GEOTERMIKUS RENDSZEREK FENNTARTHATÓSÁGÁNAK INTEGRÁLT MODELLEZÉSE. 3. munkacsoport. Hidrogeotermikus rendszerek és földtani vetületeik

GEOTERMIKUS RENDSZEREK FENNTARTHATÓSÁGÁNAK INTEGRÁLT MODELLEZÉSE

3. munkacsoport

Hidrogeotermikus rendszerek és földtani vetületeik

Szerkesztették: Kozák Miklós, McIntosh Richard William, Buday Tamás

Szerzők: Bálint Béla, Bobok Elemér, Buday Tamás, Michele de Carli, Kozák Miklós, Lorberer Árpád Ferenc, McIntosh Richard William, Püspöki Zoltán, Szűcs Péter, Tóth Anikó, Török Imre

Debrecen 2011

Írták: Bálint Béla, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék Bobok Elemér, Miskolci Egyetem, Kőolaj és Földgáz Intézet Buday Tamás, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék Michele de Carli, Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Fisica Tecnica Kozák Miklós, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék Lorberer Árpád Ferenc, LORBERTERV Vízföldtani Tervező Kft. McIntosh Richard William, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék Püspöki Zoltán, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék Szűcs Péter, Miskolci Egyetem, Hidrogeológiai-Mérnökgeológiai Intézeti Tanszék Tóth Anikó, Miskolci Egyetem, Kőolaj és Földgáz Intézet Török Imre, Megújuló Energia Alkalmazási Központ

Lektorálták: Jolánkai Géza, Debreceni Egyetem Mély- és Szerkezetépítési Tanszék Tóthné Makk Ágnes, Magyar Állami Földtani Intézet Göőz Lajos, Nyíregyházi Főiskola Dávid Árpád, Eszterházy Károly Főiskola

ISBN 978-963-473-451-2 Vol. 3 ISBN 978-963-473-448-2 Kiadó: Debreceni Egyetem 4032 Debrecen, Egyetem tér 1 Telefon (DE Műszaki Kar): +36 52 415-155 Fax (DE Műszaki Kar): +36 52 418-643 Honlap: www.eng.unideb.hu Nyomta és kötette a Rexpo Nyomda, Debrecen

A Debreceni Egyetem Műszaki Kar 2008-ban pályázatot nyújtott be az Új Magyarország Fejlesztési Terv Társadalmi Megújulás Operatív Program támogatási rendszeréhez "Geotermikus rendszerek fenntarthatóságának integrált modellezése" címmel. A pályázati konstrukció célja Innovatív Kutatói Teamek létrehozása az alapkutatástól az alkalmazott kutatásig terjedő tevékenységekre. Pályázatunk támogatást nyert és ezzel a Debreceni Egyetemen megalakult a GEOREN kutatócsoport, melynek célja a geotermikus energia felhasználás elméleti vizsgálata, a rendszerek üzemeltetésének optimalizálása a fenntarthatóság biztosításának céljából. A TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017 sz. projekt fő alapadatai az alábbiak:  A projekt összköltségvetése - támogatás: 261.792.037 Ft - saját forrás: 46.198.595 Ft  Futamidő: 2 év (2009.07.01-2011.06.30)  Külföldi kutatók: - Prof. Dr. Ionel Ciucanu Temesvári Tudományegyetem, Románia - Prof. Dr. Ioan David Temesvári „Politehnica” Egyetem, Románia - Prof. Dr. Adrian Retezan Temesvári „Politehnica” Egyetem, Románia - Prof. Dr. Dr. hc Gudni Jóhannesson Izlandi Energiahivatal, Izland - Prof. Dr. Igor Drtsvensek Maribori Egyetem, Szlovénia - Dr. Michele de Carli Padovai Egyetem, Olaszország - Dr. Ladislav Böszörményi Kassai Műszaki Egyetem, Szlovákia 

A projekt megvalósításában az alábbi cégekkel működtünk együtt: - ATOMKI (MTA Atommagkutató Intézete) - INNOTERM Kft. - CAD + Inform Kft. - REXPO Kft. (nyomda) - COLOUR-SYSTEM Digital Studio - COMPOKTUS Kft. A projekt futamideje alatt a kutatási munkában 55 kutató vett részt öt munkacsoportban: 1. Vízkémia és anyagvizsgálat Munkacsoport vezető: Prof. Dr. Trampus Péter 7 fő 2. Fúrómű dinamikai modellezése Munkacsoport vezető: Dr. Tiba Zsolt 5 fő 3. Geológiai és hidrogeológiai modellezések Munkacsoport vezető: Dr. Kozák Miklós 29 fő 4. Geotermikus rendszerek üzemeltetési paramétereinek vizsgálata Munkacsoport vezető: Halász Györgyné Dr./Dr. Kalmár Ferenc 5 fő 5. Gazdaságossági vizsgálatok, életciklus elemzések Munkacsoport vezető: Dr. Szűcs Edit 9 fő

- ANALAB Kft. - AQUAPLUS Kft. - ÍSOR Iceland Geosurvey - VITUKI Nonprofit Kft - Magyar Bányászati és Földtani Hivatal 



A munkacsoportok kutatási beszámolónak terjedelme meghaladja a 3000 oldalt. (www.georen.unideb.hu). Ez az öt könyv csak kivonat, mely a két éves kutatási munka legérdekesebb eredményeit foglalja röviden össze. Tisztelettel ajánljuk oktatók, kutatók, hallgatók és mérnök kollégák figyelmébe. Reméljük, hogy a könyvek hasznos információkat tartalmaznak mindazok számára, akik munkájuk során termálvizes rendszerekkel foglalkoznak és elkötelezettek a geotermikus energiaforrások hatékony hasznosítása mellett. Dr. Kalmár Ferenc

Geotermikus rendszerek fenntarthatóságának integrált modellezése

Tartalomjegyzék 1. Problémafelvetés, a kutatás céljai, keretei, elvi alapok 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 1.7 1.8

2. Kutatási adatbázisunk építésének és felhasználásának céljai és jellemzői 2.1 2.2 2.3 2.4 2.5 2.6

6

Pályázati keretek ..................................................................................................................... 6 A 3. munkacsoport feladatai ................................................................................................... 6 A 3. munkacsoportban résztvevő munkatársak ....................................................................... 7 A földhő kitermelés nehézségei és hasznosításának igénye napjainkban ............................... 7 Kiaknázatlan adottságaink és törekvéseink a hazai geotermikában ...................................... 10 Az EU energiapolitikai irányelveinek orientáló hatása, hazai kötelezettségek ..................... 11 Kockázati és gazdaságossági megfontolások a geoenergetikában ........................................ 13 A kutatási terület kiválasztásának indokai és regionális lehatárolása ................................... 14

16

Adatforrások .......................................................................................................................... 16 A vizsgálati terület adatstatisztikai jellemzői ........................................................................ 16 Az adatfeldolgozás körülményei ........................................................................................... 18 Az adatbázisépítés technikája, kimenete és mennyiségi jellemzői ....................................... 18 Az alapkutatás módszertani és logikai megvalósítása .......................................................... 20 A modellezés technikai lehetőségei ...................................................................................... 23

3. A vizsgálati terület földtani felépítése, szerkezeti, rétegtani, litológiai jellemzése, a víztartók kőzetváz modellje

24

3.1 A medenceanalízis tiszántúli lehetőségei .............................................................................. 24 3.2 A vertikális és kronológiai tagolás elvi alapjai és a szükségszerű összevonások ................. 26 3.3 Metamorf aljzat és mezozóos-paleogén képződmények ....................................................... 28 3.3.1 A tiszántúli medenceszerkezet aljzatának ismeretessége .......................................... 28 3.3.2 A mélyszerkezet valószínű felépítése ........................................................................ 30 3.3.3 A medencealjzat hidro- és termosztratigráfiai jelentősége ........................................ 35 3.4 Miocén vulkanitok-vulkanoszedimentek helyzete és árnyékoló szerepe a Tiszántúlon ....... 39 3.5 Tiszántúli vízadók szekvencia-sztratigráfiai azonosítása és térbelisége a mélyfúrási geofizikai adatok felhasználásával ........................................................................................ 42 3.6 Pannóniai „termálvizes” rétegsor litosztratigráfiai egységeinek őskörnyezete..................... 43 3.6.1 Zagyvai Formáció ...................................................................................................... 46 3.6.2 Újfalui Formáció ........................................................................................................ 48 3.6.3 Algyői Formáció ........................................................................................................ 49 3.6.4 Szolnoki Formáció ..................................................................................................... 51 3.6.5 Endrődi Márga ........................................................................................................... 52 3.7 Negyedidőszaki fluviális-eolikus „vízműves” (ivóvizes) rétegsor ....................................... 52 3.8 Medenceüledékek litosztratigráfiai egységeinek térbelisége az I. és II. szelvényekben ....... 54 3.8.1 Medenceperemi kifejlődések ..................................................................................... 56 3.8.2 A medenceperem és a mélymedencék átmenetei ....................................................... 56 3.8.3 A medencebelső rétegsorai ........................................................................................ 57 3.8.4 Az átmeneti típusú kifejlődés 3D földtani modellezése ............................................ 59 3.9 Az I. szelvény környezetének jellemző nyomás- és hőmérsékletadatai................................ 63

4

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


4. A földhő bányászatának alternatív lehetőségei

66

4.1 Az alkalmazható hőkinyerési technikák vázlatos áttekintése ............................................... 66 4.2 Hévíz, illetve vízgőz felhasználás áramtermelésre ............................................................... 67 4.2.1 Egy klasszikus európai példa, Larderello .................................................................. 68 4.2.2 A tervezett Érmelléki erőmű ...................................................................................... 69 4.2.3 Hazai kísérleti próbálkozások mélységi rezervoárok hőmegcsapolására .................. 70 4.2.4 A HDR módszer kísérletei, tanulságai és hazai alkalmazási lehetőségei .................. 71 4.3 Vizet nem, csak hőt termelő megoldások ............................................................................. 80 4.3.1 Hőkinyerés nagy mélységből ..................................................................................... 81 4.3.2 Hőkinyerés kis mélységből ........................................................................................ 88 4.4 Geotermikus energia kinyerés termálvíz termeléssel .......................................................... 107 4.5 A talajvizes zóna hőjének kinyerése víztermeléssel – Geotermikus – hőszivattyús kútpárok alkalmazási lehetőségei ....................................................................................................... 109

5. A fenntartható kitermelés lehetőségei a jelenlegi kitermelési adatok tükrében 6. Egymásrahatások és terhelhetőség vizsgálata 3D modell segítségével Hajdúszoboszló és Debrecen térségében

114 117

6.1 Kisérségi szintű hidrogeológiai modell ............................................................................... 117 6.1.1 A modell geometriai és hidrogeológiai jellemzése .................................................. 117 6.1.2 A permanens áramlási modell hidrodinamikai viszonyai ........................................ 119 6.1.3 A termelés hatása a nyomásszintekre – permanens hidrodinamikai modell............ 120 6.1.4 Regionális hőmérsékleti viszonyok és kitermelhető energiasűrűség ....................... 124 6.2 Hidrodinamikai és hő transzport modell készítése egy feltételezett termelő-visszasajtoló kút pár komplex hidrogeológiai vizsgálatához Ebes település térségében ............................... 126 6.2.1 Hő transzport modell készítése egy feltételezett termelő-visszasajtoló kút pár komplex hidrogeológiai vizsgálatához Ebes település térségében ...................................... 126 6.2.2 Összefoglalás, következtetések ................................................................................ 130

7. Kiválthatók-e és érdemes-e mellőzni a fosszilis energiahordozókat? 8. Összefoglalás Felhasznált szakirodalom

131 132 133

5 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

5


1. Problémafelvetés, a kutatás céljai, keretei, elvi alapok 1.1 Pályázati keretek A TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017 számú, a Debreceni Egyetem Műszaki Kara által koordinált nemzetközi EU pályázat célja a geotermikus energiatermelő rendszerekben végbemenő hő- és vízáramlástani folyamatok geotermikai-hidrogeológiai, illetve az állapotváltozásokkal járó kémiai és fizikai következmények integrált modellezése, a feltárási (mélyfúrási) technika korszerűsítése, adott terület, vagy település kombinált geotermikus módszerekkel történő energiaellátási lehetőségeinek kutatása. A négy munkafélévre tagolódó pályázat futamideje 2009 nyarától 2011. június 15-ig tartott (www.georen.unideb.hu). A többi munkacsoporthoz hasonlóan félévente zárójelentéseket készítettünk (Kozák et al., 2010; Kozák et al., 2010a; Kozák et al., 2010b; Kozák et al., 2011, www.georen.unideb.hu). Jelen kötet a 3. munkacsoport 1–4 félévi jelentéseinek összegző vázlatos összefoglalása. A futamidő alatt eredményeinket a „Geotermia” szakfolyóiratban tettük közzé (4. és 9. szám) (Kozák et al., 2010c; Kozák, 2010d). 1.2 A 3. munkacsoport feladatai A 3. munkacsoport feladata a geotermikus rezervoárok földtani és hidrogeológiai modellezése, vizsgálat tárgyát képezi továbbá a hő- és vízkivétel folyamatának környezeti következménye, illetve működő kutak egymásra hatásának vizsgálata. Vizsgálandó rendszerelem a hő és víz utánpótlásának lehetséges módja, iránya és mértéke. Bár pályázati munkánk alapkutatás jellegű, az elméleti vonatkozásokon túllépve konkrét földtani környezetbe kellett elhelyeznünk mind a hő- és víztranszport, mind a kutak egymásrahatása, mind a lehetséges kiaknázási módszerek modellezése témakört. Ezt az indokolta, hogy a geológiai adottságok általában rendkívül változatosak lehetnek és többnyire helyfüggők, ezért az elvi alapokhoz felhasznált földtani paramétereket a munkacsoportok tevékenységének egységesítése érdekében a tiszántúli felső földkéreg jellemzőiből kinyert adatok felhasználásával modelleztük. Egészen más feltételeket jelentene, ha vizsgálati területünk egy működő riftrendszeren (pl.: Izland), vagy egy aktív működésű vulkáni szigetíven (pl.: Fülöpszigetek), illetve egy szubdukciós magmatizmussal átfűtött orogén környezetben (pl.: Nicaragua, Chile) lenne. Kutatócsoportunk célja, hogy a felsorolt feladatok megoldásával adott célterületen kialakított modellek az input adatok változtatása mellett bármely hasonló módon hasznosított geotermikus rendszerre alkalmazhatók legyenek, s így bizonyos regionális limitáló feltételek között megfeleljenek az alapkutatási elvárásoknak. A projekt nyújtotta lehetőségek letisztulása után a vállalt szakmai feladatokat 3 fő egységbe soroltuk, melyek egyúttal a geotermikus energiatermelés fő irányvonalait is jelentik: a./ Hőmérsékletmezők és hőáramok numerikus szimulációja, sekély hőszondák működésének elemzése b./ Hidrológiai és hidrogeológiai modellezések; c./ Zárt, nem termálvizet, csupán geotermikus energiát kitermelő rendszerek vizsgálata (matematikai modellek, analitikus és numerikus megoldások) tetszőleges mélységű felsőkéregbeli zónákra.

6

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


1.3 A 3. munkacsoportban résztvevő munkatársak A kutatócsoport magját alkotja a Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszékének 5 oktatója (Dr. Kozák Miklós, Dr. Püspöki Zoltán, Buday Tamás, McIntosh Richard William, Papp István), valamint egy laboránsa (Vanka Judit), illetve hallgatói (lásd később). Független szakértőként kapcsolódott munkánkhoz Dr. Kocsis Imre (2–3 munkafélév), Egyetemünk Műszaki Karának matematika professzora, aki a modellezési lehetőségek keresésében vállalt szerepet. A transzportmodellezés munkáiban tanácsadó szakértőként vett részt a Miskolci Egyetem Hidrológiai–Mérnökgeológiai Intézeti Tanszékének oktatója Dr. Szűcs Péter (1–4. munkafélév), illetve a Kőolaj és Földgáz Intézet kutatói Dr. Bobok Elemér és Dr. Tóth Anikó (1. munkafélév). Utóbbiak kutatómunkája a geotermikus energia termelés hőmérsékletviszonyainak vizsgálatára szorítkozott zárt rendszerbeli kutak esetére. A projekten belüli koordinációs feladatokban a kapcsolatteremtésben, adatbeszerzésben Dr. Jolánkai Géza professzor segítette munkánkat, egyben lektori feladatokat is ellátva. A projekt keretén belül vizsgálatainkat egyéni elméleti és gyakorlati kutatásaikkal teljesítették ki külföldi kutatók, esetünkben Ioan David (Románia) és Michele de Carli (Olaszország) professzorok. Az adatbázis rendszermodelljének kialakításában, illetve a nehezen hozzáférhető adattári anyagok beszerzésében a Nyíregyházi Főiskoláról Dr. Göőz Lajos professzor, a TIKÖVIZIG részéről Lossos László osztályvezető működött együtt. Rétegtani kérdések pontosításában a Magyar Állami Földtani Intézet munkatársai, Tóthné Dr. Makk Ágnes (2–4. munkafélév) és Uhrin András (2. munkafélév) geológusok, az Egri Eszterházy Károly Főiskola részéről pedig Dr. Dávid Árpád (4. munkafélév) paleontológus vettek részt. Az utolsó munkafélévben kapcsolódott csoportunkhoz ifj. Lorberer Árpád Ferenc hidrogeológus, aki a felszíni vizekből, a talajvizes, hideg rétegvizes zónából történő hőkivételt vizsgálta. A projekt kutatási tevékenységébe bevont geológus egyetemi hallgatók (Bálint Béla, Barabás Enikő, Bodnár Balázs, Bulátkó Kornél, Győri Zsuzsa, Harman László, Kertész Gréta Titanilla, Miron Zsófia, Plásztán József, Samu Tamás, Szalma Raul, Ujhelyi Judit, Vadász Katalin, Varga Viktória, Vas Viktor) elsősorban az adatbázis-építés technikai munkáiban vettek részt, s tevékenységük egy részét hallgatói szakmai kutatómunkaként folytatták, melyből szakdolgozatokat vagy diákköri dolgozatokat készítettek. 1.4 A földhő kitermelés nehézségei és hasznosításának igénye napjainkban A hő szállítása, tárolása, átalakítása a hő természetét jellemző fizikai törvények miatt nehéz. A hőenergia helyhez kötött, hiszen hőt jelentős veszteség nélkül szállítani, tárolni bonyolult és költséges. A hőenergia villamos energiává való alakítása megoldja a szállítás kérdését szárazföldön, de a tengeri szállítás ebben a formában sem megoldott (Izland esetében ez akadályozza az energia exportját). A tárolóeszközök fejlődésével a villamos energia tárolása is egyre hatékonyabb lesz. A gazdaság elsősorban villamos energiát igényel. A geotermikus források esetében annál értékesebb a hő, minél nagyobb hőmérsékletű a hőt tároló közeg. Villamos energia előállítására a felszínre legalább 150°C hőmérséklettel érkező munkaközeg (általában víz-gőz keverék) alkalmas. 100°C-nál kisebb hőmérsékletű közeg első sorban fűtési célra hasznosítható. Mindkét hasznosítás fontos azonban, hiszen korlátozott mértékben rendelkezésre álló energiahordozókat (kőolaj, földgáz, szén) válthat ki. A városi hőszolgáltatók üzemelési tapasztalatai bizonyítják, hogy nagyon nehéz technikailag megoldani a hőközvetítő közegek távolsági szállítását, mivel a szigetelők és a bonyolult hálózati felépítés nehezíti a veszteségek minimalizálását. Ilyen esetekben is 7 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

