik, hogy a csapadék után van egy napos késleltetés, amíg a vízszint határozott emelkedésnek indul, majd szintén egy elnyújtott két napos szakasz következik, ahol a vízszint még emelkedik, de kisebb intenzitással. Ez utóbbi a vizsgálat szempontjából már nem érdekes, mert azt valószínűleg a későbbi kisebb csapadékmennyiségek okozták. Viszont a görbe elején tapasztalt késleltetés szignifikáns differencia, melyből úgy gondoljuk, hogy a talajfagy hatása.
8. ábra: A különböző eseménytípusok vízszintgörbéi A hóolvadáskor kialakuló vízszintemelkedés elnyúlik, így a meredeksége kisebb, ami a hosszabb tetőzési időből és a kisebb vízszintváltozásból adódik (8. ábra). Az Nv-17-es kút vízszint görbéit összehasonlítva kitűnik, hogy itt is a nyári csapadékeseményhez tarozó görbe meredeksége a legnagyobb. A talajfagy idején hulló eső és a hóolvadás hatására bekövetkező vízszintváltozást szemléltető görbék meredeksége már csak kismértékben tér el egymástól. A nyári csapadékhoz tartozó görbével összevetve az előbb említett két görbét, jól látható a tetőzési idők közötti különbség is. A talajfagy idején hulló eső esetén ez nyilvánvalóan a talajfagy miatt változik meg. Hóolvadáskor a Szinva-forrás esetében már korábban bemutatott olvadás-visszafagyás folyamata játszódik le, ami miatt szintén megnő a tetőzési idő. ÖSSZEFOGLALÓ Jelen munkánk felvezetője egy összetett kutatási témának, amely a beszivárgás és a talajfagy kapcsolatát hivatott részletesen feltárni a bükki karszton. A kutatási téma első lépéseként összehasonlító vizsgálatot végeztünk a korábban már részletesen kifejtett eseménytípusokra, melyek következtében vízszintemelkedés következhet be a Szinvaforrásnál és az Nv-17-es kútban, melyeket monitoring pontoknak választottunk. A vízszint és a meteorológiai adatok összevetésével tártuk fel a különbségeket, a nyári, illetve a téli, a talajfagy idején tapasztalható tetőzési idők között. A vizsgálat során megállapítottuk, hogy télen, talajfagy idején az eső által indukált vízszint emelkedés tetőzési ideje a Szinva-forrásnál 3-4 nap, ami a talajfagy mentes
állapothoz képest 1-2 nappal hosszabb, az Nv-17-es kút esetében 14-15 nap, ami a talajfagy mentes állapothoz képest 3-4 nappal hosszabb. A hóolvadás következtében bekövetkező vízszint emelkedés tetőzési ideje a Szinvaforrás esetében 6-8 nap között változott, ami a nyáron tapasztalt tetőzési időhöz viszonyítva 46 nappal hosszabb, az Nv-17-es kút esetében 15 nap, ami a nyári tetőzési időhöz képest 4 nappal hosszabb. Tehát a monitoring pontok vízszint és meteorológiai adataiból sikerült kimutatni, hogy a talajfagy milyen hatást gyakorol a beszivárgás ütemére és ezt a késleltetést számszerűsíteni is sikerült. Továbbá megállapítottuk, hogy milyen tetőzési időkkel lehet számolni hóolvadás során a Szinva-forrás és az Nv-17-es kút esetében. A tetőzési idők között tapasztalt különbségek jelentősek, így a kutatási munka következő lépésének tűzzük ki, hogy részletesebben is feltárjuk, pontosan milyen folyamatok és hogyan zajlanak le a karszton a talaj tartósan fagyott időszakában. A kutatásból származó adatok a hidrodinamikai modellek peremfeltételeiként szolgálhatnak és pontosabbá tehetik modellező munkánkat, melyek segítségével pontosabb transzportmodellek készülhetnek karsztos területeken. Továbbá vizsgálatunk eredményei segítségünkre lehetnek a vízellátás előre tervezésében és közelebb kerülhetünk a karsztárvizek megismeréséhez, valamint az ebből fakadó problémák elkerüléséhez, kezeléséhez. FELHASZNÁLT