7


kedvezőnek tűnik egy több forrásból táplált hibrid rendszer, amely sokcentrumú és többféle alternatívát kapcsol egységbe. Esetenként a ráfűtés is lehet megoldás. 15°C-os felszíni átlaghőmérséklettel számolva a Föld teljes hőenergia tartalmát 12,6x1024MJ-ra, a földkéreg hőenergia tartalmát pedig 5,4x1021MJ-ra becsülik (Armstead, 1983). Ebből következik, hogy a Föld 99%-a 1000°C-nál nagyobb hőmérsékletű és mindössze 0,1%-a hidegebb, mint a víz forráspontja, a 100°C (Rybach, 1985). Egyes számítások szerint Földünk összeségében mintegy 40 millió MW hőteljesítményt ad le a légkörnek (Chapman – Rybach, 1985). A földkéreg felső 1 km-ének becsült hőtartalma a világ jelenlegi energiafelhasználásával számolva millió évekre elegendő (Rybach et al., 2000). Ennek figyelembevételével jogosnak tűnik a geotermikus energiát a megújulók közé sorolni. A hő terjedésének korlátos sebessége miatt ugyanakkor szükségszerű definiálni a földhőtermelés fenntarthatóságának feltételeit. Az izlandi Orkustofnun Munkacsoport (2001) meghatározása alapján a termelés fenntarthatóságának feltétele egy meghatározható teljesítmény-határérték alatti termelés, mely hosszú ideig (szerintük 100–300 évig) biztosítható. E definíció tehát nem tartalmazza a földi hőáram nagyságával kapcsolatos aggályokat, elfogadhatónak tartja a kőzettestek lehűtéséből kinyerhető hőmennyiség hasznosítását is, ha az kellően lassú. A jelenlegi termelési tapasztalatok alapján nem tekinthetjük fenntartható művelésűnek sem a jelenleg működő erőműveket, sem a legtöbb hévíztermelési módot (Buday et al., 2008). A korábban egységesnek vélt földi hőáram anomális voltának lehetőségeit Boldizsár (1956, 1964) mecseki hőáram mérései bizonyították be, felhívva a figyelmet a Kárpátmedence kedvező adottságaira. Az első európai szintű regionális áttekintések (pl.: Cermák – Rybach, 1979) már a kontinens legkedvezőbb adottságú területei között tünteti fel a Pannonmedence térségét. Több évtized mélyfúrásos kutatási tapasztalatai alapján világossá vált, hogy adottságaink ellenére termálvizeink nem érik el a 100°C-t, így valójában a kis (max. közepes) entalpiájú területek közé sorolható a termálvízadó összletünk (Korim, 1981). A geotermikus rendszereket földtani helyzetük és hőátadási helyük szerint a következő hőátadási kategóriákba osztották (Rybach – Muffler, 1981), melyet a magyar szakirodalom is átvett (Korim, 1981, Bobok, 1987): 



konvektív geotermikus rendszerek o hidrotermikus rendszerek nagy porozitású és permeabilitású környezetben, melyek sekély mélységű magma-benyomulásokkal kapcsolatosak o cirkuláló rendszerek kis porozitású, repedéses permeabilitású környezetben, normális és nagy regionális hőáramú területeken konduktív geotermikus rendszerek o kis entalpiájú víztárolók a nagy porozitású és permeabilitású üledéksorozatokban (beleértve a rendellenes túlnyomású, litosztatikus nyomású övezeteket is), a normális és kissé magas hőáramú területeken o száraz forró kőzet nagy hőmérsékletű és kis permeabilitású környezetben

Az energiafogyasztás terén a fejlett és az elmaradott államok egy főre eső fajlagos mutatóiban több százszorosak az eltérések (2000-ben Csád 0,4GJ/fő, világátlag 69GJ/fő, Magyarország 107GJ/fő, Hollandia 781GJ/fő, Katar 914GJ/fő DOE, 2002). A gyors népességnövekedés és az aránytalanságok fokozódása növeli a jövőmodellezés bizonytalanságát. Az adott nemzetközi-nemzeti érdekrendszerek mellett igen nehéz

8

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


megfogalmazni az emberiség előtt álló, csak globálisan megoldható feladathalmazon belül a prioritási sorrendet. Ha a fejlődés fenntarthatóságát és ehhez szorosan kapcsolódva a környezet állapotának megőrzését tekintjük kiemelten legfontosabb közös célnak, akkor az egyéb szempontokat különböző hierarchiaszinteken ennek kell alárendelni. Természetesen vonatkozik mindez a termelés költséghatékonyságára, a technológiák emberközpontúságára, s az energiaszektor természetbarát jellegének megteremtésére és erősítésére. E sokirányú lépéskényszer egyik megoldási kulcsa a fosszilis energiahordozók fogyasztásának mérséklése és a megújuló, illetve alternatív energiaforrások fokozottabb felhasználása, de csakis hosszútávon fenntartható módon Az antalyai kongresszuson elhangzottak szerint 2005-ben már 71 országban hasznosították a geotermikus energiát (Göőz, 2005). Az elmúlt évtizedekben született nagy számú forrásmunka (pl. Mesarovic – Pestel, 1974, Gabor – Colombo, 1976, Marchetti 1980) foglalkozott az energiaválságok megoldásának lehetséges módjaival. A Környezet és Fejlődés Világbizottság (World Comisson on Environment and Development, 1987) jelentése számos konkrét modellt megvizsgált és elemzett. Kiemelt fontosságú témakörként tárgyalják a fosszilis fűtőanyagok, a nukleáris energia és a tűzifa problematikáit és a megújuló energiaforrások használatának lehetőségeit. A fejlődés fontos elemének tartják az energiahatékonyságot. Goldemberg et al. 1985-ös kis fogyasztású modellje erős energiatakarékosság mellett lehetségesnek tartotta 2020-ra 11,2TW teljesítmény elégségességét (350EJ), míg egyes kevésbé optimista modellek ennek többszörösével számolnak. Haefele (1981) 2030-ra 35TW (1100EJ) energiaigényt jósolt. Ezzel egyidejűleg született becslés szerint, ha mindenki a fejlett világ energiaszintjén szeretne élni, akkor 55TW teljesítményre lenne szükség (1735EJ). A Worldwatch Institute 1990-es véleménye szerint (Brown, 1991) 2030-ra 1989-hez képest csupán kb. 10 %-kal nő az energiafelhasználás. Ezen belül viszont felére csökken a kőolaj, kilencedére a szén felhasználása, megszűnik a nukleárisenergia-termelés, szinten marad a földgáz alkalmazása, viszont közel négyszeresére nő a megújuló energiák felhasználása, ezzel a teljes energiaszükséglet kétharmadát biztosítva. A jövőképekben jelentős különbség van a növekedés ütemének és szerkezetének megítélésében és nehezen becsülhetők egy-egy olajválságnak, atomerőművi katasztrófának, újításnak, politikai és gazdasági fordulatnak, nemzetközi egyezménynek a hatásai. Az Energy Information Administration által kiadott International Energy Outlook kiadványok 1985 óta jelennek meg és tartalmaznak előrejelzéseket, kezdetben csak a piacgazdaságokra vonatkozóan. Az 1990-re számított előrejelzések 5-10%-kal tértek el a tényleges fogyasztástól. Az 1995-re vonatkozó előrejelzések 1985-ben 10%-kal, 1991-ben is még 5%-kal tértek el a tényleges, 288EJ-tól. Ez eltérés oka elsősorban az volt, hogy a fejlődő országok energiafogyasztásának növekedését alábecsülték. A világ teljes energiafogyasztására vonatkozó becslések rendre magasabbnak bizonyultak a tényleges 386EJ értéknél, ami a Szovjetúnió szétesésével és a volt szocialista országok energiafogyasztásának visszaesésével magyarázható (DOE, 2000). A 2000-es jelentésükben szereplő előrejelzésük 2020-ra 641EJ fogyasztást jósol, melynek 45%-a a fejlődő országokhoz köthető. A teljes energiamennyiségnek kb. 38%-a kőolajból, 29%-a földgázból, 22%-a kőszénből származik majd, s emellett 8%-ot adnak majd a megújuló energiaforrások, és 3%-ot az atomenergia. Az alapeset mellett még két lehetséges fejlődést elemeztek, nagy gazdasági növekedés mellett 763EJ energiára lesz igény, míg mérsékelt növekedés mellett 524EJ igényre lehet számítani (DOE, 2000). 9 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

9


A fejlett országokban több irányú kutatás és megvalósítás folyik a geotermális energia hasznosítása terén, amely számunkra is tartalmaz követhető példákat és modelleket. Különösen élen jár e megvalósításokban az Amerikai Egyesült Államok, amint ezt az alábbi 1.1. táblázat is igazolja (Kovács – Kozák, 2007). 1.1. táblázat: Néhány hagyományos geotermális erőmű költsége és teljesítménye az USA-ban Beépítés helye

Év

Blundell Desert Peak Beowawe Heber Steamboat Hills Empire Dixie Valley Stillwater Brody HotSprings SIGC

1984 1985 1985 1985 1988 1987 1988 1989 1992 1993

Vill. teljesítmény [MW] 11 9 16 47 12 3 66 12 24 33

Technológia

Fajlagos beruházási költség. [$/ kW]

1x gőzlecsapolás 2x ‫ײ‬ 2x ‫ײ‬ 2x ‫ײ‬ 1x ‫ײ‬ bináris 2x gőzlecsapolás bináris 2x gőzlecsapolás bináris

3000 2000 1900 2340 2500 2700 2100 3085 2700 3030

1.5 Kiaknázatlan adottságaink és törekvéseink a hazai geotermikában Magyarország az alternatív energetika szempontjából az EU-n belül a jó természeti adottságú térségek közé tartozik mind földtani-geofizikai, mind pedig hidrogeológiai és geotermikai szempontból, ami különösen igaz a keleti, délkeleti országrészre, így a tiszántúli vizsgálati területünkre is (lásd később). A műszaki gyakorlatban elfogadott 30°C-os határérték alapján az ország területének közel 70%-án áll rendelkezésre felszín alatti termálvíz készlet. Az átlagos hőáram 90–100mW/m2, aminek alapján kb. 500m felszín alatti mélységben – néhány hideg terület kivételével – a vizek átlaghőmérséklete már elérheti a 30– 40°C-ot. A magasabb hőmérsékletet (45–70°C) a vízáramlás fűtő hatása okozza. Nagyobb mélységben az áramlás által okozott hőmérsékleti anomália lecsökken. 1000m mélységben az átlaghőmérséklet 55–65°C, 2000m mélységben pedig 110–120°C, a melegebb területeken 130–140°C. Tehát hazánkban adottak a természetes geotermikus rendszerek elemei: a hő, a porózus, vagy hasadékos tározó és sok helyütt a közvetítő fluidum, a víz is. A geotermikus energiavagyon többféle módon becsülhető. A készletbecslés megbízhatóságának növelésével és a gazdaságossági szempontok bevonásával egyre kisebb értékeket kapunk. A földtani vagyonból – amely 102180EJ – kiindulva, az ipari vagyon már három nagyságrenddel kisebb, 343EJ, míg a hőáramból számított utánpótlódó hővagyon 264PJ. Az ezredforduló után évente felhasznált geotermikus energia ~3,6PJ, ami még a legkisebb utánpótlódó hővagyonnak is csak alig több mint 1%-át teszi ki (Mádlné Szőnyi et al., 2009). E hőhasználat révén a geotermikus energia energiamérlegben való aránya Magyarországon 0,29%. Az összes megújuló energiafajtán belül vizsgálva a geotermikus energiát, mindössze 6,6%-ban részesedik (Mádlné Szőnyi et al., 2008) a biomassza és a tűzifa együttes ~86%-os aránya mellett (1.1. ábra). A rendelkezésre álló minimálisan 60PJ/év (Mádlné Szőnyi et al., 2008), újabb becslések szerint 100–110PJ/év (Ádám et al., 2009) termál hőmennyiségből, tehát mindössze 3,6PJ/év (2006) hőt hasznosítunk energetikai céllal. A felszín alatti vizekkel 26–38PJ/év (2003) hőt 10

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


termelünk ki, melynek csupán 10%-át használjuk energetikai célra, a többi a vízzel elfolyik. A balneológiai hasznosítás előtt vagy után – a hőmérséklettől függően – a vizet lehűtik, többnyire hőenergiájának hasznosítása nélkül. Ez a helyzet a Szeged városát ivóvízzel ellátó termálvíz esetén. A budapesti 22–55°C-os langyos- és termálforrások, vagy a miskolctapolcai hévforrások vizének egy része is természetes úton, hőenergiájuk hasznosítása nélkül kerülnek a Dunába, illetve a Hejőbe.

1.1. ábra: A megújuló energiahordozók hasznosítási adatai Magyarországon (2006. december 31-i állapot) (Mádlné Szőnyi et al., 2009) A Gazdasági és Közlekedési Minisztérium által 2007-ben közzétett Megújuló energia stratégiában 12PJ/év kiaknázható potenciálérték szerepel a geotermikus energiára vonatkozóan. Ez a célérték a lehetőségekhez mérten alulbecsült. Megállapítható, hogy Magyarország a kiemelkedően jó természeti adottságok ellenére a kinyerés és hasznosítás terén relatív értelemben az elmaradók közé tartozik. Van mit fejlesztenünk. A villamosenergia-átvételről szóló 2001-es törvény, majd az ezt követő rendeletek (2002, 2005) szabályozták a közüzemi nagykereskedők (MVM) és szolgáltatók (E.ON, ÉMÁSZ, DÉMÁSZ, stb.) számára villamosenergia átvételét, amit nem tagadhatnak meg. Geotermikus energiára 2007-ben 24,14Ft/kWh átvételi ár volt érvényben, ami kedvezőtlenebb, mint az időjárástól függő energiafajtáké (Bányai, 2008). 1.6 Az EU energiapolitikai irányelveinek orientáló hatása, hazai kötelezettségek Az ezredforduló táján kiformálódott egy olyan elgondolás, hogy 20-25 év alatt az EU országaiban – beleértve az újonnan csatlakozókat is – az energiafelhasználásban 20%-ra növekedjen a megújuló energiaforrásokból származó energia részaránya. Ezt természetesen több lépcsőben lehet elérni, figyelembe véve az egyes tagországok természeti és gazdasági adottságait, s ebből fakadó előnyös, vagy hátrányos helyzetét. 1997-ben az EU energiapolitikai dokumentumában célul tűzte, hogy a megújuló energiák részesedése a bruttó belföldi fogyasztásban 2010-re érje el a 12%-ot, ami több mint kétszerese a megújuló energiák 1997. évi részesedésének. Az elektromos áram termelésnek 2010-re 22,1%-ot kell elérnie megújulókból, viszont Magyarország vállalása e téren csupán 3,6% volt, ami a víz-, biomassza és szélenergia felhasználásával már túl is lett teljesítve. Az elmúlt évtized összeségében szerény EU-s eredményei alapján látható, hogy a megújulók részarányának növekedése a 12%-os célt nem érte el. Pedig a megújuló energiahordozók részarányának növelését több érintőleges következmény is serkenti: ellátásbiztonság kérdése, 11 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

11


a versenyképesség, a környezetvédelem, a szén-dioxid kibocsátás csökkentés, az energiahatékonyság, a kapcsolt hő- és villamosenergia termelés. E célok megvalósítása érdekében számos területen fogalmaztak meg ésszerű elvárásokat, illetve ajánlásokat. Egyik ilyen vonatkoztatási érték az egyes nemzeti piacokon 2005. december 31-ig forgalomba hozott benzin- és dízelüzemanyagok energiatartalom alapján számított korábbi 2%-a, 2010. december 31-ig 5,75%-ra emelkedjen. A geotermikus adottságokat tekintve az ország keleti része van legkedvezőbb helyzetben, miként ugyanez mondható el a biomassza és a napenergia tekintetében is. Az alföldi térség számára ez egy kitűnő kitörési lehetőség, amely évtizedeken belül megfordíthatja a nyugati és keleti országrész adottságaiban és fejlettségében jelentkező jelenlegi trendeket a keleti országrész javára. Földrajzi adottságai miatt hasonló a helyzet a felszíni és felszínalatti vizek, valamint a jobban kiaknázható értékes termőföldek tekintetében is. A geotermikus energia kiaknázása kézenfekvőnek tűnik a világ minden részén, ahol ez műszakilag megoldható. Olyan speciális adottságú területeken, mint például Izland, a hasznosítás csekély erőfeszítéssel megvalósítható, a kitermelés rendkívül gazdaságos. A geotermikus mezők többsége azonban olyan paraméterekkel rendelkezik, hogy a kitermelés – legalábbis a jelenlegi energiapiaci viszonyok között – a versenyképesség határán van. Energiapolitikai, környezetvédelmi és egyéb gazdasági megfontolások alapján, hosszú távon valószínűleg nem nélkülözhető az energiatermelésnek ez a módja, különös tekintettel arra, hogy megújuló energiaforrásról van szó. Látni kell azonban, hogy a Föld mélyén meglévő geotermikus energiának a technikai rendszerekben felhasználható formába való átalakítása bonyolult folyamat és gazdaságossági szempontból problémás lehet. Ugyancsak vizsgálandó a fenntarthatóság kérdése, mivel bármely energiaformáról van is szó, a fenntarthatóság csak akkor érvényes, ha a kiaknázás üteme nem haladja túl a természetes újratermelődés (pótlódás) ütemét. Ez különösen igaz a felszínalatti vizek (ipari víz, ivóvíz, termálvíz) és a földhő tekintetében, akár közvetett, akár közvetlen módszerrel kívánjuk is kiaknázni. Jelenleg legdinamikusabban a sekély mélységű hőszondák telepítése halad előre, s viszonylag gyors a termálvizek többlépcsős hasznosítására történő törekvés is. Hazai kutatási bázisaink alig foglalkoznak azonban a nagy mélységű hőkinyerés elméleti és technikai lehetőségeinek kutatásával, holott erre vonatkozólag is akadnak sikeres és kevésbé sikeres külföldi példák (lásd EGS és GEOHIL technológiák). Mivel hazánkban hagyományosan a termálvízre alapozott energiakinyerés fejlődött ki leginkább, így annak terén már szűkösebbek a fejlesztési lehetőségek mind módszertani, mind regionális értelemben. Sokkal nagyobb perspektívát látunk azonban a sekélyszondák, a közvetítő közeges mélyfúrások és a speciális nagymélységű hőbányászati lehetőségek kutatása terén. Utóbbi azonban a gazdasági kockázatok és a nagy tőkeigény miatt nehezen nyer tért a hazai gyakorlatban. Véleményünk szerint az ilyen típusú alapkutatások és egy nagyobb tőkét mobilizáló kísérleti kutatás sorozat rentábilissá teheti a hőbányászat különféle alternatíváinak és kombinált módszereinek alkalmazását, s ennek teljesülése esetén megvalósíthatónak tartjuk a megújuló energiák részarányának 12%-os (esetleg 15%) elérését. A teljesítés időkereteit azonban a kutatások és kísérletek előrehaladása fogja meghatározni és nem a kényszerű előírások.