IRODALOM DARABOS E., LÉNÁRT L. 2008. Csapadék és karsztvíz szintek összefüggéseinek vizsgálata a 2006. évi bükki karsztárvíz elemzése során, Karsztfejlődés XIII. pp. 43-60, ISBN 963 7173 93 5 Ö, ISBN 978-963-9871-15-1, SZOMBATHELY DARABOS E. 2010. Examining Relationships data recorded with the Bükk karst water monitoring system. Karst Development, Volume 1, Issue 1, ISSN 1585-5473., pp. 6-12 Szombathely DARABOS E., SZUCS P., NÉMETH Á. 2012. Application of the ace algorithm on hydrogeological monitoring data from the Bükk mountains, Acta Geodaetica et Geophysica Hungarica, Volume 47, Number 2, June 2012, pp.: 256-270 Akadémiai Kiadó, Budapest DARABOS E. 2012. A 2006-os és a 2010-es bükki karsztárvizet okozó karsztvízszint változások a Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) mérőhelyein, VI. Magyar Földrajzi Konferencia, Konferencia kiadvány, Szeged (in press) LÉNÁRT L. 2005. Some aspects of the „3E’s” (Economics-Environment-Ethics) model for sustainable water usage in the transboundary Slovakian and Aggtelek karst region based on some examples from the Bükk Mountains. PhD thesis work, Kassa/Kosice, LÉNÁRT L. 2006B. A Bükk-térség karsztvízpotenciálja – a hosszú távú hasznosíthatóságának környezetvédelmi feladatai. Észak-magyarországi Stratégiai Füzetek. III. évf. 2. sz., pp. 17-28, Miskolc PELIKÁN P.(ED) 2005. A Bükk hegység földtana. Magyarázó a Bükk-hegység földtani térképéhez (1:50000). Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest
A 2006-OS ÉS A 2010-ES BÜKKI KARSZTÁRVÍZ OKAINAK, LEZAJLÁSÁNAK, HATÁSAINAK ÉS HASONLÓ HAVARIÁK KIKÜSZÖBÖLÉSÉNEK ÁLTALÁNOSÍTHATÓ TAPASZTALATAI A 2006-os és 2010-es bükki karsztárvizek oka alapvetően az extrém mennyiségű csapadék, ill. az extrém mennyiségű csapadék egyenlőtlen területi megoszlása volt, ami a klímaváltozásnak is jele lehet. A karsztárvizek lezajlásában sok hasonlóság volt, de a csapadék mennyisége, ill. a karsztvízszint maximumának különbsége miatt részben az árvizek lefutásában, részben a hatásának voltak erősen eltérő részletei. (A legjelentősebb eltérés emberi hatásra vezethető vissza: 2006-ban a város nem volt felkészülve arra, hogy ilyen nagy karsztárvíz esetén is zökkenőmentes legyen az ivóvízellátás, 2010-ben viszont – az elvégzett kutatásokat, beruházásokat követően – az árvíz már nem érte felkészületlenül a vízszolgáltatót, azonban a keleti Bükk felszíni vizeinek meghatározó részét levezető Szinva-patak 2010. évi áradása jelentős károkat okozott Miskolcon, ez azonban már egy másik előadás témája lehetne.) A szerzőcsoport összetételéből látszik, hogy a címben megfogalmazott feladatot a hidrogeológus és a klimatológus kutató, a városi vízellátó, a hatóság, az aktív barlangkutató szemszögéből, tapasztalatainak felhasználásával próbáltuk megoldani, általánosítható összefüggésekig eljutva. A klímaváltozás hatásának tekinthető, hogy a 2010-es, 1983 óta biztosan a legmagasabb karsztvízszintet létrehozó csapadékviszonyok után 2011-2012 során ugyanezen időszak legalacsonyabb vízszintjeit regisztráljuk a Bükkben – így most az árvizi helyzettel szemben az aszály vizsgálatával foglalkozhatunk majd a továbbiakban. (Az előadásban ezt megemlítettük, de az árvizek és szerepük volt a súlyponti kérdés.) A 2006. évi miskolci karsztvízszennyeződés 2006 június elején Magyarország legnagyobb vízszennyeződése (vízszennyezése) történt Miskolcon. Több mint 3000 ember került orvoshoz, – igen sokan nem mentek el – Miskolc jelentős részén a Miskolctapolcáról származó víz coli fertőzés miatt emberi fogyasztásra alkalmatlan volt. [3; 4; 6a; 6b; 8; 11; 12] Döntőnek tekinthető, hogy egy rendkívül jelentős felszín alatti áradássorozatot okozó időjárási helyzet állott elő. Évek óta emelkedő, az 50 éves átlagnál magasabb évi csapadékmennyiségek; az 50 éves átlagnál jelentősen magasabb márciusi-áprilisi csapadék; gyors olvadás április elején; májusban az 50 éves átlag kétszeresének megfelelő csapadék csapadékcsoport formájában; erre a csapadékcsoportra érkezett a június 2-i 49-82 mm nagyságú, az egész Bükköt érintő nagycsapadék; ezt követően ismét a Bükk teljes területét lefedő, 3 nap alatt lehulló 32-51 mm csapadék. Ennek következtében szennyezésekkel terhelt áprilisi és júniusi felszín alatti árhullámok szuperponálódtak egymásra, s így a szennyezési hatás lényegesen felerősödött. Ily módon az eddigi legmagasabb, folyamatosan mérő-rögzítő műszerrel mért karsztvízszint (546,32 mBf) jött létre a Bükk hegységben, a karsztvízdomborzat tetőszintjén. Ezek a felszín alatti áradások emberi módszerekkel kivédhetetlenek voltak, haváriának tekinthetők, tekintendők. (A tapolcai források 76 km2-es vízgyűjtő területére – 1. ábra – kb. 17 millió m3 csapadék hullott májusban és június elején. A Bükkből történő összes karsztvíztermelés 2005-ben 25,2 millió m3 volt.)
1. ábra. A miskolci vízműforrások védőterülete, azon belül az egyes források vízgyűjtői a legfontosabb felszín alatti áramlási irányokkal, Miskolctapolca feltüntetésével (Hernádi, 2011) Az opálosodást okozó szennyező anyagnak a felszínről felszín alatt mozgó (nagyon sok esetben hevesen áramló) vízbe való kerülése (nyitott víznyelőkön keresztül), ill. a barlangokban lerakódott törmelék felszakadása ilyen magas vízszinteknél, ill. az olyan dinamikus karsztvízszint emelkedésnél, ahol a tetőhelyzetben lévő karsztvízszint maximális emelkedésének mértéke 1,96 m/nap volt, törvényszerű és szintén kivédhetetlen. Ehhez járultak a bakteriális fertőzést adó szennyező gócok anyagának a felszín alatti vízbe való kerülése. A részletesebb vizsgálatok alapján opálosodás (zavarosodás) és a bakteriális szennyezés között tapasztalati összefüggés van, bár azok zömmel különböző közegből származnak. (A fenti módon szennyezett víz tisztítása ultraszűréssel megoldható, de igen drágán.) A Miskolctapolcai Vízbázis bakteriális elfertőződése a fekália szennyezőanyagnak az illegális módon a karsztra való vezetése, ill. emberi hanyagság miatt a karsztvízbe való jutása miatt történt. (Nagytömegű potenciális szennyezőanyag található a miskolctapolcai vízgyűjtő egyes részein, így Miskolctapolca több területén, Bükkszentlászló-Tatárárok térségében, RépáshutaBalla-völgyben.) Viszont itt is ki kell hangsúlyozni, hogy ez a bakteriális szennyezés valószínűleg nem következik be, ha nincs ekkora karsztvízszint, ill. ilyen dinamikus karsztvízszint emelkedés. A 2. ábrán az addigi 15 évi vizsgálat egy jellemzően alacsony vízszintjét (1994), a legmagasabbra emelkedő görbéjét (2006), valamint az 1993-2012-es évek átlagos értékeit ábrázoltuk. (A 3. ábrán látható, hogy 2006-ban már áprilisban is „karsztvízszint-rekord” született, amit előbb a 2006-os maximális vízszint, majd 2010-ben 3 további magas karsztvízszint múlt felül.) Ezt a magas áprilisi vízszintet egy átlagosnál magasabb májusi vízszint követte, majd az erre szuperponálódó május végi - június eleji csapadékcsoport rendkívül jelentős emelkedése. A 2010-es napi átlagos karsztvízszint az 549,85 mBf-i szinten tetőzött. (A mérésenkénti átlag ettől csak néhány cm-el tért el.)