12

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


1.7 Kockázati és gazdaságossági megfontolások a geoenergetikában A geotermikus energia jelenléte – a földrajzi koordinátáktól és a mélységtől függően – tény, mértéke, eloszlása becsülhető, a kiaknázás technikailag megvalósítható a rendelkezésre álló eszközökkel, mégsem egyszerű a helyzet. A Föld mélyén tárolt – az emberi felhasználáshoz képest gyakorlatilag korlátlan mértékű – hőenergia az energiaforrások között a legnehezebben elérhető formában van jelen. A beruházási költségek jelentősek, különösen akkor, ha a nagy mélységű kőzettestek hőjének kiaknázása a cél, az adott technológia mellett elérhető teljesítmény pedig bizonytalan. Ezek a tényezők gátolják a beruházási kedvet. Ennek hiányában azonban nem lesznek kísérleti tapasztalatok és nem lehetséges előrelépés sem. Az alapkutatásoknak – jelen esetben e projektnek is – egyik fő célja, hogy a lehető legplasztikusabban bemutassa, elemezze, modellezze a különböző mélységzónák elérhetőségének, geotermikai kiaknázhatóságának lehetőségeit, növelve ezzel az érdeklődést, a megbízható információbázist és csökkentse a mélység felé fokozottan növekvő kockázatokat. Olyan területeken, ahol nem garantált a gyors, vagy megfelelő szintű megtérülés, csak jelentős állami szerepvállalással valósulhatnak meg a kutatások és a beruházások nemzeti és EU-s stratégiai szempontok alapján. A geotermikus energia kiaknázásának technikai háttere jelenleg is rendelkezésre áll, így a kutatások elsődleges célja az, hogy a megvalósítandó rendszer működési jellemzőinek (például a felszínre érkező munkaközeg hőmérséklete, az elérhető termikus, illetve elektromos teljesítmény) időbeli változása – a rendszer tervezett élettartamára – nagy biztonsággal előre becsülhető legyenek. Ez pedig gazdaságossági kérdés, hiszen a működési jellemzők határozzák meg az üzemeltető bevételét, amit össze lehet vetni a beruházási és üzemeltetési költségekkel. Mivel a geotermikus forrásból származó energiatermelés a legtöbb területen a versenyképesség határán van, a modellekben és az egyes technológiai megoldásokhoz kapcsolódó számításokban a jövedelmezőséget befolyásoló tényezők esetén tett elhanyagolások nagyobb mértékűek lehetnek, mint amin a jövedelmezőség múlik. Magyarországon is ez a helyzet: a jelenlegi technológiai megoldásokkal kiépített rendszerek pénzügyileg a megtérülés/fenntarthatóság határán vannak. Beruházások sikere vagy kudarca múlhat olyan tényezőkön, amelyek mérése nehéz, vagy megoldhatatlan, előzetes becslésük jelentős hibalehetőséggel terhelt. Szerencsére a nálunk jobb gazdasági helyzetben lévő és több beruházási kockázatot vállaló országok kísérleti jellegű példái (pl.: Svájc GEOHIL technológia; Svédország biomassza; Norvégia és Németország hőszonda telepítés) mintául szolgálhatnak számunkra, különösen ott, ahol az üzemelési tapasztalatok már legalább 10-15 évesek. Véleményünk szerint nagyon sok azonban az olyan hazai lehetőség, amelyről eddig nem történt intézkedés, nem születtek találmányok, vagy újítások. Ilyenek például a hőtermelés szempontjából kiaknázatlan felszín alatti bányaterek, a fürdőüzemek hulladékhőjének hasznosításai, vagy az anomálisan felfűtött felsőkéreg részek (pl.: termokarsztok fölött) hőjének intenzív hőmegcsapolási lehetőségei. Munkánkban tehát kétféle utat kívánunk követni, egyrészt a kutatást szeretnénk kiterjeszteni – legalább elvi szinten – a legnagyobb technikailag elérhető mélységekig, másrészt pedig sorra vennénk mindazokat a lehetőségeket, amelyek helyileg nagyrészt jelenleg még kiaknázatlanok. Egy-egy település esetében kínálja magát a lehetőség, hogy több alternatíva összekapcsolásával olyan hibrid rendszereket hozzunk létre, amely fokozza a saját forrásból történő energiaellátás folyamatosságát és biztonságát, s az egymást kiegyenlítő hatások révén legalább nullszaldós gazdaságossági mutatókat biztosít. 13 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

13


Felhasználói szempontból nagyon különbözők lehetnek az igények és a gazdasági teherbíró képesség, tehát tisztán kell látni az alternatívák rendszerében, hogy milyen nagyságrendű igény esetén, milyen lehetőségek adódnak. Részben emiatt olyan szempontból is közelítenünk kell a tiszántúli térség adottságainak kiaknázási lehetőségeit, hogy azt meg lehessen határozni pontszerű igény (pl.: egy-egy kertészet, vagy fürdő, közintézmény), kis-, közepes és nagy települések energiagazdálkodásának a racionalizálása és korszerűsítése, kistérségi (járási) szintű adottságok összefogással történő kiaknázása, megyei és regionális fejlesztések energetikai vetületeinek korszerűsítése, geopotenciáljának fokozottabb jövőbeli kihasználása szempontjából. 1.8 A kutatási terület kiválasztásának indokai és regionális lehatárolása Az alapvető regionális földtani különbségek meghatározhatják a kitermelhető energia mennyiségét, hőteljesítményét, hőmérsékletét, a vizek kémiai összetételét, valamint a szükséges fúrástechnikai, kútkiépítési és épületgépészeti megvalósításokat, így munkacsoportunk eredményei bemeneti paramétereket jelenthetnek a projekt másik négy munkacsoportjának, és a következő hasonló kutatási programnak. Közismert tény, hogy a földkéreg genetikailag eltérő régiói egyben jelentősen különböznek kéregszerkezeti, vastagsági, ásvány-kőzettani, hidrogeológiai, valamint geotermikai szempontból egyaránt. Így megkülönböztetünk fiatal rift képződményekhez kapcsolt aktív vulkáni területeket (pl.: Izland, Kelet-Afrikai-árok), óceáni aljzaton fejlődött és forró-folt tevékenységhez kötött ún. szigetsor vulkánokat (pl.: Hawaii), kontinens előterekben képződő, de kontinentalizálódó óceáni aljzaton fejlődő aktív vulkáni szigetíveket (pl.: Japán, Fülöp-szigetek, Indonézia), passziválódott vulkáni szigetíveket (pl.: Nagy-Antillák), kontinensszegélyen fejlődő, szubdukciós eredetű vulkanizmussal jellemzett orogéneket (pl.: Andok, Ny-i Sierra Maestre, Parti-hegység), vulkanológiailag inaktiválódott pusztuló orogéneket (pl.: Himalája, Pireneusok, Alpok), tönkösödött, ún. röghegységeket (Fekete-erdő, Jura hegység, Ural, Tien-San), valamint a kratonizált aljzatú, idős stabil táblákat (pl.: KeletEurópai-tábla) és pajzsokat (pl.: Balti-pajzs, Angara, Brazil-pajzs, Kanadai-pajzs). Látható tehát, hogy Földünk kérgének kora, érettsége (differenciáltság, átkristályosodottság, stabilitás), vastagsága és geotermikus aktivitása rendkívül eltérő, így lehetetlen olyan térséget választani modell területként, amelynek jellemzői általános érvényű kiterjesztésre adnak lehetőséget. A Kárpát-medence az alpida rendszer késő paleozoikum óta fejlődő egysége, amelynek orogén stádiuma a késő jurában kezdődött és várhatóan csak millió évek múlva fog befejeződni. Így tehát még a szerkezetföldtani értelemben azonos zónákba tartozó területek adottságai is jelentősen eltérhetnek egymástól. A Nyugati-Alpok 50km-t meghaladó kéregvastagságával szemben a Kárpát-medence DK-i részén ennek felénél is kisebb kéregvastagságokkal találkozhatunk. Bár a Kárpát-medence természetföldrajzi értelemben egységesnek tekinthető, geológiai, különösen mélyszerkezeti és kéregaktivitási értelemben azonban még ezen belül is vannak számottevő különbségek. E helyi eltérések főként a nagyszerkezeti fejlődés egyediségeire vezethetők vissza. Részben a fentiek miatt, részben azért, mert adatbeszerzés szempontjából ez látszott legkedvezőbbnek, kísérleti mintaterületként a Tiszántúl nagy részét választottuk ki és határoltuk le. A terület a Kárpát-medence geotermálisan egyik legperspektivikusabb régiója, bár közigazgatási szempontból nem egységes. Aljzatában részmedencéket és hátság-szerűen kiemelt területeket lehet elkülöníteni (lásd később). Északi és déli határait a nyírségi és a békési süllyedék mélypontja közelében húztuk meg. Nyugatról a Tisza-völgy mentén, keleten

14

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


pedig a keskeny határmenti sáv meghagyásával a Partium területén húztuk meg a kereteit. Ez utóbbit az indokolta, hogy az aljzatszerkezetek átnyúlnak K-ÉK felé és kb. 20–40km-re már dombsági, illetve hegyvidéki kiemelkedések következnek. Így lényegében a szerkezeti, a rétegtani, a hidrogeológiai és a geotermikai szempontok figyelembevételével alakítottuk ki a körzethatárokat.

15 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

15


2. Kutatási adatbázisunk építésének és felhasználásának céljai és jellemzői 2.1 Adatforrások Az adatbázis-építésben az előzetes megállapodások alapján támaszkodhattunk a VITUKI, az Aquaplus Kft., az Észak-Alföldi Termálvíz Kht., a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal (továbbiakban MBFH) kezelésében lévő országos mélyfúrási adattárra, a Vízkutató és Fúró Rt. vízföldtani naplóira, valamint a térségben működő regionális vízügyi hatóságok, a TIKÖVIZIG, FETIKÖVIZIG adattáraira (Kozák et al., 2010). A projekt indítása előtt szereztünk tudomást Ing-Reorg Kft. Debrecenben létesített „autonóm ház” programjáról, melyben kísérleti jelleggel és monitorozási lehetőségekkel ellátva megvalósították egy épület kombinált hűtés-fűtés rendszerét napenergia, biomasszaégető kazán és geotermikus energia felhasználásával. Utóbbi szondafúrását megfigyelő szondák vették körül, amelyekben több mélységben mértek csaknem folyamatosan hőmérsékletet, így ezek feldolgozásakor több millió adat állt rendelkezésünkre. Az 1970-es évek végétől a Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszéke több szakaszú kutatást végzett a Tiszántúl eltemetett miocén magmatizmusa tárgyában (Széky-Fux et al., 1982, Széky-Fux et al., 2007), melynek ide vonatkozó adatait hasznosítani tudtuk jelen munkánk során. Az MBFH adattár igénybevételének tisztázatlanságai, valamint a szerződéskötés nehézségei miatt munkánk több hónapos késedelmet szenvedett, így az eredeti terveinkhez képest kényszerűen redukálni kellett a feldolgozott fúrások mennyiségét. Ennek ellenére az alapvető célokat sikerült megvalósítanunk, s a jelen kereteket és lehetőségeket meghaladó területi kiterjesztés több vonatkozásban egy későbbi kutatás feladatát kell, hogy képezze. Célszerű azonban annak (későbbi) megvalósítása, mert az eddigi ismereteink alapján a Tiszántúl hazánk geotermikai szempontból talán legperspektivikusabb része. 2.2 A vizsgálati terület adatstatisztikai jellemzői Vizsgálati körzetünk országhatáron belüli része ~15000km2, melynek területén igen nagyszámú szénhidrogén-kutató, valamint termál- és ivóvízkutató fúrás mélyült, de nagy jelentőségűek a kis számú, de nagy mélységig hatoló szerkezetkutató fúrások, amelyek egyben támfúrásnak is tekinthetők. A Tiszántúlon már az 1850-es években mélyültek települési és ipari ivóvízellátási célú 200-300m-es fúrások, de ezek adatai feldolgozásra alkalmatlanok. Az 1920-as években fejlettebb technológiával indított szénhidrogén-kutatások már 1000m-es mélység alá hatoltak, s bár jelentős részük improduktív volt, nekik köszönhető az ún. hévizes rétegek feltárása. A tiszántúli terület mélyfúrási és geofizikai kutatása az 1950-es években gyorsult fel és 1988ban zárult le. Ennek köszönhetően vált ismertté a hajdúszoboszlói, a nagyhegyesi, később a penészleki és álmosdi földgázmező, s hatalmas tömegben születtek a mélyebb rétegekre, valamint az aljzatra vonatkozó közvetlen és közvetett információk. Az első termálkutak létesítésére az 1930-as években került sor, melynek következtében tucatnyi fürdőhely létesült döntően magántőkéből és változó műszaki tartalommal (pl.: Hajdúszoboszló, Berekfürdő, Debrecen, Szolnok). A termálkutak termelése szélsőségesen koncentrált, legintenzívebben (~70%) Hajdúszoboszlón és Debrecenben működnek, ami azonban a hosszútávon fenntartható működést alapjaiban veszélyezteti.

16

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Az MBFH kezelésében lévő országos fúrási adatbázisnak a területre eső közel 30000 fúrásából 1840db-ot választottunk ki tanulmányozás céljából. Közülük 700db az ivóvizes (200–1000m-es) fúrás, mintegy 800db a szénhidrogén-kutató fúrás és 40db a nagy mélységű (3000–5400m-es) ún. alapfúrás. A szénhidrogén-kutató fúrások jelentős része nyersanyag szempontjából meddőnek bizonyult, illetve csak nyomokban tartalmazott szénhidrogént, viszont többségük hasznosítható rétegtani, geofizikai, vagy egyéb adatok kinyerésére volt alkalmas. Közülük számos fúrás ütött meg olyan termálvízadó rétegeket, amelyek alkalmasnak bizonyultak hévíztermelésre (2.1 ábra). A 30°C-os hőmérsékleti határt meghaladó termálvíz szolgáltató fúrások száma, amelyek kataszteri nyilvántartásban szerepelnek mintegy 300db. Közülük hévizet (30–70°C-os) szolgáltat 87db hévízkút, melynek működési adataiból sok hasznos információ volt leszűrhető. Ezek elsősorban a terület 42 termálfürdőjéhez köthetők. A fokozatos szelekció alapján ez utóbb felsoroltak közül lettek kijelölve az információban leggazdagabb, földtani szelvényekbe szerkeszthető mélyfúrások (78db), amelyeknek teljes dokumentációja szakmai újraértékelésre, digitális adatfeldolgozásra és térinformatikai kiértékelésre került. Ezek képezték a geológiai adatbázis, illetve a hő- és fluidumtranszport modell alapját. Közigazgatási szempontból a kutatási körzet teljes egészében magában foglalja HajdúBihar megyét, valamint a szomszédos megyék egy-egy részét. Így délen Békés megye, nyugaton Jász-Nagykun-Szolnok megye, északon Szabolcs-Szatmár-Bereg megye területére eső fúrásokkal is dolgoztunk. Mivel ezek más vízügyi szervek felügyelete alá tartoznak, ez megnehezítette a működő termálkutak adataihoz való hozzáférést, amit részben a TIKÖVIZIG, részben a Nyíregyházi Tanárképző Főiskola szakembereinek segítségével tudtunk beszerezni és feldolgozni.

2.1. ábra: A tiszántúli geotermikai kutatási körzet az ismert porózus tárolók termálvizére alapozott gyógyhelyek területi eloszlásával, valamint egyes hazai alaphegységi termokarsztok helyzetével (VITUKI) 17 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

17


A hazai adottságokat ismerve hévíztartó képződményeink alapvetően kétfélék, részben porózus tározók (2.1. ábra), részben hasadékos (paleokarsztos) karbonátos tározók. Utóbbiak főként a középhegységi zónában és a kiemelt szigetrögök környezetében találhatók, de kisebb tektonikus pásztáik a dél- és közép-kelet-alföldi területen is megtalálhatóak. A medencealjzatba ágyazódó, a feltolódási frontok közé csípett paleokarsztok lehetnek ugyan kitűnő víztárolók, de termelésük esetén fokozott kockázatot jelent mély helyzetük, izoláltságuk és a megfelelő vízutánpótlás hiánya. A kiemelt hegységrögöknél (Bükk-hg., Budai-hg., Mecsek-hg., Villányi-hg., stb.) a felszíni nyíltkarsztok csapadék eredetű vízutánpótlása teszi hosszútávon működőképessé a mély termokarsztok termogravitatív cirkulációs rendszerét. 2.3 Az adatfeldolgozás körülményei A feldolgozott adatok túlnyomó része hagyományos papíralapú formában volt hozzáférhető, ami több ezer oldalnyi (A4-es formátum) kéziratos szöveget és fúrásszelvényt jelentett, s csupán a VITUKI-tól vásárolt termálvizes kutakra vonatkozó adatok voltak digitálisan rögzítve. Sok technikai nehézséget okozott a nagyméretű fúrólyukkarotázs geofizikai felvételek szkennelése és digitális feldolgozása, de nélkülözhetetlenek voltak munkánkhoz, s ez jelentősen lelassította az előrehaladást. Az értelmezési nehézségeket fokozta, hogy a lyukgeofizikai felvételek gyakran nem egyidőben készültek és különböző mélységzónában más-más technikával és eltérő léptékben születtek. Így illesztésük és konvertálásuk nem csekély nehézséget okozott. Hasonló limitáló faktor volt a budapesti fénymásolás és szkennelés anyagi vonzata, ami milliós összegeket tett ki (forintban) annak ellenére, hogy erősen szelektáltuk a dokumentációs anyag számunkra fontos részét. Folyamatban van ugyan az MBFH adattárában a fúrási dokumentációk digitális állományba való vitele, de ez a munka még alig jutott túl a kezdeti lépéseken. 2.4 Az adatbázisépítés technikája, kimenete és mennyiségi jellemzői A földtani, műszaki és víztermelési adatokat Microsoft Office Word, Excel és Access programokkal rögzítettük, és rendszereztük. A fúrólyukakban készült geofizikai karotázs szelvények digitalizálása összetett feladat. Az egyes szkennelt karotázs lapokat az Adobe PhotoShop 7.0, 9.0 programokkal jelenítettük meg. A rajtuk szereplő görbéket munkatársainkkal átrajzoltuk, az elkészült képrétegeket BMP formátumba konvertáltuk. E fájlokat már be lehet olvasni a GeoGörbe 1.0 tanszéki fejlesztésű szoftverrel. A program a képeken szereplő görbéket kijelölve felismeri TXT szöveges fájlokká alakítja (Gyula – Németh, 2005). A TXT fájlokat Access adatbázisok tábláivá importáltuk. Az adatbázist ezután egészítettük ki a feldolgozás alatt lévő fúrás további adatait tartalmazó Excel táblázatok importálásával. A létrehozott adatbázis táblái folyamatosan bővíthetők voltak újabb fúrások adatával. Az elkészült adatbázis így már alkalmassá vált a GeoPlot 1.0.35 programban történő kirajzolásra. E szoftver szintén a Tanszék kutatóinak fejlesztése. A programmal lehetővé vált az adatbázisok tartalmának grafikus megjelenítése, melyhez a SmartSketch program került alkalmazásra. A program által készített IGR fájlok bemutathatók, vagy tovább szerkeszthetők. Megfelelő felkészültséggel az így digitalizált karotázs szelvények hatékonyan elemezhetők, és alkalmazhatók modellezési feladatoknál.

18

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


E gépi feldolgozás tette lehetővé, hogy a több mint 150km hosszúságú I-es, valamint IIes földtani szelvényünk mind vertikális, mind horizontális irányban a kiértékelés igényeinek megfelelő részletességgel elemezhető és értékelhető legyen. Ennek jellemzésére egyetlen adatként közöljük, hogy a Békés-Debrecen-Nyíregyháza vonalon átfektetett szelvényt 1:200as vertikális léptékben kellett szerkesztenünk ahhoz, hogy szekvencia-sztratigráfiailag, geofizikailag, valamint hidrodinamikailag is értékelhető legyen. Ebben a léptékben az említett I-es szelvény 75m hosszú és 20m magas volt, vagyis másként, mint gépi technikával kezelhetetlen lett volna. A projekt során feldolgozott adattömeg több ezer oldal A4 lap méretű formában, digitálisan 40-50GB méretű adattömeget képez nyers állapotban. A feldolgozás során az adattömeg rendszerezésre került, elkészültek az elemzést és modellezést elősegítő adatbázisok. Az összegyűjtött adattömeg feldolgozás előtti állapotban is jelentős értéket képvisel, és számos további és másirányú kutatáshoz is alapot nyújt. A fentieken kívül 150-et meghaladja azoknak a szakmai közleményeknek és kéziratos jelentéseknek a száma, amelyeket a munka során felhasználtunk a tektonikai, geofizikai, rétegtani, litológiai, hidrosztratigráfiai, geotermikai és modellanalitikai munkáinkhoz. A hozzáférhető és feldolgozásra érdemes adatok összessége alapján tudtuk kijelölni a geotermikai szempontból leginkább értékes területrészeket (pl.: Hajdúszoboszló-Debrecen körzet), valamint kijelölni azokat a fúrásrétegsorok alapján megszerkeszthető szelvénynyomvonalakat, ahol legalább kétdimenziósan lehetőség nyílik a megfelelő részletességű szekvenciasztratigráfiai valamint hidro- és termosztratigráfiai szelvényezésre, illetve a rájuk épülő egyéb modellezési lehetőségekre. Ismerve a Kárpát-medence fejlődéstörténeti fő eseményeit, a szerkezeti folyamatokat és vergenciákat, valamint a földtani térképezési gyakorlatban meghonosodott elveket, ezek felhasználásával húztuk meg a Tiszántúlnak azokat a szelvényvonalait (Kozák et al., 2010a), ahol legtöbbet várhattunk az adatsorok értékelésétől (2.2. ábra).