550 548 546 544 542
Karsztvízszint [mBf]
540 538 536 534 532 530 528 526 524
1994-vízsz
2006-vízsz
Átl-vízsz 1993-2012
522 520 nov.. 1.
dec.. 1.
jan.. 1.
febr.. 1.
márc.. 1.
ápr.. 1.
máj.. 1.
jún.. 1.
júl.. 1.
aug.. 1.
szept.. 1.
okt.. 1.
nov.. 1.
2. ábra. A Bükk karsztvízszintjének változása 1994-ben, 2006-ban, valamint 1993-2012 között a nagymezői Nv-17-es karsztvízfigyelő kútban (Lénárt, 2012) Ez a természeti eredetű havaria a víztermelés teljes intézményrendszerét figyelembe véve kivédhetetlen volt, de a cél az, hogy a kutatásokkal és az azt követő műszaki megoldásokkal ez ne ismétlődhessen meg. A Nv-17-es karsztvízfigyelő kút összes eddigi adatait a 3. ábrán mutatjuk be 2012 szeptember 5-ig. (Az egyes évek feltüntetésétől eltekintünk, mint a témánk szempontjából érdektelentől.) 550 548 546 544 542
Karsztvízszint [mBf]
540 538 536 534 532 530 528 526 524 522 520 nov.. 1.
dec.. 1.
jan.. 1.
febr.. 1.
márc.. 1.
ápr.. 1.
máj.. 1.
jún.. 1.
júl.. 1.
aug.. 1.
szept.. 1.
okt.. 1.
nov.. 1.
3. ábra. A Nv-17 kút vízszint adatai 1993-2012 között (Lénárt, 2012)
A 2006 utáni még magasabbra emelkedő (2010-es) árvizi szinteteket a 4. ábrán mutatjuk be. Ezen az ábrán jól látható, hogy a relatív minimumok (és részben a relatív maximumok) egyre magasabban találhatók, ami a június eleji, eddigi legmagasabb, 549,85 mBf-i tetőző szintet eredményezte a Bükk-fennsíkon. Az is megfigyelhető, hogy a sokévi átlagot a 2006-os vízszint csak az év nagy részében haladta meg, viszont a 2010-es vízszint csaknem egész évben. 550 548
2006-vízsz
2010-vízsz
Átl-vízsz 1993-2012
546 544 542
Karsztvízszint [mBf]
540 538 536 534 532 530 528 526 524 522 520 nov.. 1.
dec.. 1.
jan.. 1.
febr.. 1.
márc.. 1.
ápr.. 1.
máj.. 1.
jún.. 1.
júl.. 1.
aug.. 1.
szept.. 1.
okt.. 1.
nov.. 1.
4. ábra. A 2006-os és a 2010-es árvízszintek összehasonlítása és az 1993-2012-es átlag (Lénárt, 2012) Érdekes viszont az is, hogy a 2010-es maximális vízszint után következő két évben mennyivel alacsonyabb vízszintek alakultak ki a területen (5. ábra). 2011 novemberétől
550 548
2010-vízsz
2011-vízsz
546
2012-vízsz
Átl-vízsz 1993-2012
544 542
Karsztvízszint [mBf]
540 538 536 534 532 530 528 526 524 522 520 nov.. 1.
dec.. 1.
jan.. 1.
febr.. 1.
márc.. 1.
ápr.. 1.
máj.. 1.
jún.. 1.
júl.. 1.
aug.. 1.
szept.. 1.
okt.. 1.
nov.. 1.