2.2. ábra: A tiszántúli geotermális kutatási terület lehetséges, optimális vizsgálati szelvényvonalainak helyszínrajza 19 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

19


Az 2.2. ábrán feltüntettük a vizsgálati körzetben kijelölhető, legtöbb információt tartalmazó fúrások menti szelvényvonalakat. A kétdimenziós modellezéshez a I. és II. szelvények szolgáltatták az alapot, míg a háromdimenziós kiterjesztés csak kisebb területegységre volt megoldható megfelelő biztonsággal, ez pedig a Debrecen-Hajdúszoboszló közvetlen körzetét magában foglaló két kistérségnyi terület. 2.5 Az alapkutatás módszertani és logikai megvalósítása Az első félév eredményei alapján a továbbiakban a tiszántúli kísérleti modellterületen előkészítettünk egy olyan komplex medenceanalízist, amely egy, a korábbiaknál részletesebb, őskörnyezeti rekonstrukciót is magába foglaló, fejlődéstörténeti modell összeállításához vezetett el. A medenceanalízis alapjait az 1960-as évek elején Potter – Pettijohn (1963) rakták le egy medencekitöltő üledéksor komplex elemzése során, amely annak teljes fejlődéstörténetét sokoldalúan igyekezett feltárni. A medenceanalízis komplexitása abban mutatkozik meg, hogy vizsgálja a hegységszerkezeti összefüggéseket, az üledékgyűjtő medencék kialakulásának tektogenetikai okait, az őskörnyezet változásait (térszín, vízmélység, vízminőség, paleoklíma, fácieskörnyezetek kapcsolódásai, kölcsönhatásai, határeltolódásai stb.). A paleokörnyezetek élőlényeinek, közösségeinek rendszerszerű paleontológiai elemzése és környezeti kapcsolatrendszerének feltárása miatt a paleoökológia a rekonstrukció fontos részét képezi. Így lényegében a lito- és biofáciesek egymással összefonódó fejlődéstörténetét igyekszik okozati összefüggéseiben megvilágítani. Ezáltal nyomon követhetővé és értelmezhetővé válik a medencekitöltő üledéksorban számos olyan változás, amely horizontális vagy vertikális irányban kimutatható. Meg kell különböztetnünk az üledékgyűjtőn belül képződő és a kívülről származó alkotókat, valamint a szedimentáció, vagy a diagenezis során létrejött jelenségeket. Ezekre még posztdiagenetikus hatások is szuperponálódhatnak. Mindezek együtt nagyon különbözhetnek egy fiatal, egy középidős vagy egy idős medencekitöltő üledéksor esetében. Mivel ezeket a fejlett rekonstrukciós modelleket főként a nyersanyagkutatás, különösen a szénhidrogén kutatás során alkalmazták azok nagyfokú megtérülése miatt, ezért egyúttal ezek egy jelentős részét ipari titokként kezelik, vagyis ritkán hoznak nyilvánosságra komplex medenceanalízis eredményeket. Minél idősebb egy üledéksor, általában annál jobban lecsökken a primer porozitása, a konszolidációval egyidejűleg megtörténik a pórusfolyadékok jelentős részének kompakciós kipréselődése és felszín felé vándorlása. Ezzel párhuzamosan az idő előrehaladtával mind nagyobb az esély arra, hogy tektonikai deformációs hatások jelennek meg, enyhe metamorf jellegek válnak jellemzővé. Általuk megjelenhet a másodlagos porozitás, melynek nagy szerepe lehet a termálvizek és szénhidrogének képződése és mozgása során. Munkánkban összehangoltuk a hagyományos rétegtant a rendelkezésre álló kőzetfizikai, geofizikai, hidrogeológiai és egyéb adatokkal. A nagyszámú adat számítógépes feldolgozásához kialakítottuk az adatfeldolgozás elveit (lásd az alábbi táblázatot), technikáját, a felhasználandó paraméterek körét és a lekérdezés lehetséges fő irányait. Olyan hidro- és termosztratigráfiai egységeket határoztunk meg és határoltunk le, amelyek a felsorolt szakterületek mindegyike számára megbízható, kölcsönösen értelmezhető összleteket jelentenek.

20

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


víz- és hőtranszport

2.1. táblázat: A fúrásadat feldolgozás rendszere és paraméterei Adatbázis építés és 2D – 3D modellezés előkészítéséhez fúrási és egyéb alapadatok felhasználásával, módszertani alapok meghatározásával a felső kéreg szerkezeti felépítése litosztratigráfia, litológia kőzetváz szekvencia-sztratigráfia (rétegtani, karotázs, szeizmikus adatok alapján) k-tényező hidropotenciál víztartó-képesség, víztestek pórusnyomás nyugalmi vízszint hidrogeológia vízadóképesség hőeloszlás termikus jellemzők hőutánpótlódás A kutatás tervezésénél figyelembe vesszük a méretarányt: az inputadatok részletessége, valamint az eredmények felhasználhatósága alapvetően különbözik regionális, kistérségi és települési szinten. Regionális léptékű kutatásunk kiterjed a Tiszántúl középső részére, a Nyírség alatti süllyedék mélypontjától a Békési-süllyedék mélypontjáig. A nagyon változatos fúrássűrűség és az adatok beszerzésének nehézségei miatt a regionális vizsgálatainkat elsősorban a szerkezetföldtani irányokhoz igazított szelvények mentén végeztük. Kisrégió szintű vizsgálatainkat a viszonylag nagy fúrássűrűségű, de gazdaságilag viszonylag elmaradott Püspökladányi kistérség geotermikus adottságainak feltárásával kezdtük. A lokális fejlesztési lehetőségek feltárására feldolgoztuk a fürdővárosok fúrásadatait, a kitermelt energia hőteljesítményét, a fajlagos sótartalmakat, a vízkivétel éves változásait annak érdekében, hogy az energiahasznosítás minél több rétű lehessen. Munkánk egy része teljesen elméleti jellegű, más része viszont olyan alapkutatás, amelynek jellemző rendszerelemeit és paramétereit valamely valós hazai vagy külföldi mintaterület regionális adottságai alapján határoztuk meg. Utóbbiakban megtalálhatóknak kell lenni olyan alapadatoknak, amelyek egy integrált modellezéshez szükségesek (geológiai adatok, termálvíz fizikai és kémiai jellemzői, rétegek víztartó/vízelnyelő képessége, adott termálvízhez tartozó optimális hőmérséklet, nyomás és vízáram, alkalmazható anyagok, stb.). Egy földtani (tektonikai, rétegtani-fáciestani, litológiai), geofizikai és hidrogeológiaigeotermikai adatok alapján készítendő vertikális szelvényben így válik lehetségessé a komplex modellezés. Ebben külön építendő fel a kőzetváz, valamint a hő ill. fluidum tartalom és dinamika. Ezek integrált vizsgálatával hozhatók létre a hidro- és termosztratigráfiai szelvények, amelyekben modellezhetők a transzport folyamatok és a kölcsönhatások. A térségben már elkészített hidrogeológiai értékelések a felszín alatti vízáramtér hidrodinamikai rekonstrukcióját, és a felszín alatti folyadék potenciál feltérképézését jelentik. A folyadék potenciált a hidraulikus emelkedési magassággal lehet jellemezni, amely a kutakban mért vízszintekből, ill. a rétegfolyadék nyomásokból számítható. A kutatási terület egy részére már készült ilyen értékelés mintegy 1200 vízszint nyomásadat alapján. A további modellvizsgálatok alapját képező digitális adatbázis tartalmaz továbbá topográfiai, földtani, kőzetfizikai, hidraulikai, vízkémiai, és geotermikus adatokat is. 21 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

21


E modellezésekhez kitűnő elvi alapot nyújtottak az Alföld komplex hidrogeológiájának tudományos igényű megismerése céljából történt széleskörű tudományos projektkutatások (Pannonian Basin Hydrogeological Research Program továbbiakban PBHRP), amelyben több hazai egyetem és intézmény szakemberei vettek részt az Albertai Egyetem (Alberta, Kanada) világhírű professzorának Dr. Tóth József hidrogeológusnak a vezetésével. Az ennek keretében készült hidrodinamikai vizsgálatok és inverziós modellszámítások célja az Alföld kettős vízáramterének az eddigieknél pontosabb megismerése volt. A hidraulikus emelkedési magasságok számításával megfelelő területi pontsűrűség alapján olyan izovonalas térképek készíthetők, amellyel követhetők egy adott felszín alatti térrész áramlási jellegzetességei, kijelölhetők a nyomáspotenciál maximum és minimum pontjai, leolvashatók a nyomás gradiensek. A felszín alatti áramlási rendszerek ismerete alapján jól kijelölhetők az úgynevezett beszivárgási ablakok és a felszálló vízáramlás területei, amely fontos alapot nyújt az utánpótlódási viszonyok, a vízkémiai változások és szennyezés érzékenység értelmezéséhez. E témakörben kitűnő alapul szolgálnak Erdélyi Mihály (VITUKI) és Tóth József vonatkozó elméleti és gyakorlati vizsgálatai (Erdélyi, 1979, Erdélyi – Gálfi, 1988, Tóth – Almási, 1998, Tóth et al., 2000), valamint az Alföld vízadóira alkalmazható egyéb elméleti munkák (Halász – Szőke, 1992, Tóth, 1995, Halász, 1995, Marton – Szanyi, 2000, Kovács, 2004, Székely, 2006a, Székely, 2006b, Szűcs et al., 2009). A PBHRP keretében az Alföld területén fektetett szelvények mentén csoportokban összevonásra kerültek a vízvezető, a vízlassító és a vízzáró képződmények. A legfontosabb egységeket a 2.3. ábra mutatja be.

2.3. ábra: Az Alföld hidrosztratigráfiai egységei A "nyomás – mélység profil" a rétegfolyadék-nyomás adott tereppont alatti függőleges mentén meghatározott értékeinek a tengerszint feleti magasság függvényében ábrázolt grafikonja. Az ily módon ábrázolt nyomásnak az egységnyi magasság változásra eső különbsége egyenesen arányos a nyomás gradiens függőleges komponensével, tehát utal a folyadékra ható hajtóerő függőleges irányú komponensének logikai tartalmára. Víz pórusfolyadék esetében (ρ = 1000 kg/m3) egy hidrosztatikus gradiens érték (γst = 9.8067MPa/km) stagnáló vagy uralkodóan vízszintes irányban hajtott állapotot mutat. A hidrosztatikus gradiensnél nagyobb érték (γdyn > γst) felfelé, kisebb érték (γdyn < γst) lefelé

22

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


hajtó függőleges erő komponenst jelent. Függőleges irányban hirtelen fellépő nyomásváltozás, azaz változás a vertikális gradiens komponens értékében, a nyomásprofil vonalának törésszerű irányváltozásában mutatkozik. A jelenség fő oka rendszerint a kőzetváz permeabilitásának függőleges irányban történő változása. A fordított eset, azaz a nyomásprofil törésmentessége viszont az átlagosnál kisebb permeabilitású rétegek hiányát, azaz regionálisan homogén áteresztőképességet mutatja. Nem mellékesen vizsgálnunk kell annak lehetőségét, hogy egy a fentiekben leírt modell szelvény sorozatban milyen alternatív lehetőségek vannak különböző mélységzónák eltérő technikákkal történő kombinált, egyidejű geotermikus energia bányászatára. Ezt az teszi szükségessé, hogy a földhő koncentráció foka csekély, viszont egyidejűleg különféle típusú igények (villamos energetikai, balneológiai, fűtéshő ellátási, ipari és mezőgazdasági stb.) kielégítését biztosíthatják. Mindezt úgy, hogy megfeleljenek a hosszú távú fenntarthatóság feltételeinek, azaz segítségükkel meghatározható legyen az egyes mélységzónák terhelhetősége, a kitermelő objektumok (pl.: kutak) egymásra hatásai, a pihentetés és természetes visszatöltődés, valamint a visszasajtolás szükségessége és mértéke, azaz a lehetséges környezeti hatások. 2.6 A modellezés technikai lehetőségei A hidrodinamikai és transzport modell felépítése és vizsgálata során a Processing MODFLOW for Windows (PMWIN 5.3 és Pro) modellező programcsomag használtuk. A Wen-Hsing Chiang és Wolfgang Kinzelbach professzorok (Chiang – Kinzelbach, 2001) által kifejlesztett hidrogeológiai modellezőrendszer a világon szinte mindenütt elfogadott és alkalmazott számítógépes program 3 dimenziós hidrodinamikai és transzport, illetve szennyeződésterjedési vizsgálatokra. A rendszerben található szakmai modulokat (pl. MODFLOW-2000, PMPATH, MT3DMS, PEST, UCODE, stb.) folyamatosan fejlesztik és tesztelik a világ különböző helyein található kutatóintézetekben, ipari cégeknél és egyetemeken. A PMWIN Pro programrendszer alkalmazása a legkülönbözőbb típusú hidrogeológiai problémák modellezésére és megoldására nemzetközileg elfogadott, magas fokú szakmai szintet jelent (Hill, 1992, Hill et al., 2000, Harbaugh et al., 2000). A hidrogeológiai modellezés során a PMWIN rendszer MODFLOW-2000 modulját felhasználva egy több-réteges hidrodinamikai modellt építettünk fel, mellyel szimulálni lehet a vizsgált geotermikus összlet felszín alatti vízáramlási rendszerét termelő kutak, valamint besajtoló kutak működése esetében. A MODFLOW-2000 modul segítségével a véges differenciák módszerével történt az áramlási egyenletek megoldása. A részecske nyomkövetési eredmények megtekintéséhez, értelmezéséhez, valamint az áramvonalak és elérési idők meghatározásához a PMPATH modult használtuk. Az ezt követő nyomkövetőanyag terjedési vizsgálataihoz az MT3DMS modult alkalmazzuk, amely lehetővé teszi tetszőleges vizsgált „tracer” anyag (pl. fluorescein) felszín alatti közegben történő mozgásának, illetve terjedésének leírását. A jelenlegi hazai és nemzetközi szakmai gyakorlatban a felszín alatti hő transzport vizsgálatokra két neves programcsomag használata terjedt el. A véges elemes FEFLOW és a véges differenciás Processing SHEMAT programrendszerek alkalmazhatóságát és megbízhatóságát számtalan esettanulmány igazolta. Jelen vizsgálataink keretében a feltételezett kút pár szimulálására Ebes térségében a Processing SHEMAT 4.1.0. verzióját használtuk a felszín alatti 3 dimenziós hő transzport számításokhoz.

23 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

23


3. A vizsgálati terület földtani felépítése, szerkezeti, rétegtani, litológiai jellemzése, a víztartók kőzetváz modellje 3.1 A medenceanalízis tiszántúli lehetőségei A Pannon-medence esetében a mélység felé növekszik az egymásrahatások bonyolultsági foka. Feladatunk a rétegtani egységek azonosítása, térbeli kiterjedésének meghatározása, jellemzése. Ennek alapja a litosztratigráfiai ismeretek szabatos és következetes alkalmazása. A litosztratigráfiai egységek alatt olyan kőzettesteket értünk, amelyeknek litológiai jellegei, rétegtani helyzete egymástól térképezhető mértékben eltér. A litosztratigráfia alapegysége a formáció. Ezek határai kijelölhetők diszkordanciafelületekkel, bizonyos litológiai jellegek megváltozásaival, vagy tektonikai érintkezések mentén. Ezek egy része a mélyfúrások lemélyítése során, magmintán végzett elemzésekkel is azonosítható, illetőleg a magminta elemzésével, a fúrási és karotázsgeofizikai paraméterek rögzítésével és kiértékelésével megadható. Egy litosztratigráfiai egység hasonló geotektonikai környezetben képződött, laterálisan kapcsolódó fáciesek képződményeit tartalmazhatja, így litológiai kifejlődésében jelentős különbségek is megjelenhetnek. A litosztratigráfiai felosztás szerint területünkre több kvarter formáció terjed ki, közülük legjelentősebb az északi részen a Nyékládházai Kavics, a Hajdúböszörményi Lösz és a Nyírbátori Futóhomok, míg a déli részen a Csongrádi Homok, az Orosházai Lösz és a Bárándi Rétiagyag. A formációkba sorolás nem adja vissza az üledékes összletek szekvenciális tagoltságát, sokszínűségét, gyakran ritmikus ismétlődését. A Nyírség területén végzett tanszéki kvarter vizsgálataink (Püspöki – Lazányi, 2005) 8 szekvenciát tudtak elkülöníteni a pleisztocén rétegsorban. Az ún. ivóvizes („vízműves”) rétegsor alatt található a kettős osztatú pannóniai rétegsor uralkodóan lakusztris képződményekből áll, de jelentősek benne a medencebelseji pelágikus jellegű pelites üledékek, valamint a partszegélyi, illetve fluviális hatásokat tükröző delta környezeti és strand fáciesű üledékek. A nagyobb kiterjedésű vízborítás mellett létrejött és kevésbé tagolt alsó-pannóniai ülepedési környezetet egy lassúbb és mérsékeltebb anyagáthalmozás, finomabb szemcseméretek jellemzik (Peremartoni Formációcsoport), miközben mélyebb helyzeténél fogva is jelentősen kisebb az effektív porozitása, mint a rátelepülő tagoltabb, változatosabb, dinamizmusában élénkebb folyamatokkal jellemezhető, durvább törmelékes felső-pannóniai üledékeké (Dunántúli Formácicsoport). A pannóniai üledékek képződése a Pannon-tó kialakulásához és feltöltődéséhez köthető. A tó belsejében nyíltvízi képződmények rakódtak le, elsősorban vízzáró mészmárgák, agyagmárgák (Endrődi Formáció), míg a partközelben és a vízalatti hátságok térségében kis kiterjedésű abráziós partmenti konglomerátumok és homokkövek (Békési Formáció). Ez utóbbiak kiterjedése korlátozott, így a vízterjedésben szerepük szintén alárendelt. A medenceperemek felől behordódó üledékek a lejtős térszínekről becsúsztak a mélyzónába, ahol a gravitációs átrendeződés következtében turbiditek alakultak ki (Szolnoki Formáció). Ebben finomszemcsés homokkövek és agyagmárga váltakozik, így vízvezetőképessége közepes. Nagy vastagságú elterjedése elsősorban a mélysüllyedékek területére korlátozódik, így a formáció horizontálisan nem egységes. A deltalejtőkön, medencelejtőkön a fenti okokból elsősorban kis vízvezető-képességű agyagmárga és aleurolit anyagú pélites üledékek rakódtak le (Algyői Formáció). Ezek anyagukban hasonlítanak az 24

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Endrődi Formáció képződményeihez, így egymásra településük esetén a karotázsgeofizika segítségével bizonytalanul lehet elkülöníteni őket. A határ kijelölését így egyéb módszerekkel kell megoldani. A medenceperemi zónában deltafront, delta síkság üledékek rakódtak le, finom- és középszemű homokkövekkel, betelepült agyagmárga, aleurit rétegekkel (Újfalui Formáció). Az Algyői Formációtól markánsan elkülönül, ezt a határt tekinthetjük az alsó- és felsőpannóniai üledékek határának, bár a határfelület nem izokron. A feltöltődött medence alluviális síkságain képződött változatos összetételű sziliciklasztos üledékek, szerves maradványok a Zagyvai Formációhoz tartoznak. Mindkét formáció jó vízvezetőképességű, horizontálisan összekapcsolódó rétegeket tartalmaz, melyek a geotermikus energiatermelés szempontjából kiemelkedő jelentőségűek. Hidrosztratigráfiai szempontból a Nagyalföldi Aquiferben összevontan kezelik a két felső-pannóniai egységet. A Tiszántúl pannóniai rétegsora alatt található miocén képződmények ismeretessége lényegesen kisebb, mint a pannóniaié, mivel sokkal kisebb az őket harántoló fúrások száma. Haszonanyag híján a rájuk vonatkozó anyagvizsgálatok rendkívül csekély volta kevés lehetőséget nyújt a kőzetváz jellemzésére. E főként bádeni és szarmata vulkáni és vulkanoszediment képződmények a Nyírség centruma felé jelentősen kivastagszanak, míg a flisöv területén az 500–1000m-t is ritkán érik el, ettől dél felé pedig rendszerint jóval 500m alattiak, gyakran kiékelődnek, vagy hiányoznak. A vulkanitos miocén rétegsorban területi elterjedését tekintve 5–8%-ot sem tesz ki a lávakőzetek területi aránya. Ennél jóval jelentősebb a változó vastagságú, főként savanyú tufák és vulkanoszedimentek kifejlődése, gyakori váltakozása. Ez az összlet helyenként akár több ezer méter vastagságot is elérhet (lásd Nyíregyháza és Baktalórántháza környezete). Vízrekesztő voltuk és gyakori agyagos betelepüléseik miatt leárnyékolják a felfűtött aljzatot. A paleogén (eocén, eocén-oligocén) üledékek a Tiszántúlon csupán a SzolnokDebrecen-Máramaros belső flisöv területén találhatók bizonytalan, nem túl jelentős kifejlődésben. Az eocén a flisöv teljes területére kiterjedve a kréta üledékképződés folytatásaként jelenik meg, míg az oligocén csupán annak keleti felére korlátozódva mutatható ki (Szepesházy, 1973). A turbidites jellegű, bathiális kréta (campani-maastrichti) üledékeket az ún. Debreceni Formációba sorolták, melynek vastagsága ritkán haladja meg az 500 m-t (Gyalog, 1996, Császár, 1997), de kifejlődési hasonlóságaik miatt nehezen határolható el a rátelepülő és hasonló kifejlődésű, paleocén-eocén-oligocén korú, szintén sziliciklasztos és mélyvízi kifejlődésű Nádudvari Komplexum anyagától. Mindkettő anyaga egy nagyobb kiterjedésű, tagolt szárazulati térszínű déli előteret tételez fel, amelynek lepusztulásából származott e két flisoid anyagú formáció. Litológiai összetételükben jellemző a szürke, zöldesszürke, vörösesbarna homokkő, konglomerátum, aleurolit, agyagmárga és agyagrétegek váltakozása. Lefelé haladva rohamosan csökken a terület ismeretessége és litosztratigráfiai jellemezhetősége. A belső flisöv területén a triász-jura képződmények léte nagyon bizonytalan, csupán feltételezhető, hogy a Dél-Dunántúlon előforduló, főként karbonátos képződmények lepusztult maradványaiból kisebb foltok őrződtek meg csupán. A Duna–Tiszaközén mélyfúrásból ismert Szanki Konglomerátum fedőjében az Izsáki Márga a Debreceni Formációval összefogazódva feltehetően benyúlik a flisöv területére. A Tiszántúlon igen kevés helyen tártak fel kis vastagságban középső- és felső-jura márgát, mészkövet, melyek azonban a Mecseki Zóna jellegeit mutatják (pl.: Örvénykútnál). A vizsgálati területünkön egyedül az Ebes-12 CH-kutató fúrás harántolt bizonyítottan jura képződményeket (agyagmárga) 1526 és 1600 m között. A triász képződmények jelenléte még bizonytalanabb 25 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