5. ábra. A 2010-es, 2011-es, 2012-es és az 1993-2012-es átlagos vízszintek (Lénárt, 2012) 2006-os javaslatok a miskolctapolcai vízmű és a város vízellátó rendszerének biztonságos üzemeltetéséhez szükséges fejlesztések /feladatok/ megvalósítására [3; 6; 7] Azonnali intézkedések megtétele, melyek zömmel 2006-ban megtörténtek 1. Kútszerkezeti felújítási munkák elvégzése. 2. A klórozás hatékonyságának fokozása, a túlfolyó víz klórmentességének biztosítása, a klórmentes nyersvíz mintavételezésének biztosítása. 3. A folyamatos ellenőrző méréseket lehetővé tevő helyszíni vízminőségi monitoring rendszer kiépítése, percenkénti adatlekérdezéssel, az esetleges bakteriális szennyezéssel járó kísérő jelenségek azonnali felismerésére. 4. A bakteorológiai gyorstesztek végzésére alkalmas műszerek beszerzése, akkreditált bakteriológiai saját laboratórium kialakítása, a vízminta vételek sűrítése a Kormányrendelet előírásán túlmenően az ÁNTSZ-szel és ÉmiKTVF-fel egyeztetve. 5. A belső védőterületen és közelében lévő felhagyott ivóvíz és csatornahálózati elemek feltárása, azok megszüntetése; a belső szennyvízelvezető rendszer átépítése nyomott rendszerűvé; a Barlangfürdő szennyvízelvezető rendszerének átépítése többszörösen védetté; a Hejő-patakba történt illegális szennyvízbekötések feltárása és megszüntetése; vízzárósági próbák végzése a vízbázisvédelem szempontjából kritikus csatornaszakaszokon; a vízmű fölötti szennyvízcsatorna visszaduzzadási vészjelzésének kiépítése; a bükkszentlászlói és a bükkszentkereszti szennyvízcsatornáknak a miskolci rendszerre való csatlakozási pontja alatt a szennyvízcsatorna-rácsakna vészszintjelzésének kiépítése. 6. A Vár-hegyi, felhagyott kőbányában lévő figyelő kút kitisztítása és annak rendszeres vízmintavételezése, vízszintjének folyamatos rögzítése. 7. Az üzemeltetési szabályzat felülvizsgálata és kiegészítése a még hiányzó előírásokkal, különösen a haváriák esetén szükséges intézkedésekkel. 8. A többi vízműforrások zavarosságmérővel történő felszerelése, a vízminőségi monitoring rendszer továbbfejlesztése a miskolctapolcai gyakorlati tapasztalatok alapján.
A következő években elvégzendő feladatok a vízbázisvédelem, a preventív védekezés folytatása, jelentős mértékű erősítése a 123/1997. /VII.18./ Korm. sz. előírásainak megfelelő védőterületek kialakítása érdekében 1. A bükki, földtanilag sérülékeny karsztvízbázist annak védelme, helyreállítása érdekében folyamatosan kutatni kell, a tanulságokat folyamatosan le kell vonni. (Részben megtörtént.) 2. A vízmű vizének karsztvízjárástól függő iszapterhelését (a karsztvíz lebegőanyag tartalmát) le kell választani ülepítéssel vagy szűréssel. (Az ultraszűrés megvalósítása folyamatban van.) 3. A teljes miskolci és a csatlakozó hegyvidéki vízműhálózat teljes körű felülvizsgálata, korszerűsítése, ill. felújítása elengedhetetlen. (Részben megtörtént, a 2009-2012-es dignosztikai vizsgálatok erre is kitértek.) [1; 2] 4. Szennyvíztároló medencék, űrgödrös árnyékszékek, szikkasztók tényleges felmérése, szükség szerint a megszüntetése, az újonnan engedélyezettek beüzemelés előtti tényleges ellenőrzése. (Részben megtörtént, a 2009-2012-es diagnosztikai vizsgálatok erre is kitértek.) 5. A MIVÍZ által (is) eddig végeztetett vízbázisvédelmi tevékenységet (karsztvízszint észlelő rendszer, barlangok szennyezettségének folyamatos vizsgálata és csökkentése, egyéb vízminőség-javító kutatások-beruházások) folytatni, adott esetben erősíteni kell. (Folyamatosan megtörtént.) 6. 2009-2012 között megtörtént a diagnosztikai felülvizsgálat, az új védőidom kijelölése folyamatban van. 7. Feltétlenül célszerű figyelembe venni a kutatásoknál és a különböző szintű döntéseknél, hogy a bükki hideg és meleg karsztvizek csak technikai értelemben választhatók szét egymástól, azok elválaszthatatlan egységet alkotnak és ennek a vízműszervezetek kapcsolatrendszerében is meg kell jelennie. [5; 9; 13; 14; 15; 16; 17] 8. A sok éves hidrogeológiai munkával megismert potenciális szennyező források aktualizált feltárása mellett minden kritikát kibíró, megismételt víznyomjelzéseket kell végezni, elsősorban nagy, vagy közepes vízhozamok (karsztvízszintek) mellett. (A 2009-2012-es dignosztikai vizsgálatok erre is kitértek.) Ezeken a területeken a szennyezés lehetőségét meg kell szüntetni a szennyező anyag keletkezésének megszüntetésével (ami igen jelentős tudati fejlődést és hosszú időt kíván) és az időszakos patakmedrek vízzáróságának megoldásával (ami jelentős költségeket jelent). 9. A legfontosabb források esetében a termelt vízmennyiség mellett a túlfolyó (ökológiai) vízmennyiségek szabatos, kb. hetenkénti rendszeres meghatározása (esetleg folyamatos észlelése) a vízminőségi adatok értelmezéséhez nélkülözhetetlen. (A 2009-2012-es dignosztikai vizsgálatok keretében épültek ilyen mérőhelyek.) 10. Városi és hatósági segítséggel olyan egyeztetett helyi jogszabályokat, ill. működő munkakapcsolatokat kell alkotni, ill. kialakítani, amelyek a karszt jellegének megfelelően biztosítják a hatékony vízbázisvédelmet, valamint a folyamatos hatósági ellenőrzést. 11. Az építési engedélyeket szigorúbb – elsősorban vízbázisvédelmi – feltételekhez kell kötni és a feltételek betartását sokkal szigorúbban kell a helyszínen ellenőrizni. (A 2009-2012es diagnosztikai vizsgálatok keretében is már ezen meggondolások alapján lettek figyelembe véve a korlátozások és tiltások) 12. Ki kell dolgozni egy riasztási szinteket tartalmazó rendszert csapadékok, vízszintváltozások, jelzésértékű vízminőség-változások alapján az árvízi (riasztási) szintekhez hasonlóan és azt folyamatosan üzemben kell tartani (a forrásokon az üzemeltető anyagi helyzetéhez mérten, 2007 óta kialakította a folyamatos 24 órás forrás monitoring vízminőség észlelési rendszert, riasztási és kikapcsolási határértékekkel).
13. A megfelelő vízminőség fokozott mértékű biztosítása érdekében az eddigi mintavételezési gyakorlaton jelentősen változtatni kell. (A mintavételezés 2006 óta nyersvízből is és behatási időn túli hálózati vízből is történik! A Vízmű a jogszabályi gyakoriságtól sűrűbben végez vízminőség ellenőrzést, az akkreditált mérésekkel párhuzamosan gyorsteszt vizsgálatokal.) 14. Létre kell hozni egy olyan „havaria bizottságot”, ahol a magas riasztási szinteknél az operatív emberek mellett karszthidrogeológiai szakember is jelen van, s amelynek anyagi és szervezési lehetőségeivel az azonnali (és csak a havaria bekövetkezésekor aktuális) karszthidrogeológiai, vízkémiai, bakteriológiai, vízbiológiai stb. kutatások érdemben és azonnal elvégezhetők, ill. magas riasztási szintek esetén a jelenlegi diszpécseri szintet meg kell emelni. 