25


és nagyon-nagyon alárendelten, kis roncsokban fordulhat elő. Ebből az következik, hogy a flisöv közvetlen déli előterében nagy valószínűséggel teljesen lepusztult a mezozoikum, az északi előterében pedig egyetlen fúrás sem harántolta át a miocén vulkanoszedimenteket és érte el az alaphegységet. Kaotikusan, takarósan gyűrt, feltolódásos szerkezetekkel sűrűn tagolt aljzatunk esetében leginkább egy néhány fúrásra támaszkodó, átfogó petrográfiai, kőzetfizikai jellemzést lehet adni, remélve, hogy ezek érvényessége nagyobb területre extrapolálható. Összességében elmondható tehát, hogy a pannóniai előtti összletet egy nagyfokú rétegtani hiátus jellemzi a flisövtől délre. Ez a terület a jura végétől a miocénig olyan tagolt felszínű kiemelt és erodálódó szárazulat lehetett, amelynek É-i szegélyét alkotta Máramarostól Szolnokig a felsőkréta–oligocén flis üledékgyűjtő vályúja. 3.2 A vertikális és kronológiai tagolás elvi alapjai és a szükségszerű összevonások Mint az előző 3.1 fejezetben láttuk, a mélység függvényében ugrásszerűen csökken az ismeretesség, a megbízható és felhasználható kőzetjellemző paraméterek mennyisége. Általában a Kárpát-medencében 2000-2500m az az elvi alsó határ, ameddig remény van valamilyen mértékig utánpótlódó termálvíz készletek feltárására. Így ezalatt szükségszerűen csak közvetítőközeges hőbányászati lehetőségek jöhetnek számításba, de ez a mélység is csak néhány kivételes mélysüllyedékünknél adott a Dél-Alföldön, így a Tiszántúl esetében 1500m körül maximálhatjuk a rétegvíztermelés lehetséges alsó határát. A Kárpát-medence hosszan tartó, több orogén fejlődésen és riftesedésen átesett bonyolult kéregszerkezetében nagyméretű hiátusok, torlódások, egymásralapolódások, eróziós lepusztulások, képződmény keveredések és térszíntagolódások jellemzők. Így egymástól nagyon eltérő korú és konzisztenciájú képződmények kerülhetnek egymás mellé, sőt horizontális és vertikális átfedődéseik is lehetségesek. A nagyfokú különbségek miatt azonban határfelületeik jól érzékelhetők mind a mélyfúrásokban, mind pedig a geofizikai szelvényeken (pl.: szeizmikus, elektromos). Az elmondottak alapján modellezési szempontból öt nagy egységre bonthatjuk a tiszántúli felső kérget (Erdélyi, 1979; Erdélyi – Gálfi, 1988; Marton – Mikó, 1990; Pálfalvi – Kozák, 1999; Rezessy et al., 2005; Halászné et al., 2009; Kozák et al., 2010b) az alábbiak szerint:  a/ Metamorf aljzat (prekambriumi és paleozóos), a bajkáli, cadomi, kaledóniai, variszkuszi tekto- és orogenezisek maradványai, uralkodóan parametamorfitok (agyagpala, fillit, csillámpala, gneisz, kvarcit, márvány), alárendelten metagranitoidok és ortogneiszek, valamint keskeny pásztákba, foszlányokba préselt, erősen átalakult ofiolit maradványok (zöldpala, amfibolit, szerpentinit, stb.). A medencealjzat felszíne alatt ismeretlen mélységig e képződmények alkotják a felső kéreg jelentős részét, feltehetően az 5–8km-es technikailag elérhető zóna aljáig. A kompressziós tektonika ismétlődései miatt gyűrt, palásodott, relatíve keskeny pásztákba préselt, egymáson átlapolódó feltolódásos pikkelyszerkezetek. Egyes kiemelkedő aljzatvonulataik termikus anomáliával jellemzett hátak. Ezek a mellettük húzódó süllyedékek fiatal üledékeiben tárolt szénhidrogének oldalirányú migrációjának potenciális befogadói lehetnek a felső fellazult zónáikban.  b/ Mezozóos-paleogén képződmények, triász karbonátok, jura pelágikus metaszedimentek, kréta metaszedimentek és teléres vulkáni-szubvulkáni bázisosneutrális testek, kréta-paleogén belső övi finomszemű flis, eocén márga és mészkő,

26

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017








oligocén slír és homokkő. Erősen erodált, keskeny pásztákban és vékony leplekben található roncsok, megőrződésüket részben a tektonikus becsípődések tették lehetővé, így valódi vastagságuk nem is becsülhető. Fúrásokban megütött vastagságuk max. 10–150m. Közülük kiemelkedik jelentőségében a Szolnok-Debrecen-Máramaros vonalon húzódó flisöv, amelynek tagolt és tektonikusan préselt rögszerkezetei nagyobb vastagságot is elérhetnek és potenciális szénhidrogén tárolók. c/ Miocén vulkanitok és vulkanoszedimentek, elsősorban bádeni és szarmata, alárendelten alsó-pannóniai neutrális és savanyú helyi vulkanizmus termékei, centrumaik a szerkezeti pásztákhoz és a tektonikai eseményekhez igazodva orientáltan és tendenciózus időbeli és térbeli eltolódásokkal működtek. Általános fiatalodásuk északról dél felé és nyugatról kelet-felé mutatható ki K/Ar radiometrikus korvizsgálatok alapján, de helyi eltérések és ismétlődések előfordulnak. Legnagyobb vastagságban a Nyírség centrumában találhatók lezökkent állapotban (több, mint 1500-2500m). A korlátozott kiterjedésű vulkáni-szubvulkáni magmás testeket alárendelten andezittufa, kiterjedten több szintben ismétlődő riolittufa terítések ágyazzák magukba. A bádeni és szarmata idején a sekélytenger elöntések miatt gyakoriak az üledékkel kevert, elagyagosodott tufák, tufitok. Az összlet dél-felé kivékonyodik, Debrecentől délre már nem folyamatos, max. 50-100m vastag lepelként van jelen erodáltan. E miocén vulkáni komplexum vízföldtani és geotermikai értelemben egyaránt szigetelő hatású, így aljzatában többlethő akkumulációra számíthatunk. d/ Pannóniai képződmények, kezdetben lefűződött sekélytengeri környezetben rekedt, később kiédesedő, tagolt aljzatú részmedencékben felhalmozódott üledékek. ÉNy-i és ÉK-i irányból érkező delta-rendszerek uralták. Bár az alsó-pannóniai márgás, agyagos, alárendelten finomhomokos rétegsorban is előfordulnak víztartók, ezek izolált voltuk miatt rossz vízadók és nincs megfelelő vízutánpótlódásuk. A felsőpannóniai üledéksor homoktestei nagy kiterjedésűek, 5–15m vastagságot is elérhetnek, vagy meghaladhatnak, többnyire közepes, vagy jó vízadók, ahol nem érvényesül az izoláltságból fakadó lencsehatás. Az 500–5000m vastagságot is elérő pannóniai összlet a legfontosabb szénhidrogén anyakőzetünk és tárolónk. Porózus felső-pannóniai rétegeinek 500m mélységszint alatti vízkészletei képezik medenceterületeink legjelentősebb vízbázisait. E hévízkincs európai léptékben is a legnagyobb ilyen készlet kontinensünkön. e/ Negyedidőszaki (pleisztocén, holocén) képződmények, folyóvízi (alárendeltebben tavi és eolikus) homokos, kavicsos, löszös összlet. A 200–500m vastagságban kifejlődött rétegsor medenceperemi durvább szemű üledékei (pl.: hordalékkúpok) Európa legnagyobb felszínalatti édesvíztározó képződményei. A Tiszántúlon csak kevés hordalékkúp szegélye húzódik be a területre, viszont gyakoriak a vándorló medrek által visszahagyott meder- és övzátony sorok, amelyek jó víztározó és vezető képességgel rendelkeznek. Ezért ezeket nevezzük „vízműves” (ivóvizes) rétegeknek. E rétegsorban Erdélyi (1979) szerint a vízmozgás viszonylag intenzív, regionálisan kimutathatóan az Északkelet-Alföld felől Debrecenen keresztül Baja irányába tart. Területén térszíni helyzetéből és üledéktípusaitól függően nagy beszivárgási ablak alakult ki (pl.: Nyírség centruma), míg a mélyebb helyzetű részeken alulról nyomott talajvizű, gyakran felszíni szikesedéssel jellemzett feláramlási zónák jöttek létre (lásd Hortobágy). A nagyvárosok ivóvíztermelő 27 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

27


kútcsoportjai egymásrahatásuk és az általuk kiváltott depresszió miatt terelőleg hatnak a felszínalatti vízmozgásra és rajtuk keresztül a felszín felé irányuló hőáramra. A továbbiakban ezekben az egységekben vesszük sorra rétegtani sorrendben a képződménycsoportokat. Bár mindegyik esetében vannak bizonyos számú geofizikai és litológiai észlelések, a modellezéshez szükséges kőzetvázmodell csak a rétegvízadó pannóniai és negyedidőszaki rétegekre építhető fel. A többi csoport esetében hasonló részletességű jellemzés a jelenlegi ismeretességi szinten nem lehetséges, így róluk a szórványadatokból leszűrhető átfogó jellemzést adunk. Ez utóbbiak is sokat segíthetnek annak eldöntésében, hogy milyen típusú hőbányászati technikát lehetséges, illetve célszerű ráültetni az egyes mélységi övezetekre. 3.3 Metamorf aljzat és mezozóos-paleogén képződmények 3.3.1 A tiszántúli medenceszerkezet aljzatának ismeretessége A térség gravitációs geofizikai kutatásai során előállt javított és szűrt Bouguer-anomália térképek (Szabó – Páncsics, 1999a,b) alapján a kéregvastagság a Békési-süllyedéktől a Közép-Tiszavidékig kb. 24km, ettől Debrecen és a Nyírség irányában 25–26km-nyire vastagszik, de még így is csaknem 8km-rel vékonyabb, mint az európai kontinentális kéreg átlaga (3.1. ábra).

3.1. ábra Gravitációs adatokból meghatározott kéregvastagság (Moho)-térkép (Szabó–Páncsics, 1999a) Már az 1920-as évektől napjainkig lemélyített szénhidrogén- és szerkezetkutató fúrások, valamint a geofizikai szelvények egyaránt bizonyították az aljzat bonyolult és változékony összetételét, pásztás szerkezetét, csaknem alpi méretű térszíntagoltságát. Mindezt azonban eltünteti előlünk a medencét a felszínig kitöltő sekélytengeri, tavi, majd folyóvízi üledéksor, melynek felszíne kis orográfiai tényezőjű, jellegzetes síkvidéki terület. A mélyszeizmikus kutatások nyújtották a legtöbb olyan információt, amely a litoszférikus köpeny aljáig áttekintést enged a térség litoszférájának vastagsági, illetve deformációs állapotára. Az ún. Pannon Geotraverz mélyszeizmikus szelvény (PGT-1) az 28

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Alföld alatti litoszférát DK-ről ÉNy felé szeli át és megvilágítja térségünk aljzatának szerkezeti jellegeit (Posgay, 1993, Posgay et al., 2004). Mint a 3.2. ábrán jelezzük, értelmezhetővé váltak a litoszférikus köpenydeformációk és az aljzat lineamens szerű elnyíródási és feltolódási vonalai.

3.2. ábra: A Pannon Geotraverz (PGT-1) mélyszeizmikus szelvény alföldi szakaszának szerkezetföldtani értelmezése (Posgay et al., 1996, 2009 felhasználásával) A 3.2. ábrán látható, hogy a ma is aktív, a litoszférikus köpenyig hatoló elnyíródások többféleképpen értelmezhetők. Véleményünk szerint az ábra flis zóna alatti sávjában megjelenő szerkezetek csupán visszapikkelyeződései az ÉÉNy felé komprimálódó kéreg felső harmadában lejátszódó feltolódásoknak, s így alsó szakaszuk egy DDK felé lejtő meredek pikkelytakarós szerkezetbe megy át. Ez utóbbiak lefutási irányát szaggatott vonalakkal és nyilakkal jelöltük. Feltevésünk valószínűségét erősíti az a tény is, hogy vele hasonló irányú, de ellaposodó szög alatt hajló elnyíródások a litoszférikus köpenyben a kéreghatár közelében is előfordulnak és ezek közelében erőteljesebb deformációkra utaló reflexiós zavarok jelennek meg, jelezve a zóna aktivitást. Az aljzatszerkezetről nyert különféle információk többféle értelmezési lehetősége zavart jelent a geotermikus adottságok megítélése szempontjából. Alapvetően tehát kétféle alternatíva között választhatunk: A PGT-1 eredeti értelmezését a 3.2. ábra észak felé dőlő, köpenyig hatoló mélytörései jelentik, amelyek mentén nagyméretű horizontális elmozdulásokat és elnyíródásokat tételeztek fel (lásd. pl.: Posgay et al., 1996). A másik lehetőség egy olyan általunk korábban is feltételezett pikkelytakarós szerkezet, amely DDK felé dőlő felületek mentén tolódik föl ÉÉNy felé, s amelynek a felszíni mikrotektonikai mérések során számos bizonyítékát láttuk (Kozák et al., 2001, Kozák et al., 2010). Az újabb geofizikai értelmezések hasonló jellegűek (Posgay et al., 2009). A kérdés eldöntésének egyik lehetséges közvetett próbája részben a dél- és északmagyarországi tektonikai szerkezetek összehasonlítása, amely nem egyezhet meg abban az esetben, ha az ún. kitolódási modellt (Kázmér – Kovács, 1985) és a mikrolemezek nagy 29 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

29


horizontális, egymás melletti elmozdulásait (Balla, 1988) elfogadjuk. Véleményünk szerint az alpi orogenezishez kapcsolódó medence belseji és peremi magmatizmus sem a kitolódási modellel, sem a két mikrolemez nagy, egymás melletti elmozdulásával, sem pedig az európai kratonizált lemez Pannon-medence alá történő szubdukciójával nem magyarázható. A magmatektonikai megoldást egy más típusú lemeztektonikai értelmezés mentén kell keresnünk (Kozák, 2000, Krassay, 2010) még ha ez ma nehezen elfogadtatható is. 3.3.2 A mélyszerkezet valószínű felépítése Feltételezésünk szerint a Tiszántúl az alföldi területek egészéhez hasonlóan takarós szerkezetű, amelyben a kora krétától kezdve kétirányú (ÉÉK-i, majd ÉÉNy-i, illetve együttes) feltolódások következtek be, melyek nyomai az aljzatban kimutathatók. A késő kréta óta azonban meghatározók az ÉÉNy-ias feltolódások, amelyek – mint a korábbiakban vázoltuk – az aljzat jelenlegi pásztásságát okozták és szerepük volt az ezek mentén kialakult szerkezeti hátak és vályúk létrejöttében a kainozoikum során. Az így kialakuló torlódások, alá- és fölé tolódások okozhatták azokat a kéregvastagsági és nyomás-, illetve hőanomáliákat, amelyek a kéreg–köpeny határzónájában a köpenybe hatoló mély elnyíródási vonalak mentén szerepet játszhattak a magmagenerálódásban. Így a köpenyeredetű magmák és a mélykéreg bizonyos részei változó mértékben egymásra hatva szolgáltatták a miocén vulkanizmus anyagának jelentős részét. Ezek geokémiai jellegükben gyakran hasonlítanak az érettebb vulkáni szigetívek magmatizmusára, de tekto- és magmagenetikai hátterük eltér attól, amint ezt vizsgálataink alátámasztják (Kozák, 2000; Krassay, 2010). A takarós szerkezet feltolódási maximumai idézhettek elő olyan mértékű lepusztulást a Tiszai egység területén, illetve annak egyes zónáiban, amely méreteiben meghaladta a Pelsoi egység feltáródását és lepusztulását. Így a Közép-magyarországi szerkezeti vonal (3.3. ábra) karakterükben jelentősen eltérő mikrolemez peremeket választ el egymástól. Ez azonban önmagában nem bizonyítja a nagy horizontális eltolódásokat, mivel éppen e markáns szerkezeti övben lehetőséget látunk olyan mértékű alátolódásokra, amely az átmeneti tartomány anyagát megsemmisítette a konszumáció során.

Közép-magyarországi szerkezeti vonal

3.3. ábra: A Tiszai Nagyszerkezeti Egység fontosabb tektonikai zónái és a legjelentősebb szerkezeti vonalak helyzete (Császár, 2005)

30

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Felszíni tektonikai vizsgálatainknak az általunk bemutatott szerkezetrekonstrukciós kép jobban megfelel, mint a jelenleg elfogadott, bár számos részében vitatott nagyszerkezeti rekonstrukciók többsége. Amennyiben a vázolt hipotetikus takarószerkezet létét kombinált vizsgálatokkal sikerül bizonyítani, ez új lehetőségeket jelent a geotermikus energiahasznosítás szempontjából, hiszen egy ferde feltolódásos szerkezetekből álló pikkelyszerű takarósorozat hőeloszlása és hőutánpótlódása, illetve fluidum áramlási rendszere szerkezetorientált és emiatt nagymértékben eltérhet a homogén közegekétől. Az egymásra települő egységek érintkezési határzónái gyakran vezető síkokként képesek funkcionálni (pl.: fluidum migráció), s ez mesterséges rétegrepesztés alkalmazásával nagyméretű hőátadó felületek kiképzésére nyújt – ma még elvi – lehetőséget. A pikkelytakarós szerkezeteket szubvertikálisan átmetsző mélytörések a vízzáró medenceüledékek alatt mélyfúrással feltárva HDR rendszerként lehetnek kiaknázhatók geotermálisan. Ez igaz a túlfejlett konjugált litoklázis rendszerekre is. A tiszántúli medencealjzat földtani felépítését a 3.4. ábra mutatja be. Ezen feltüntettük a vizsgálati körzet határát és a I. és II. szelvények nyomvonalát.