15. Egy tartós, a MIVÍZ Kft anyagi lehetőségeit messze meghaladó szakmai munka megszervezésére, a pénzeszközök megszerzésére, a beruházások lebonyolítására, a kutatási, víztermelési, államigazgatási és hatósági munka koordinálására létre kellene hozni egy állandó bizottságot pl. Miskolci Karszvízbázisvédelmi Bizottság néven, mely közvetlenül a Polgármester alá tartozna. Ennek a bizottságnak a vezetését a például a Miskolci Egyetem láthatná el a Bükki Karsztvízszint Monitoring Rendszeren keresztül. [3; 7] A tiszta karsztvíz tartós biztosításához három úton (azok kombinációjával) lehet eljutni: 1. szüntessük meg a keletkezési helyén a szennyezést (lakossági szennyezés esetén elvileg ez, ha nehezen is, megoldható, de gyakorlatban ez ma még az emberek tudati szintjét és anyagi lehetőségeit ismerve nem fog menni), 2. akadályozzuk meg a szennyezett víznek a karsztba jutását az időszakos patakmedrek vízzáró burkolásával (drága, és a környezetvédők ellenvetésére is lehet számítani), 3. szükség szerint tisztítsuk meg a forráson kilépő karsztvizet (drága, folyamatosan fenntartott technológiát kell alkalmazni). Valószínű, hogy az időszakos patakmedrek valamilyen burkolásával, a miskolctapolcai források árvizi hozamainak szükség szerinti tisztításával, ily módon komplex megoldással érhetünk célt a legkisebb befektetéssel, de csak akkor, ha az emberek „vízbázisvédelmi tudati átnevelését” sem hanyagoljuk el. A legfontosabb beavatkozásnak a vízművek egységes, vízminőségvédelmi monitoring rendszerének kiépítését tartjuk, mely eddigi működése során lehetővé tette az azonnali beavatkozás lehetőségét. Ily módon a riasztási szint elérése esetén a fokozott készültség mellett az alternatív vízellátási módok megszervezése is megkezdődhetett és vízmű kizárás esetén azok aktiválása is megtörtént. A forrás monitoring rendszer műszereiből a 6. ábrán bemutatunk néhányat.
6/a ábra HACH-LANGE 1720E sc zavarosság mérőegység; HACH-LANGE UVAS plus sc szervesanyag tartalom mérőegység; Szervesanyag tartalom kijelző; Zavarosság kijelző; Beadási pont szabad Cl mérőegység; Beadási pont szabad Cl kijelző; pH és vezetőképesség mérőegység; pH mérőegység; Vezetőképesség mérőegység kijelző; Kijelző egység a kezelő teremben; Colilert gyorsteszt (Horányiné, 2007)
6/b ábra. Collilert gyorsteszt eredményt jelző tasak Már előbb jeleztük, hogy bár a 2010-es felszín alatti és felszíni karsztárvíz lényegesen nagyobb volt a 2006-osnál, a vízellátásban ez nem okozott akkora fennakadást, mint 2006ban. Sőt, 2010-ben olyan megbetegedés sem fordult elő, mely a szennyezett víz számlájára lett volna írható. (A 2006-os megbetegedések okainak pontos feltárásában bőven maradtak kérdőjelek, de ezek megválaszolására nekünk sincs megfelelő vizsgálati eredményünk.) A két árvíz okozta különbségekre a 7. ábra adatai is rámutatnak. 2006-ban az Új-kút termelése több, mint egy fél évig szünetelt a hálózat felé, de 2010-ben ez a szünet jóval rövidebb volt és elővigyázatossági jellegűnek tekinthető. Emellett 2006-ban az ÉRV-től kapott a város a szokásosnál lényegesen több parti szűrésű vizet a vízellátás biztosítása érdekében, viszont 2010-ben, amikor az ÉRV parti szűrésű vízbázisai árvíz alá kerültek, akkor Miskolcról, többek között a Termál-forrásból ment a karsztvíz az ÉRV által ellátandó területre, így a MIVÍZ Kft. 23 környező települést látott el ivóvízzel a 2010-es havária helyzetben.