I mezozóos karbonátos képződmények

kréta-paleogén flisöv

II

prepaleozóos kristályos képződmények

mezozóos metaszedimentek

3.4. ábra: A tiszántúli geotermális kutatási terület paleo-mezozóos medencealjzatának földtani képződményei (Fülöp – Dank, 1987) az I. és II. földtani szelvények nyomvonalának feltüntetésével

31 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

31


A medencealjzatra és annak felépítésére, morfotektonikai fejlődésére tett főbb megállapításaink (Kozák et al., 2010a, b, 2011) az alábbiakban foglalhatók össze:  







32

A gravitációs geofizikai felvételek (Bouguert anomália térképek) értelmezése alapján a földkéreg vastagsága, kontinentális jellege mellett rendellenesen vékony, területünkön, DK-ről ÉÉNy-felé vastagodva 24–26km. A mélyszeizmikus szelvények, így elsősorban a PGT-1 (Pannon Geotraverz) alapján megállapítható, hogy a kérget mélytörések harántolják, amelyek közül néhány a litoszférikus köpenybe is mélyen behatol, felületeik helyenként szubvertikálisak, néhol délies dőlésűek, értelmezésük sok vitára adott okot (Posgay et al., 1996, Posgay et al., 2000, Posgay et al., 2009). Mind a kéregben, mind a teljes litoszférában kimutathatók kivékonyodások és kivastagodások, azaz globáltektonikai feszültségek és mozgások hatására bekövetkezett deformációk. Ezek az egyes sávokban a felső köpenyben nyomástöbbletet, vagy csökkent nyomású sávok kialakulását idézték elő és véleményünk szerint szerepük lehet a parciális köpenyolvadékok létrejöttében (Széky-Fux et al., 2007, Krassay, 2010). Az ország területén különböző mikrolemezeken kibukkanó aljzatrögök (Bükk hg., Upponyi-hg., Budai-hg., Mecsek hg., Fazekasboda-Mórágyi Gránit Rög) területén általunk kimért mikrotektonikai karakterekben és a rekonstruált szerkezetfejlődési folyamatokban nagyfokú hasonlóságokat és azonosságokat lehetett megállapítani, függetlenül attól, hogy ezek a ma érvényes nagytektonikai felfogás szerint két eltérő mozgású, ún. mikrolemez különböző részein találhatók. Ez ellentmond a jelenleg elfogadott lemeztektonikai rekonstrukciónak (Balla, 1984, 1988, Csontos et al., 1991, Fodor – Csontos, 1998). Az aljzat szerkezeti deformációiban kimutatható vergenciák alapján röviden az alábbi fejlődésmenet valószínűsíthető. Az alpi orogenezis első nagy késő jura – kora kréta fázisai olyan kompressziók voltak, amelyekben a meghatározó első vergenciairány K–ÉK-ies lehetett. Ez jelentős, többfázisú, változó amplitúdójú redőket hozott létre, belső diszharmóniákkal, blokkokra tagolódással, helyenként torlódásokkal és palásodással kísérve. Ezt követte a feltehetően már a krétában bekövetkezett másik nagy térrövidülés ÉNy-ias vergenciával, amely azonban az egyszer már deformált összleten csak helyenként tudott markáns felülbélyegzéseket létrehozni az adott hely térbeli pozíciójától függően. Hatását többnyire álredők és redőszerű törésprofilok jelzik, néhány helyen kisebb gyűrődésekkel és alárendelten palásodással (Kozák et al., 2001). E két erő, amely valószínűleg az Adriai lemez és a merev Moesiai-tábla felől érkezik, többszöri megújulással követi egymást szinte napjainkig. Az ismétlődések száma pontosan nem állapítható meg, de nyomaik alapján helyenként feltételezhető, hogy akár 6–10-szeres ismétlődés is lehetett. A haránttörések által tagolt Kárpát-medencei térség szerkezeti blokkjai néhol önállóan mozogtak, másutt pásztákba rendeződve viselték el a feszültségterek deformáló folyamatainak hatását. E két erő, együttes fellépése során, eredőjük irányában térrövidüléseket okozott, melyeket a kiemelt aljzatrögök kisebb szerkezeti blokkjainak határfelületi deformációinál kísérhetők legjobban

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017












figyelemmel. Ez jellemzi az utóbbi 10 millió év fejlődéstörténetét is, s különösen igaz ez a mai felszín arculatát meghatározó negyedidőszaki fejlődéstörténetre. A kettős erőhatás együttes működése közben többször és fokozatosan került domináns helyzetbe a Moesiai-tábla felől érkező nyomóerő, ami miatt a kiemelt rögök egy részénél (lásd Bükk) az óramutató járásával ellentétes ÉNy-i rotációk figyelhetők meg. Ezen közben már a paleogéntől kezdve mindinkább uralkodóvá válik egy olyan fajta torzulás, amely a medencealjzat blokkjain belül a szerkezeti pásztán belüli hasonló viselkedésben nyilvánul meg, s ezek a pászták mindinkább ÉK–DNy-i csapásúakká válnak, meghatározva a kainozóos tengerelöntések vályús szerkezeteinek és köztes terrénumainak orientációját. A vázolt szerkezetfejlődést uralkodóan a kompressziós tektonika jellemezte, ami kettős vergenciája miatt a kárpáti ív kifelé vergáló takarórendszerét kialakította, a belső medencerészen pedig az aljzatszerkezetben látható szerkezeti sávokat hozta létre. Az egyszerre mozgó takarófrontok haránttörések mentén feldarabolódhattak és az egyes frontszakaszok egymáshoz képest lemaradtak, vagy előbbre tolódtak helyi okok következtében, azaz kisebb, néhány km-es horizontális relatív eltolódások lehetségesek voltak, amelyek kisméretű húzásos medencék létrejöttéhez vezethettek (Tari, 1988; Tari et al., 1992). Saját szerkezeti pásztáján belül ilyen előretolt kisebb egységek ma is láthatók, hiszen így értelmezhető a Bükk helyzete, vagy az alföldi aljzatban eltemetve, mélyfúrások által föltárt ún. sárándi pikkely és más hasonló, többszöri egymásratolódással jellemzett aljzat pikkelyek (Pap, 1990). Az elmondottak alapján érthető, hogy az aljzatpásztákon belül sok a megújuló, mobilis tektonikai szerkezet (feltolódások, pikkelyeződések), s ezek a késő mezozóos, majd kainozóos fejlődés során nagyon eltérő módon és mértékben lepusztultak, anyaguk akár többszörösen is áthalmozódhatott és újra ülepedett. A Tiszántúl esetében a nyírségi részen szeizmikus és geoelektromos geofizikai vizsgálatok alapján rajzolódott ki, hogy még ma is érzékelhetők eltérő vergenciák a kéreg különböző mélységű részein, ami sok esetben értelmezési zavarokat okoz (Bodoky et al., 1965). Így pl. a nyírségi süllyedék mély részénél mintegy 8km alatt Kies, efölött ÉNy-ias szerkezeti orientáltság érzékelhető. Hasonlóképpen láthatók az aljzat felszínének morfológiájában is ilyen ún. maradvány felszínek, amelyek egy nagyobb uralkodó orientáción belül az eltérő vergenciájú mozgások maradvány felszín szerkezeteinek tekinthetők. Az elmondottakból következően és itt föl nem sorolt részletbizonyítékokra támaszkodva megállapítjuk, hogy a különböző mikrolemezek egymás melletti több száz km-es horizontális elmozdulásai nem valószínűek, viszont kisebb egységek között néhány kmes relatív eltolódások több ízben is bekövetkezhettek az egyenetlen térrövidülés, rotáció, vagy helyi akadályok miatt. A kainozóos üledékek ősföldrajzi rekonstrukciója alapján a medencebelső vályús süllyedékei és tengerelöntései szinte mindvégig ÉK–DNy-i csapású üledékgyűjtő sávokat jeleznek, melyeket rendszerint hasonló csapású hátak (terrénumok) határoltak. Valószínű azonban, hogy ez a karakter nem egyformán jelenik meg a felső, a középmély és a mélykéregben, vagyis a különböző térrövidülések során egy többrétegű és eltérő viselkedésű modellel számolhatunk. A fokozatos irányváltás és az ÉNy-ias rotációk miatt időről időre kialakulhattak olyan anomália sávok a kéreg-köpeny határon, ahol a csökkent nyomásos és túlnyomásos sávok érintkezési zónája mentén parciális olvadékképződés indult meg, s ezek a szerkezetileg orientált magmafészkek a 33 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

33




34

feltolódások haránttörései mentén, különösen a rotációs periódusokban nyomulhattak a kéregbe, vagy jutottak felszínre egy sajátos bimodális vulkanizmust eredményezve. Ez lehet a magyarázata annak is, hogy a vulkanitok szerkezeti sávok mentén kerültek felszínre, a rotációs hatás tovaterjedésének függvényében rendszerint északról délre és nyugatról keletre fiatalodva. Ez jellemezte az egész folyamat leghevesebb szakaszát, a miocén paroxizmust is, amelynek csúcsidőszaka a kora bádenitől az alsó pannóniai emelet elejéig tartott. A Tiszántúl esetében az a sajátos helyzet állt elő, hogy a flisöv É-i előterében kialakult nyírségi elősüllyedék vált a kétirányú vergencia olyan kulminációs csomópontjává, ahol mindvégig kimutatható a magmatizmus, legerőteljesebb a kéregbeli kamrák kiürülése, legvastagabb a rétegvulkáni komplexum, s ahol a süllyedés a folyamat vége felé nagymértékben felgyorsult. Így vulkanoszedimentekkel és üledékekkel fedődött le az a rétegvulkáni komplexum, amely a Kárpát-medence miocén vulkanizmusának legnagyobb kiterjedésű, legvastagabb egysége. Mivel sokáig rejtve maradt a felszíni „vulkáni ív” egységeihez képest, ez némileg téves következtetéseket eredményezett a magmatektonikai folyamatok értelmezésében. A tanszékünk által mélyfúrások maganyagán évtizedekig vizsgált észak tiszántúli magmatizmus jellege, kora, nagysága, kifejlődése és orientációja alapjaiban kérdőjelezi meg a Kárpátokon kívüli merev, kratonizált kontinentális kéreg anyagának a felszabdalt, mobilis medencealjzat alá történő szubdukcióját és a medencebeli vulkáni komplexumok vulkáni szigetív eredetét. Az alsó pannóniaiig elnyúló nyírségi magmatizmus természetesen közvetlen kapcsolatok révén folytatódik a medenceperemek irányában és genetikai rokonságot mutat az észak-magyarországi, a kárpátaljai és az észak-erdélyi vulkanizmussal. Nyilvánvalóan a megújuló kétirányú vergencia hatásai e kitolódási szegélyeken erőteljesen érvényesülnek, s így markáns töréses, feltolódásos és lezökkenéses szerkezetek veszik körül az észak-tiszántúli megacentrumot. Ami a szegélyeken a kárpáti ív fő gerincvonulataival parallel helyzetűnek látszik, az befelé haladva szabálytalan, sporadikus elrendeződést mutat és centrumai leginkább a hármas vergenciájú kéregfejlődés szerkezeti elemeihez és aktivitási periódusaihoz kapcsolódnak (Széky-Fux et al., 1982, 1998a,b, 2007). A vázolt fejlődéstörténet alapvetően globáltektonikai alapú, nem szigetív jellegű, hanem egy fölszabdalt, elvékonyodott kontinentális kéreg belső-mozgásos, kéreg-köpeny határ menti reaktivációs típusú. Vizsgálati területünk esetében a Szolnok-DebrecenMáramaros vonalán húzódó flisöv egy markáns határvonalat jelöl ki, amelytől É-ra és D-re alapvető jellegváltás és intenzitás különbség mutatható ki a vulkáni paroxizmus idejére. Míg a bádeni és szarmata időszakban a Mátra és Tokaji-hegység méreteit meghaladó mértékű rétegvulkáni összlet alakult ki a Nyírségben, addig e vonaltól D-re elenyésző a vulkáni anyagszolgáltatás, az is jobbára távoli centrumokból ideszállított piroklasztikumok és ezek üledékkel kevert, áthalmozott termékei. Így a Debrecen körzetben már csak max. pár száz m vastagságú vulkáni tömeg D felé igen gyorsan elenyészik, vékony, gyakran csupán pár 10m vastag áthalmozott vulkanoszediment takarók formájában jelenik meg, míg a Nyírség centrumában a 3000m-t is meghaladhatja. Korábban is említettük, hogy ezek a tiszántúli mozgásintenzitások az idő előrehaladtával súlypont eltolódást és jellegváltást mutatnak. A késő szarmatáig

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


aktívabb északi zóna süllyedése lelassult, a flisöv menti feltolódások megélénkülnek, s a pannon beltó üledéklerakódásai idején a legintenzívebben süllyedő kéregrészek a Békési, illetve a Dél-Alföldi Süllyedékek területére tevődnek át. Valószínűleg ez a jellegváltás vezetett el e dél-magyarországi kéregrész aljzatának szubkrusztális eróziójához és elvékonyodásához, miközben a feltöltődés mértéke és a folyótorkolatok és delták vándorlása e délalföldi térség irányába felerősödött, mind a felső pannóniai, mind a negyedidőszak idején. 3.3.3 A medencealjzat hidro- és termosztratigráfiai jelentősége A Békés és Debrecen között megvizsgált mélyfúrások adatai alapján elmondható, hogy a MÁFI által kiadott aljzattérkép (3.4. ábra) fő vonalaiban megfelel annak a képnek, amit a fúrási adatbázisok alapján leszűrhetünk. Bizonyos azonban, hogy az aljzat összetételének változatossága sokkal nagyobb, mint amit a kényszerű sávokba, szerkezeti pásztákba rendezett, gyakran egyetlen képződménycsoportba, vagy formációba sorolt kőzettestek jeleznek (Kovács – Kurucz, 1984, Szederkényi, 1983, 2007). Ezért tűztük ki célul az aljzatból származó információk összegyűjtését, többirányú értékelését és a szelvényvonal mentén hasonló fúrások adatainak figyelembe vételét, hogy egy-egy zóna heterogenitásáról minél valósághűbb képet kaphassunk. E feladat első felét jelen munkában sikerült elvégezni, de a karotázs görbék és szeizmikus szelvények geoelektromos-geofizikai felvételek összehasonlító értelmezésére és inter-, illetve extrapolációs kiterjesztésére technikai okok és időhiány miatt már csak a későbbiekben kerülhet sor. A szórványadatok alapján kirajzolódik, hogy a medencealjzati mezozóos képződmények (3.5. ábra) azonosnak tekinthetők a középhegységi és dél-dunántúli rögök területének kiemelt helyzetű képződményeivel, így a rétegtani besorolások általában megadhatók (Rálischné Felgenhauer Erzsébet; Piros Olga, szóbeli közlés; Fülöp – Dank, 1987). Megfigyelhető, hogy a karbonátos jellegű, főleg triász mészkövek és dolomitok rendkívül erősen töredezettek, breccsásodottak, kavernásodottak, valószínűleg nagyrészük paleokarsztosodott, így tároló szerkezetként is számolni kell velük, bár másodlagos porozitást adó résrendszerük gyakran agyagos-márgás, kalciteres kitöltésekkel van eltömődve. Különösen a Békési-süllyedék egy olyan része a hazai alföldi medencealjzatnak, amely a kora-kréta térrövidülések során igen erőteljesen komprimálódott, feltehetőleg többirányú tagolódást és pásztás kipréselődéseket szenvedett el, aminek következményeként a mezozoikuma jelentős mértékben lepusztult, így csupán keskeny sávokban, roncsokban és igen hiányos rétegszelvényekben őrződött meg helyenként. Különösen azokon a helyeken lehet számítani paleokarsztos mezozóos mészkövek megjelenésére, ahol az ismétlődő térrövidülések bizonyíthatóan pikkelytakarós szerkezeteket alakítottak ki fel- és rátolódásokkal, így a pikkelyek által becsípett csonka rétegsorok a szerkezeti sávok csapása mentén elnyúlva találhatók meg. Horizontális kiterjedésük azonban bizonytalan, mivel a pikkelyfrontok mozgása egyenetlen lehetett és haránttörésekkel tagolt, eltérő előrehaladású részekre osztott. Így gyakran ugyanazon szerkezeti sáv folytatása horizontális és vertikális értelemben is elvetve található az aljzatban, sokszor eltérő mértékben lepusztulva.

35 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

35


3.5. ábra: Magyarország fiatal üledékekkel fedett paleo-mezozóos kristályos-karbonátos medencealjzatának fő szerkezeti egységei és mélytörései A szénhidrogén kutató fúrásokban elvégzett magvizsgálatok során kiderült, hogy a Békési-süllyedék mélyebb részein, egyes szerkezeti töréslépcsők felsőbb szakaszának paleomezozós képződményei lehetnek szénhidrogén tároló szerkezetek. Ennek jelentőségét abban látjuk, hogy a teleptanilag kiürült szerkezetek teljesen be nem zárult effektív porozitása alkalmas lehet mesterségesen lejuttatott fluidumok áramoltatására, ahol a résrendszerek felületei hőátadóként funkcionálhatnak. Ezeket a porozitás értékeket felszín alatti robbantással, nagynyomású folyadék besajtolásával, vagy savazással bővíteni lehetséges, ami hidro-geotermikai szempontból nagyon is perspektivikussá teheti ezeket a sávokat a HDR típusú hőbányászati lehetőségek kiaknázása szempontjából. A sziliciklasztos eredetű, főként paleozóos, vagy prekambriumi metamorfitok esetében nagyon vegyes a magvizsgálatokból leszűrhető kép. Gyakoriak az agyagpala-márgapala jellegű képződmények, amelyek sajnálatos módon rontják az összlet hővezető képességét és tárolókapacitás szempontjából igen hátrányos adottságúak. A felszíni analógia ismeretében ugyanis valószínű, hogy plasztikusan elzárják az effektív porozitás kialakulásának lehetőségét, a lehetséges fluidum mozgásokat és a mesterségesen kialakítható porozitás fenntartásának lehetőségét. Képesek lehetnek fluidumok hatására beduzzadni, plasztikusan viselkedni és a szerkezeti mozgások számára csúszósíkokat, vetőfelszíneket szolgáltatni. A magok vizsgálata során láthatóvá vált, hogy azok gyakran szabdaltak meredek dőlésű vetőfelszínekkel, amelyek mint diszkontinuális határfelületek molekuláris méretű hézagokként szigetelő hatást fejtenek ki a hővezetés szempontjából, s a hőmozgást bizonyos értelemben a laminációk és vetősíkok által orientált mikroegységeken keresztül megzavarva elirányítják és azok hőáramának intenzitás maximumait ferde térbeli helyzetű egységekbe kényszerítik. Ezekben a rendszerekben a gyűrődések, a helyi inhomogenitások, a zavart térbeli elrendeződésű diszharmóniák hőtani értelemben zavarólag hatnak az egységes hőáramkép kialakulása szempontjából. Sokkal kedvezőbbnek tűnnek azonban hővezetési szempontból a nagyobb kristályossági fokot elért zöldpala és főleg amfibolit fáciesű képződmények (gneiszek, amfibolitok,

36

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


metagranitoidok, csillámpalák), de közöttük is lényegesen különbözhetnek egymástól az erősen palásodott, fóliásodott, mikrobreccsásodott szövetek és a nagyobb, kompakt egységeket tartalmazó kőzetváltozatok. Hővezetési szempontból az utóbbiak a lényegesen kedvezőbb adottságúak, viszont kiterjedésük és szerkezeti szabdaltságuk valódi mértéke és mérete sajnos ismeretlen. Jelentéseinkben utaltunk rá, hogy a hazai hercyni orogenezishez kapcsolható karbon gránitrögök (pl. Mórágy) területén is több irányú tönkremenetel és erőteljes tagoltság szabdaltság, töredezettség mutatható ki. Igaz ugyan – s erre az üveghutai mélyfúrások szolgáltattak bizonyítékokat –, hogy a granitoidok résrendszereit második, harmadik generációs olvadékok, földpát erek, vagy a beágyazó környezetből származó hidrotermás ásványkiválások kitölthetik ugyan, de ezek hővezető képessége eltér az anyakőzetétől és gyakran enyhe zavarokként és hőmozgási irányokat meghatározó helyi hatásként jelenhetnek meg a látszólag kompaktabb összletekben. Így az a feltételezés, hogy a nagyobb kiterjedésű gránittestek a legalkalmasabbak mélyhőbányászati kísérletek gyakorlati megvalósítására, csak részben, helyenként és fenntartással lehetnek igazak. Még akkor is, ha kőzettani adottságaik összességében kedvezőbbek, mint a velük azonos mélységzónában előforduló többi metamorfité, vagy magmatité. Nagyon kevés az olyan mélyfúrás, mint a Sáránd-1, amely több ezer métert haladt a medencealjzatban, s ugyanakkor bizonyította azt a felszínen is gyakran látható és mérhető jelenséget, amit bükki és mecseki méréseink alátámasztottak, hogy nagyméretű, diszharmonikus gyűrődésekkel, palásodásokkal és egymásra tolt pikkelytakarós szerkezetekkel kell számolnunk az aljzatban is. Kísérletképpen megszerkesztettük a Köröstarcsa, Körösladány, Dévaványa, Endrőd települések által határolt medencealjzat felszínének szeizmikus alapú 3D modelljét és elemeztük a rajta található markáns gerincvonalak és töréslépcsők szerkezeti jelentőségét és orientációját (3.6. ábra, 3.7. ábra). Lényegében ugyanazok a tendenciák érvényesülnek, mint amit a felszínre bukkanó paleo-mezozóos röghegységek területén mikro- és morfotektonikailag ki tudtunk mutatni (Kozák – McIntosh, 2006).