1 400
350
Új-kút
1 000
250
800
200
600
150
400
100
200
50
0
jan.00
Termál-forrás termelése [1000 m3/hónap]
300
3
Új-kút termelése [1000 m /hónap]
Termál-forrás 1 200
0
jan.01
jan.02
jan.03
jan.04
jan.05
jan.06
jan.07
jan.08
jan.09
jan.10
jan.11
jan.12
7. ábra. A miskolctapolcai Új-kút és a Termál-forrás havi termelése (Vízmű adatok, 2012)
Irodalom [1] Böcker, T. – Vecsernyés, GY. [1983]: Miskolc város vízellátására foglalt karsztforrások védőidomának víz- és környezetvédelmi atlasza. Hungalu, Budapest. [2] Izápy, G. – Maucha, L. [1992], A Bükk-hegység vízháztartási viszonyai. A Bükk karsztja, vizei, barlangjai konferencia, ME, 1992. május 28-30. pp. 131-142. Miskolc. [3] Kádár, S. – Lénárt, L. [2006]: Vízszennyezés tényfeltáró bizottság végső jelentése. Miskolc Megyei Jogú Város Polgármesterének felkérése, Miskolc. [4] Karády, L. – Lénárt, L. –Vojtilla, L. [2007]: A 2006 júniusában történt miskolci karsztárvíz hidrogeológiai okai, vízminőségi következményei, a hasonló havariak megelőzése érdekében tett lépések. FAV, előadás, ill. http://fava.hu/balatonfured2007/index.html, honlapon a teljes előadási anyag megjelent. Balatonfüred, március 28-29. [5] Lénárt, L. [2005]: Some aspects of the „3E’s” (Economics-Environment-Ethics) model for sustainable water usage in the transboundary Slovakian and Aggtelek karst region based on some examples from the Bükk mountains. PhD Thesis Work, 2005, Kassa/Košice. [6] Lénárt, L. [2006a]: A miskolctapolcai új-kút szennyező forrásainak feltárása, műszaki megoldási javaslatok a hosszútávú, biztonságos karsztvíztermelés biztosításához. Miskolci Vízművek Rt megbízás, 2006. [7] Lénárt, L. [2006b], A Bükk-térség karsztvízpotenciálja – a hosszú távú hasznosíthatóságának környezetvédelmi feladatai. = Észak-magyarországi Stratégiai Füzetek, III. évf. 2. sz. pp. 17-28. Miskolc. [8] Lénárt, L. [2007]: A 2006 júniusában történt miskolci karsztárvíz hidrogeológiai okai. MHT Vándorgyűlés, Tata, 07.04-06. (Az előadások CD-n, ill. az MHT honlapján jelentek meg. http://www.hidrologia.hu/ovgytata/25/fooldal.html) [9] Lénárt, L.: A miskolci karsztforrások monitoring rendszere. Miskolci Vízművek Kft.
megbízás, 2007. [10] Lénárt L. [2008]: Hideg, langyos és meleg karsztvíz-zónák a Bükkben és környezetében. Mineral waters in the Carpathian Basin 5th International Scientific Conference. pp. 4150. Csíkszereda. [11] Lénárt L. [2002-2012]: A Bükkben keletkezett kitermelhető (meleg)karsztvíz-készlet folyamatos meghatározásának módszere (IX.)XXI/b. (A 2002. 08. 28. - 2012. 01. 01. közötti mérési eredmények értékelése.) Miskolci Vízművek Rt megbízás. [12] Lénárt L.[1992-2012]: A Bükkben keletkezett kitermelhető karsztvízkészlet meghatározásának módszere XXI/a. (Az 1992. 10. 10. - 2012. 01. 01. közötti mérési eredmények értékelése.) Miskolci Vízművek Rt, Észak-magyarországi Regionális Vízművek Rt, Heves megyei Vízművek Rt, Mezőkövesdi VG Rt, Smaragd GSH-Kft, Miskolci Egyetem megbízás. [13] Lénárt, L. [2010]: The Interaction of Cold and Warm Karst Systems in the Bükk Region. Proceedings of the 1th Knowbridge Conference on Renewables, pp. 111-118, Miskolc. [14] Szlabóczky, P. [1974]: Karsztvíz tározó rendszer termohidraulikai vizsgálata Miskolc környéki adatok alapján = Hidrológiai Közlöny, 54. évf. 11. füz. pp. 516-523. [15] Liebe, P. [szerk.][1994]: Magyarország vízkészleteinek állapotértékelése. VITUKI Rt., 1994, Budapest. [16] Liebe, P. [Editor][2002]: Guide groundwaters in Hungary. Compiled by The Hydrological Institute of VITUKI Plc. Ministry of Environment and Water, Budapest. [17] VITUKI [2002] Vízkészletgazdálkodási atlasz, Budapest.