Az ÉNy-i vergenciával jellemezhető erőhatás haránttörése Az ÉK-i vergenciával jellemezhető erőhatás haránttörése Az É-i vergenciával jellemezhető erőhatás redőtengelye és frontális törése

3.6. ábra: A Köröstarcsa-Körösladány-Dévaványa-Endrőd települések által határolt medencealjzat szerkezetmorfológiai felszíntérképe a legmarkánsabb szerkezeti elemekkel 37 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

37


3.7. ábra Kettős feszültségtér által létrehozott interferáló redőrendszerek egymásba való folyamatos átmenetei a Bükkben (Örvénylápa) mért és feltételezett redőtengely irányok értékelése alapján (McIntosh – Kozák, 2006) A RtI: Elsődleges redőtengely antiklinálisa, A RtII: Másodlagos redőtengely antiklinálisa, S RtI: Elsődleges redőtengely szinklinálisa, S RtII: Másodlagos redőtengely szinklinálisa

3.8. ábra Az Örvénylápa – Barátságkert környéki felszíni feltárásokon kimérhető mikrotektonikai elemek értelmezett rendszermodellje (McIntosh – Kozák, 2006) A morfológiai elemek ugyanazokat a szerkezeti, deformációs és tönkremeneteli főirányokat jelölik ki, amelyek a felszíni feltárásokban a három irányú vergenciát mutató térrövidülések deformációs hatásai révén a felszínen kimérhetők voltak. Erről a korábbiakban részletesen beszámoltunk, így itt csupán egyetlen önkényesen kiragadott felszíni példával szeretnénk illusztrálni az elmondottakat. A Bükk hegység kisfennsíki részén a FarkasgödörBarátságkert közötti területen nagy számú mikrotektonikai mérés alapján és a felszíntagoltság jóvoltából közvetlenül is megfigyelhető szerkezeti elemek mérete, orientációja, elrendeződése ismeretében megszerkesztettük a terület morfotektonikai térképet (3.7. ábra). E területrészen kitűnően látható volt a gyűrődéses, a töréses és felülbélyegzéses szerkezeti elemek igen szoros korrelációja a felszíni morfológiával és a közeli karsztbarlangok járatirány statisztikájával (3.8. ábra). Joggal tételezhetjük fel, hogy a medencealjzatban hasonlóképpen érvényesülnek a szerkezeti deformációk és jelennek meg azok hatásai a paleo-mezozóos környezetben az elemzett felszíni és felszín alatti mintaterületeken (McIntosh – Kozák, 2007). Jelenlegi ismereteink alapján nem dönthető el megbízhatóan, hogy milyen mélységhatár alatt válik hőtani szempontból egységesebbé, homogénebbé a medencealjzat vegyes felépítésű

38

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


anyaga. Egyes vizsgálatok alapján (Vass et al., 2009) feltételezhetjük, hogy a számunkra kedvezőbb adottságokat 3000–5000m alatti régiókban kell keresnünk ott, ahol az aljzat relatíve kiemeltebb hátakat, gerinceket alkot. Ez várhatóan nagy költségei ellenére perspektívikus lehet az ún. svájci GEOHIL technológiák kísérleti megvalósítása szempontjából. Megerősítjük azt a korábbi feltételezésünket, hogy erre, jelen ismereteink szerint az Ebes, Hajdúszoboszló, Debrecen körzet látszik legalkalmasabbnak. A 3.9. ábra egy É–D-i csapású Tiszántúl szelvényt mutat be erőteljes túlmagasítással abból a célból, hogy a nagyobb vízföldtanilag és termikusan elkülönülő egységek helyzetét, viszonyát egyszerűsített formában láthassuk.

3.9. ábra: A Tiszántúl aljzatának egyszerűsített földtani felépítése egy É-D-i csapású szelvényben A Békéstől Nyíregyházáig húzódó szelvényben az aljzat feltolódásait saját értelmezésünk szerint ábrázoltuk. Ez a közeg gyakorlatilag fluidum mentes. A rátelepülő alsópannóniai és az É-felé kivastagodó miocén vulkáni, vulkanoszediment összlet víztartó ugyan, de csekély a tárolt víztömeg mennyisége és minimális a hidrokommunikáció lehetősége, azaz vízrekesztőnek tekinthetők. A felső-pannóniai és a kvarter rétegek a termálvizes és ivóvizes összletek Európa leggazdagabb vízadói közé sorolhatók. A fenti ábra arra is magyarázatot ad, hogy termálvízadók szempontjából miért a Békési-medence a legkedvezőbb, míg mélyhőbányászati szempontból a Debrecen alatt húzódó szerkezeti aljzathát, mint lineáris hőkupola jelentősége emelkedik ki a tiszántúli körzetben. 3.4 Miocén vulkanitok-vulkanoszedimentek helyzete és árnyékoló szerepe a Tiszántúlon Az eocén és oligocén tengerelöntések csupán az Észak-Alföld és a középhegységi zóna keskeny pásztájára korlátozódtak, míg a nyírségi miocén vulkanitok alatti jelenlétük bizonytalan és kérdéses (Bérczi – Jámbor, 1998). A keskeny szorosokon benyomuló tengerelöntések legnagyobb kiterjedése a miocén bádeni emeletének idején mutatható ki, mai helyzetükhöz hasonlóan párhuzamos vályúszerű 39 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

39


süllyedékek sora tagolta ekkor a Pannon térség felszínét (Hámor, 1997). E tagolódás tektonikus eredetű horizontális elmozdulásokra és kompressziós feltolódásokra (Pap, 1990) vezethető vissza, amely egyben magmamozgásokat és parciális olvadék képződését indukálta a litoszférikus köpenyzónában, létrehozva a kárpáti orogén térség hegységképződést kísérő legintenzívebb vulkáni szakaszát (paroxizmusát) (Pantó, 1962, 1965 1966, 1968, Bagi, 1968, Bagi et al., 1969, Albu et al., 1970, Bodoky et al., 1965, Széky-Fux et al., 2007). Valószínűleg e jelenségekkel függhet össze a kéreg elvékonyodása is. A kárpát-medencei miocén vulkanizmus ma felszínen látható tagjai belső övként koszorúzzák a medenceterületeket („belső kárpáti vulkáni ív”) a felvidéki Selmec-körmöcihegységtől az erdélyi Hargitáig. Középhegységi zónánk felszíni tagjai közül a genetikailag összefüggő Visegrád-Börzsöny hegységek, a Mátra és a Tokaji-hegység alkot nagyobb összefüggő vulkáni tömeget, de a tufatakarók és az üledékekkel kevert vulkanoszedimentek, valamint kisebb telérszerű felnyomulások a Cserhátban, a Bükkalján és a Tardonaidombságban is ismeretesek. A mélyfúrások révén vált ismertté, hogy valójában ez a néhány millió év alatt lezajló igen intenzív vulkanizmus az alaphegységi aljzat szerkezeti határaihoz kapcsolódik, északról délre, nyugatról keletre fiatalodik, és a legnagyobb anyagtömeget szolgáltató centrumai a Nyírség lezökkent medencéinek kitöltéseként az Észak-Tiszántúlon találhatók (Bodoky et al., 1965, Pantó G., 1965, 1966, 1968, Bagi, 1968, Bagi et al., 1969, Albu et al., 1970, Pogácsás, 1982, 1984, Pogácsás et al., 1990, 1992, Széky-Fux et al., 1982, 1987, 1998a,b, 2007). A medencealjzat, a miocén vulkáni-vulkanoszediment összlet és az azt borító tavifolyóvízi üledéksor megismerésének, tagolásának szempontjából az 1920-as évektől az ÉK-i országrészen folytatott szénhidrogén- és szerkezetkutatás, a termálvízkutatás és a különböző céllal készült geofizikai szelvények nyújtotta információtömeg ma már egy viszonylag részletes ismeretet biztosít számunkra (Széky-Fux et al., 1982). A 3.10. ábra mutatja be a KÉK Magyarországon mélyült legjelentősebb fúrásokat, amelyek harántolták a hévíztároló pannóniai üledéksort, számos esetben a miocén vulkáni összletet, s egyesek elérték, kisebb mélységig feltárták a paleo-mezozóos aljzatot. Csupán Hajdúszoboszló és Debrecen közigazgatási határain belül száznál több a mélyfúrások száma. A premiocén aljzat szerkezeti vonalai a miocén szerkezeti mozgások során vulkanotektonikailag aktiválódtak, meghatározva a nagyobb kitörési centrumsorok térbeli elrendeződését, amely alapján azok körzetesíthetővé váltak. A miocén vulkáni összlet ismerete azért kulcsfontosságú, mert mind geotermikai, mind hidrogeológiai értelemben egy nagy vastagságú, rétegvulkáni jellegű, szigetelő hatású összletet képez, helyenként 1500–3500 méter közötti vastagságban fedve a terület medencealjzatát (3.11. ábra). A fúrásrétegsorok alapján a Hajdúság és Nyírség területén eltemetett bádeni-szarmata rétegvulkáni összletben 10–70% között változik a sekélytengeri üledékek aránya, melyben a kőzetlisztes-finomhomokos sziliciklasztos komponensek mellett jelentős mennyiségű az áthalmozott és elagyagosodott neutrális és főként savanyú vulkáni tufa. A lávakőzetek megjelenése csupán a centrumok közelében jellemző, s az összleten belül alárendelt, 3–25% között ingadozik, míg a centrumcsoportoktól távolabb gyakran teljesen hiányoznak. A különbözetet főként e központokból szétszórt piroklasztikus tufalerakódások képezik, melyeknek összetételében uralkodó a riolit és dácit részesedése. A felszínen ismert rétegvulkáni komplexumok (Mátra, Tokaji-hg.) területén a csapadék eredetű vizek felszín alá történő beszivárgása rendkívül csekély, csak kivételes esetben éri el a

40

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


8–12%-ot, de a mélyebb szintekre ez sem képes lehatolni, sőt gyakori, hogy területi átlagban is csupán 1–3 értékű beszivárgási százalékkal számolhatunk. Az ilyen területeken kizárólag az oszlopos elválású vagy breccsásodott kürtők, vagy az aktív és nyitottabb mélytörések mentén lehetséges mérsékelt vertikális vízmozgás. A kompakciót figyelembe véve az észak-tiszántúli vulkáni összlet gyakorlatilag teljesen vízzárónak tekinthető.

3.10. ábra: Kelet-Magyarország szerkezeti és vulkanológiai szempontból legjelentősebb mélyfúrásai, 1:200000-es földtani térképlapok határainak feltüntetésével az Eger–Szolnok– Körös-torkolat vonaltól keletre (szerk: Kozák M. in Széky-Fux et al., 2007) 41 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

41


3.11. ábra: ÉszakkeletMagyarország miocén képződményeinek vastagsága a pannóniai üledéksor elhagyásával a Körös depressziótól északra (szerk: Kozák M. in Széky-Fux et al., 2007) A harmadidőszaktól kezdődően, eltolódó súlyponttal történő süllyedés intenzitásmaximumai a szarmata végéig a belső flis övtől É-ra estek, míg a szarmata utáni, pannóniai és pliocén-kvarter süllyedés a D-i részeken volt erőteljesebb. A süllyedésekkel lépést tartó feltöltődés hatalmas tömegű, mérsékelten konszolidált üledéktömeget halmozott fel, melyet a kréta bezáródás magmás reliktumai, majd az eocéntől a felső miocénig egyre erősödő andezites-riolitos aktivitás vulkanitjai, vulkanoszedimentjei s a pliocénben lecsengő, bázisossá vált kisebb felnyomulások tesznek változatosabbá. 3.5 Tiszántúli vízadók szekvencia-sztratigráfiai azonosítása és térbelisége a mélyfúrási geofizikai adatok felhasználásával A területről 73 mélyfúrás karotázs geofizikai görbéi kerültek digitalizálásra. A fúrásokat karotázs korreláció céljából a fácies azonosítás szempontjából kedvező 1:200-as vertikális léptékben egymás mellé rajzolva készítettünk karotázskorrelációs diagramokat, melyek eredeti mérete több 10m hosszú és 20m magas, éppen ezért csak on-screen környezetben történő elemzésre alkalmasak. Az első keretben az SP és természetes gamma görbék kerültek feltüntetésre, rendre fekete, ill. zöld színnel, a másodikban a különböző típusú ellenállás szondák adatait ábrázoltuk. A fenti elvek alapján összeállított, a 3.12. ábrán bemutatott őskörnyezeti modell alapján beosztott nagyméretű áttekintő I. és II. számú földtani szelvények a 3.13. és 3.14. ábrán tekinthetők meg, az alkalmazott színkulccsal együtt. Ebben a léptékben kiválóan értelmezhetők az egyes kőzetrétegtani egységek határai, laterális változásai. A kimenet részét képezi egy rétegtani adattábla, amely a harmadik és negyedik félévi jelentések anyagában tekinthető meg. A továbbiakban, a földtani szelvényekben, ill. a 3D modellezések geometriai kereteinek megadásakor e rétegtani beosztás kerül felhasználásra.

42

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


3.6 Pannóniai „termálvizes” rétegsor litosztratigráfiai egységeinek őskörnyezete A Pannon medence lefűződött és fokozatosan kiédesülő beltengerébe az Alpok és Kárpátok irányából, nagy vízhozamú folyók révén ÉNy- ill. ÉK-felől hatalmas mennyiségű törmelékanyag szállítódott be. A különféle irányokból érkező, feltöltődést eredményező üledéktömeg a Békési-medencében egyesült. A vízmélység a feltöltődés során erősen változó volt, helyenként meghaladhatta a 800 m-t. A mélyzónákba kevés üledékanyag jutott, hemipelágikus mészmárga és agyagmárga rétegsorok (Endrődi Márga) rakódtak le, ill. a forráshelytől való távolság függvényében mélyvízi turbidit összlet (Szolnoki Homokkő) halmozódott fel. Az üledék fő tömege nagyméretű deltarendszerek különböző környezeteiben rakódott le. A medence- és deltalejtőkön uralkodóan pelites üledékek halmozódtak fel, ahol a homok csak helyenként jelenik meg, többnyire remobilizálódva csúszva be a mélyzónába (Algyői F.). A lejtő tetején a deltafront környezet homokos üledékei jelennek meg, laterálisan összefogazódva az üledékelosztó csatornák közötti mocsári képződményekkel (Újfalui Homokkő régebben Törteli F.). A delta háttér felé haladva deltasíkon lerakódott lakusztrikus és aluviális üledékek jelennek meg (Zagyvai F.). (3.12. ábra). A Pannon-medence itt vázolt pannóniai litofácies egységeit az MTA Rétegtani Bizottsága 1994-ben tett javaslat alapján (Juhász, 1994) egységesítette, s ennek eredményeképpen az Alföld területére elfogadásra került az Endrődi Márga F., Szolnoki Homokkő F., Algyői Formáció, Újfalui Homokkő F., Zagyvai Formáció. A továbbiakban e formációk fúrásokban történő megjelenését mutatjuk be, fentről lefelé haladva.

3.12. ábra: A Pannon medence pannóniai s.l. litofácies egységeinek őskörnyezeti értelmezése (Juhász, 1992)

43 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

43

3.13. ábra A tiszántúli kutatás mélyfúrási geofizikai adataiból szerkesztett I. és II. rétegszelvényeinek nyomvonalai


44

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

II. szelvény: A Cserkeszőlő – Debrecen – Fehérgyarmat közötti terület karotázs-korrelációs diagramja szénhidrogén-kutató mélyfúrások alapján (Vertikális lépték: M = 1:200, horizontálisan nem léptékhelyes ábrázolás)

I. szelvény: A Békés – Debrecen – Nyíregyháza közötti terület karotázs-korrelációs diagramja szénhidrogén-kutató mélyfúrások alapján (Vertikális lépték: M = 1:200, horizontálisan nem léptékhelyes ábrázolás)


TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017 felső pleisztocén

középső pleisztocén alsó pleisztocén

Zagyvai-Újfalui felső

Zagyvai-Újfalui alsó

Újfalui felső

Újfalui alsó

Algyői

Szolnoki

Algyői - Endrődi

3.14. ábra: A tiszántúli geotermális kutatási terület helyzete és a víztartó rétegsor szekvenciális egységeinek I., II. karotázs-korrelációs diagramja és színkulcsa

45

45


3.6.1 Zagyvai Formáció A Zagyvai Formáció deltasík környezetben, alluviális síkságon, ártéren, folyómedrekben, kezdetben uralkodóan tavi, később mindinkább fluviolakusztrikus környezetben lerakódott üledékösszlet. Kőzettanilag szürke aleurolit-agyagmárga-homokkő váltakozása, tarkaagyag ill. lignit közbetelepülésekkel, ami jellegzetes, fűrészfogszerű karotázsképet („serrated pattern”) kölcsönöz a formációnak (3.15. ábra). E formáció kőzetei már többnyire lazák, kevésbé kompaktáltak.

3.15. ábra: A Zagyvai Formáció karotázs görbéinek fűrészfogas megjelenése Békés térségében (Békés_2, Békés_5, Békés_3) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) A legutóbbi időben egyre inkább elfogadottá vált, hogy az Újfalui Formáció a deltafronti képződményei fölött és között megjelenő, e formációba sorolt üledékek egy része ugyancsak deltasík képződmény, s ezek elválasztása a Zagyvai Formációtól többnyire bizonytalan, ill. indokolatlan. A beosztás során éppen ezért, az elfogadott gyakorlat szerint a Zagyvai Formációt „Zagyvai-Újfalui” Formációként neveztük meg. Saját tapasztalataink szerint ugyanakkor a Zagyvai Formáción belül térképezhető egy alsó finomabb szemű és egy felső, valamivel nagyobb homoktartalmú összlet, ezért a Zagyvai - Újfalui Formáción belül egy finomabb alsó és durvább felső sorozatot is megneveztünk. Előbbi még uralkodóan tavi ártéri deltasík sorozat, utóbbi inkább fluviolakusztrikus, folyóvízi – alluviális síksági képződmény lehet (3.16., 3.17., 3.18. ábrák).

46

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


3.16. ábra: A Zagyvai Formáció kétosztatú megjelenése Debrecen térségében (Debrecen_b1998, Debrecen_2). A jobboldali fúráson jól látható a felfelé finomodó expanziós folyóvízi zátonyok sorozata (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.17. ábra: A Zagyvai Formáció kétosztatú megjelenése Köröstarcsa – Szeghalom – Füzesgyarmat térségében (kot_2, szeghalom_178, fuzesgyarmat_k34). A felső szakaszon a homokbetelepülések válnak uralkodóvá (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.18. ábra: A Zagyvai Formáció kétosztatú megjelenése Nyíregyháza térségében (nyiregyhaza_b590, nyiregyhaza_k496). A felső szakaszon a homokbetelepülések válnak uralkodóvá (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 47 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

47


3.6.2 Újfalui Formáció Litorális és delta fácies asszociáció, amely parti, partközeli környezetet képvisel. Uralkodóan finom- és középszemű homokkő, agyagmárga és aleurit közberétegzésekkel. Az üledék egy része a deltafronton, más része delta síkság környezeteiben rakódott le. A gyors ütemű üledékbehordódás következménye, hogy a finomszemcsés üledékek részaránya viszonylag kicsi, s a formáció elterjedése rendkívül egységes. A homokkőtestek egy része torkolati zátony, delta-ág mederkitöltés ill. a gátszakadásokhoz köthető üledékfolt („crevasse splay”), míg a finomszemű üledékek a deltaágak közötti mocsári-ártéri, lagúna üledék, morotva üledék. A deltafronton képződő torkolati zátonyok üledéktestei fölfelé durvuló sorozatokat alkotnak, ami a delta előrenyomulására utal, a bevágódó deltaágakra ugyanakkor éles bázissal települő homoktestek jellemzők. A Pannon-tó vízével csak időszakosan borított felső delta síkság ártéri képződményeire a fölfelé finomodó zátonytestek, és vékony crevasse betelepülések jellemzők. Az újfalui Formáció rétegsora kezdetben uralkodóan deltafronti fáciesű, felső szakaszán viszont a deltasík képződmények válnak uralkodóvá, deltafronti homokbetelepülések szakaszos visszatérésével. Ez adja az elhatárolás nehézségét a Zagyvai Formáció irányába, mindazonáltal ez adott lehetőséget arra, hogy az Újfalui Formációt egy uralkodóan deltafronti, homokos „alsó” és egy és egy finomszemcsés üledéktípusok dominanciájával jellemezhető „felső” szakaszra bontsuk (3.19. ábra). Az Újfalui Formációtól való elhatárolást egyes esetekben a megjelenő fölfelé durvuló homoksorozatok tették lehetővé (3.20. ábra)

3.19. ábra: Az Újfalui Formáció kétosztatú (alul deltafront, felül uralkodóan deltasík) megjelenése Debrecen térségében (debrecen_b1998, debrecen_2, debrecen_b1771, debrecen_k2499) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.20. ábra: A fölfelé durvuló homoktestek alapján történt formáció lehatárolás Püspökladányban (puspokladany_b179, puspokladany_b31) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 48

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


A szekvenciasztratigráfia iskolapéldájának tekinthető progradáló és retrogradáló paraszekvencia sorozatok ugyancsak több fúrásban felismerhetők a pannon sorozat Újfalui Formációba sorolható szakaszán (3.21. ábra).

földes_k29 hajduszovat_1 3.21. ábra: Progradáló, majd retrogradáló, ugyanakkor praraszekvenciánként fölfelé durvuló paraszekvencia-sorozatok a deltafronton (Újfalui Formáció) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 3.6.3 Algyői Formáció Pélites, neritikus, illetve lejtő fácies asszociáció, uralkodóan aleurolit és agyagmárga, helyenként gravitációs ill. mederben lerakódott homokkőtestek betelepüléseivel. Elterjedése általános. Vastagsága 200 – 1000 m. A formáció a deltalejtő fáciest képviseli, a felhalmozódás irányába eső szeizmikus szelvényeken rendszerint jól látható az összlet lejtése is. A pelites sorozatba ágyazott homokkőtestek a lejtők alsó részén többnyire áthalmozott homokkőtestek, följebb turbidit medrek (3.22. ábra), a lejtő felső részein torkolati zátonyok, esetleg a hullámzás által átdolgozott homokkőtestek. Üledékszerkezeti jegyek az agyagmárga márga képződményeken nem jellemzők, a betelepülő homokkőrétegekben gyakoriak a lapos dőlések, ami jelenthet nagyméretű keresztrétegzést vagy a delta lejtőjének általános dőlését.

3.22. ábra: Több fúráson keresztül térképezhető disztális turbiditek az ebes - debreceni fúrások Algyői Formációba sorolt szakaszán (hajduszovat_1, ebes_8, ebes_12, debrecen_b1998, debrecen_2) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 49 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

49


A peremeken, ahol a Szolnoki Homokkő hiányzik a feküben található Endrődi Márgától, pontosabban annak mészmentes Nagykörüi Tagozatától való elválasztása gyakran nem megoldható, éppen ezért vastagságtérképének elkészítése gyakran nehézségekbe ütközik. A formáció felső határa a hagyományos értelemben vett „alsó”- „felső”-pannon határ (Dunántúli és Peremartoni formációcsoportok határa) (3.23., 3.24. ábrák), mely a medence egyik legkönnyebben térképezhető felülete mélyfúrási geofizikai és szeizmikus adatok alapján egyaránt. Ez a felület azonban fácieshatár, melynek kora a medencebelső felé haladva fokozatosan fiatalodik.

3.23. ábra: Az Algyői formáció lehatárolása Békés környezetében (bekes_2, bekes_5) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.24. ábra: Az Algyői és Újfalui Formációk egymásra települése Nyíregyházán (nyiregyhaza_b590, nyiregyhaza_k496) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 50

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


3.6.4 Szolnoki Formáció Mélyvízi turdibitrendszer, mely a medencék mélyebb részeit tölti ki. Vastagsága az 1000m-t is elérheti, kőzettanilag finomszemcsés homokkő és agyagmárga váltakozása. Azonosítása és az Algyői Formációtól való elkülönítése a karotázsokon jelentkező sűrű homokbetelepülések megjelenése alapján lehetséges (3.25. ábra). Egyes esetekben a korlátozott kiterjedésben jelentkező turbiditek akár önállóan elkülöníthetők Szolnoki Formáció néven, ez esetben az Algyői Formáción belül, azzal összefogazódásként értelmezve (vö. a 3.22. és 3.26. ábrákat)

3.25. ábra: A Szolnoki Formáció megjelenése Békés környezetében (bekes_2, bekes_5, bekes_3) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.26. ábra Szolnoki Formációként elkülöníthető turbiditek az ebes - debreceni fúrások Algyői Formációba sorolt szakaszán (hajduszovat_1, ebes_8, ebes_12, debrecen_b1998, debrecen_2) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 51 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

51


3.6.5 Endrődi Márga Nyíltvízi képződmények, vastagságuk 100-200 m. Kőzettani kifejlődése a bázison általában mészmárga, márga (Tótkomlósi Tagozat), mely fölfelé agyagmárgába (Nagykörüi Tagozat) megy át. Kiemelt hátak fölött többnyire világos halvány sárgásszürke, mikrorétegzett, a mélyzónákban színe sötétszürke. Elterjedésük a medencében általános (3.27. ábra), a kiemelt hátakon, viszont erősen elvékonyodva jelennek meg vagy teljesen hiányoznak, s itt elkülönítésük a fedőben található Algyői Formációtól a rendelkezésre álló adatok alapján többnyire nem megoldható, ezért a magasabb fekvésű területeken elkülönítését nem végeztük.

3.27. ábra: Az Endrődi Márga megjelenése Békés környezetében (bekes_2, bekes_5, bekes_3) (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 3.7 Negyedidőszaki fluviális-eolikus „vízműves” (ivóvizes) rétegsor A negyedidőszaki képződmények elhatárolása sok esetben problémamentes (3.28., 3.29., 3.30., 3.31. ábrák), mivel a vízfolyások klímaváltozáshoz köthetően megváltozó munkavégző képessége következtében a Zagyvai Formáció fedőjében, a negyedidőszak bázisán, rendszerint durvaszemű homokok települnek. A negyedidőszaki rétegsorra ugyancsak jellemző alacsony oldott só koncentráció következében az ellenállás görbéken hirtelen kiugró értékek jelennek meg, s ezek a teljes negyedidőszakra jellemzőek maradnak. A medencebelső felé haladva azonban a negyedidőszaki hordalékkúpok szemcseösszetétele is egyre finomabb lesz, s egyre nehezebben elválasztható a hasonló fáciesű felsőpannon képződményektől (3.32. ábra). Az eddig feldolgozott fúrások alapján a negyedidőszaki rétegsorra általában alkalmazott hármas tagolás kimutathatónak tűnik, mivel azonban a finomszemű ún. „középső pleisztocén” elhatárolása sok esetben bizonytalan, a fúrásokban az egyértelmű elhatárolás érdekében csak „felső”, ill. „alsó-középső” pleisztocén szakaszokat különítettünk el, a negyedidőszak bázisán, ill. belsejében jelentkező általános üledékdurvulások bázisát jelölve.

52

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


3.28. ábra: Negyedidőszaki képződmények elhatárolása Nyíregyháza térségében (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.29. ábra: Negyedidőszaki képződmények elhatárolása Debrecen térségében (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.30. ábra: Negyedidőszaki képződmények elhatárolása Püspökladány térségében (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán) 53 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

53


3.31. ábra: Negyedidőszaki képződmények elhatárolása Szeghalom térségében (jelkulcsát lásd a 3.12. ábrán)

3.32. ábra: Negyedidőszaki képződmények elhatárolási nehézségei Békés térségében (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán) 3.8 Medenceüledékek litosztratigráfiai egységeinek térbelisége az I. és II. szelvényekben A medenceperemi területek jellegzetessége a medencefácieshez kapcsolódó Szolnoki Homokkő hiánya, az Algyői Formáció korlátozott vastagsága. Az Újfalui Homokkő alsó, jellemzően parthomloki fáciesű homokkő sorozatának vastagsága (3.33., 3.34., 3.35. ábrák) Nyíregyháza, Nyírlugos térségében 60-70 m, a nagyecsedi fúrásban eléri a 140 m-t. A Zagyvai – Újfalui Formáció alsó, uralkodóan finomszemű, feltehetően tavi környezeteket jelző sorozata ugyancsak vékony (30-60 m). Ugyanennek felső, homokosabb sorozatára a medenceperemeken (pl. Fehérgyarmat b69) kifejezetten markáns, mederkitöltésre utaló homokbetelepülések jellemzők, adott esetben számottevő, a formációra jellemző értéket messze meghaladó rezervoár kapacitással (3.33. és 3.34. ábrák).

54

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


É

D

3.33. ábra: A pannon–pleisztocén rétegsor medenceperemi kifejlődése a Nyírség D-i részén (I. szelvény kivágata) É

D

3.34. ábra: A pannon–pleisztocén rétegsor medenceperemi kifejlődése Nyíregyháza térségében (I. szelvény kivágata) É

D

3.35. ábra: A pannon üledéksor medenceperemi kifejlődése Debrecen térségében (I. szelvény kivágata) 55 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

55


3.8.1 Medenceperemi kifejlődések Debrecen irányában jellemzően valamennyi formáció, illetve formáción belül korrelált rétegtani egység egyenletesen vastagodik. Igaz ez az Újfalui Homokkő peremeken vékonyabb kifejlődésű alsó összletére és a Zagyvai – Újfalui Formáció finomszemcsés sorozatára is. Továbbra is jellemző ugyanakkor az Algyői Formáció vékony megjelenése (3.35. ábra). 3.8.2 A medenceperem és a mélymedencék átmenetei A pannon üledéksor jelentős kivastagodása térben elsősorban nem a hagyományosan felsőpannonba sorolt Újfalui és Zagyvai formációk vastagodásával jár együtt, hanem az Algyői Formáció szerepének megnövekedésével, azaz D-felé haladva a szelvények mind vastagabb „alsópannon” (Algyői Formáció, Szolnoki Homokkő) kifejlődésekkel vastagodnak (3.36., 3.37. ábra). Kaba térségében a karotázs-kép alapján egyértelmű a Szolnoki Homokkő megjelenése az Algyői Formáció bázisán (3.37. ábra). Ez a kép jóval bizonytalanabb Püspökladány térségben, ahol a szakirodalom az Algyői és Újfalui Formációk többszöri összefogazódását említi. Jóllehet ennek igazságában nincs okunk kételkedni, a rendelkezésre álló Püspökladány 6 sz. fúrás alapján ez az összefogazódás nem, csak az Algyői Formáció jelentős kivastagodása és a Szolnoki Formáció nagy mélységben való megjelenése látszik indokoltnak véleményünk szerint. É

D

3.36. ábra: A pannon üledéksor kivastagodása Kaba – Ebes térségében (I. szelvény kivágata)

56

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


É

D

3.37. ábra: A pannon üledéksor kivastagodása Debrecen – Püspökladány térségében (II. szelvény kivágata) 3.8.3 A medencebelső rétegsorai A medencebelső jellegzetessége az Algyői Formáció nagy vastagsága, az Újfalui Homokkő felső, aleurolit betelepüléses deltasík fáciesű sorozatának jelentős kivastagodása és helyenként a Zagyvai Formáció homokos sorozatának jelentős kivastagodása. Másik jellemző a Szolnoki Homokkő általános megléte, esetenként (pl. Köröstarcsa 1, Fegyvernek é1) több szintben való megjelenése, azaz a Szolnoki és Algyői Formáció összefogazódása. A bázison az Endrődi Formáció elkülönítésétől a rendelkezésre álló adatok alapján eltekintettünk, azt az Algyőivel összevontan kezeltük (3.38., 3.39., 3.40., 3.41. ábrák). É

D

3.38. ábra: A pannon rétegsor jellegzetes medencebeli kifejlődése Szeghalom – Földes térségében (I. szelvény kivágata) 57 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

57


É

D

3.39. ábra: A pannon rétegsor jellegzetes medencebeli kifejlődése Püspökladány – Kisújszállás térségében (II. szelvény kivágata) É

D

3.40. ábra: A pannon rétegsor jellegzetes mélymedencebeli kifejlődése Békés – Köröstarcsa térségében (I. szelvény kivágata) 58

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


É

D

3.41. ábra: A pannon rétegsor jellegzetes mélymedencebeli kifejlődése Tiszakürt – Kisújszállás térségében (II. szelvény kivágata) 3.8.4 Az átmeneti típusú kifejlődés 3D földtani modellezése Debrecen – Hajdúszovát körzetében a fúrások eloszlása (3.42. ábra) alapján lehetőség nyílt kereszteződő szelvények és 3D modell szerkesztésére is. Ennek legfontosabb tanulsága, hogy a teljes pannon, s ezen belül a „felső-pannon” Újfalui Homokkő talpa is erőteljesen süllyed DK-i irányba. A K-Ny-i szelvényeken a K-i, az É-D-i szelvényeken a D-i lejtés mutatható ki egyértelműen (3.43. – 3.49. ábrák). A modellterület mélypontjai K-en és D-en jelölhetők ki a Debrecen k2499-es és a Hajdúszovát-1 fúrások környezetében, közöttük kiemelt hátként jelenik meg az „Ebesi pikkely” területe, jelezve, hogy az aljzat szerkezeti mozgásai feltehetően a pannon rétegsor kialakulására is rányomták bélyegüket. Hasonló kép rajzolódik ki, amikor a formációk vastagság viszonyait területileg vizsgáljuk. A K-i és D-i süllyedékekbe tartó szelvényeken az Újfalui Homokkő alsó deltafronti sorozatának homokkő összlete nagy vastagságú és egyveretű, míg az ebesi fúrásokban (Ebes 9, Ebes 12) ez a sorozat vastag aleurolitos betelepülésekkel jelentkezik. A korábbi jelentésben ezt a sorozatot litosztratigráfiailag az Algyői Formációban szerepeltettük, ami a litológiai összetételt tekintve indokolt is, ugyanakkor a 3D modell felületeinek lefutása (3.50. – 3.53. ábrák) és a szelvénymenti karotázskorreláció egyaránt igazolja e sorozat Újfalui Homokkővel való egyidejűségét, azaz annak heteropikusaként kell tekintenünk. Ennek a hidrogeológiai modellre nézve lehetnek számottevő konzekvenciái.

59 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

59


Debrecen

Hajdúszoboszló

3.42. ábra: A 3D modellezési területen megszerkesztett rövid szelvények futása ÉNy

DK

3.43. ábra: Debrecen 1. sz. földtani szelvény (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán) ÉK

DNy

3.44. ábra: Debrecen 2. sz. földtani szelvény (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán)

60

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


ÉÉK

DDNy

3.45. ábra: Debrecen 3. sz. földtani szelvény (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán) Ny

K

3.46. ábra: Debrecen 4. sz. földtani szelvény (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán) ÉK

DNY

3.47. ábra: Debrecen 5. sz. földtani szelvény (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán) 61 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

61


ÉNy

DK

3.48. ábra: Hajdúszoboszló 1. sz. földtani szelvény (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán) Ny

K

3.49. ábra: Hajdúszoboszló 2. sz. földtani szelvény (jelkulcsát lásd a 3.14. ábrán)

3.50. ábra: Debrecen – Hajdúszoboszló modellterület távlati képe D felől 62

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


3.51. ábra: Debrecen – Hajdúszoboszló modellterület oldalnézete D-felől

3.52. ábra: Debrecen – Hajdúszoboszló modellterület oldalnézete Ny-felől

3.53. ábra Debrecen: – Hajdúszoboszló modellterület oldalnézete K- felől

(Az egyes formációk bázisának színkulcsa megegyezik a korrelációs szelvényekével) 3.9 Az I. szelvény környezetének jellemző nyomás- és hőmérsékletadatai A vizsgált zóna nyomásadatait egyrészt a vízkutak nyugalmi nyomásszintjeiből határoztuk meg, másrészt a próbatermelési adatokból emeltük át a szénhidrogén kutatásban ismert módszerek (Somfai et al., 1990) segítségével. A hőmérséklet mélységfüggését a karotálások során mért hőmérsékletértékek valamit a próbatermelések során a termelvény hőmérsékletének segítségével határoztuk meg. Az előbbi alulbecsüli a hőmérsékletet egy adott mélységben, míg az utóbbi általában kissé felülbecsüli. Az aljzat mélysége alapján az I. szelvényt 5 egységre osztottuk, bár az egyes egységek adatsűrűsége jelentősen eltért. Különösen adathiányosak a Nyírség alatti zónák, így egyes diagramokat összevontan közlünk. 63 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

63


3.54. ábra: A Békési-medence jellemző hőmérséklet- és nyomásértékei az I. szelvény mentén

3.55. ábra: A Szeghalmi-dóm környezetének jellemző hőmérséklet- és nyomásértékei az I. szelvény mentén

A Békési-medence területére jellemző geotermikus gradiens 44°C/km, a mélyponton a hőmérséklet meghaladja a 200°C-ot. A nyomásértékek a felső 500m-ben közel hidrosztatikusak, feláramlási zóna jellemző, a próbatermelési vizsgálatok zónájában azonban nem ritkák a jelentős túlnyomások. A Békés-3 fúrás által harántolt alsó-pannóniai homokkőben igen jelentős nyomásgradienst mutattak ki, míg a Köröstarcsa-1 fúrás 32483260m mélységben harántolt miocén mészkövében a nyomás a mérések alapján meghaladja a 60 MPa-t, azaz a hidrosztatikus nyomásnak kb. 2-szerese (3.54. ábra). A Szeghalmi-dóm környezetében a geotermikus gradiens értéke 52°C/km, a maximális hőmérsékletek a medencekitöltő üledékekben megközelítik a 150°C-ot. Az aljzatra települt miocént konglomerátumok, homokkövek, karbonátok képviselik, bennük 30–40MPa a pórusnyomás 1700–2100m mélységben. A terület sekély zónáira feláramlás jellemző (3.55. ábra). 64

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


a

b

3.56. ábra: A Földesi-medence (a), a flisöv (b) és a Nyírség (c) jellemző nyomás- és (d) hőmérsékletértékei az I. szelvény mentén

c

A Földesi-medence területén csupán 2 fúrásból rendelkeztünk adattal, ezek alapján a 150°C kb. 2500m mélységben érhető el (alsó-pannóniai vagy miocén tufás, nem jó vízadó tulajdonságú összletekben). A környezeténél kissé alacsonyabb, vagy a mélységben lecsökkenő értékű geotermikus gradienssel jellemezhető (3.56.d ábra). A szénhidrogénkutatások feltárták a feláramlással jellemezhető közel hidrosztatikus zóna alatti túlnyomásos tározókat, itt 2000–3000m között 30–50MPa nyomásértékeket mértek (3.56.a ábra). Debrecentől északra kevés a mélyfúrási adat, így az aljzat közeli állapotokról viszonylag kevés információval rendelkezünk (3.56.b, 3.56.c és 3.56.d ábra). Debrecen környezetében a feltárt mélységi hőmérsékletek elérik a 100°C-ot, de ezek a zónák termálvíztermelés szempontjából nem produktívak. A területre jellemző nagy geotermikus gradiens (közel 60°C/km) a geotermikus energiatermelés szempontjából kompenzálja a vízadó rétegek viszonylagos kiemeltségét. Debrecen és a Nyírség területén beszivárgási ablak található, mely elsősorban a kis mélységben található ivóvizes rétegek utánpótlását jelenti. Az északabbi területen a szelvény mentén csak a Nyíregyháza-1 fúrásból származott hőmérsékletadat. 65 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

65


4. A földhő bányászatának alternatív lehetőségei A geotermikus rendszerek csoportosíthatók a rezervoár hőfoka (Korim, 1981), a termelési lehetőségek (Bobok, 1987), valamint a hasznosítás (Büki – Lovas, 2010) oldaláról. 4.1 Az alkalmazható hőkinyerési technikák vázlatos áttekintése Az ezredfordulót követő években Földünk országainak energiafelhasználása 450EJ-t meghaladó mértékű volt (www.eia.gov). A pontos érték meghatározása azonban nehéz, mert az egyes régiók megújuló forrásból származó energiafelhasználását (pl. helyi szélkerekek, napkollektorok) nehéz becsülni. Az éves növekedés átlagosan kb. 3% körül alakult. Az éves áramtermelés 3,3TW beépített kapacitás mellett 53,4EJ volt, melynek jelentős része konvencionális hőerőművekből származott (33,4EJ, 2,3TW beépített kapacitás). A nukleáris és vízenergiából származó termelés közel azonos mennyiségű 9,5-9,5EJ értéken realizálódott, azonban ez a nukleáris erőművek esetében 360GW beépített kapacitásból, míg a vízerőművek esetén 695GW beépített kapacitásból származott. Az egyéb megújuló energiaforrásokból kevesebb, mint 1EJ energiát nyertek 45GW beépített kapacitás mellett. 2000-ben geotermikus energiából mindössze 190,7PJ energiát nyertek, mely a világ energiatermelésének csupán 0,04%-a (Lund – Freeston, 2001). 2005-re a geotermikus energia közvetlen felhasználása 273,3PJ lett, mely 7,5%-os évi növekedést jelent (Lund et al., 2005). Legnagyobb felhasználók Kína, Svédország és az USA, a felhasznált földhő több mint 40%ával, elsősorban a hőszondák révén. A kapacitás és tényleges használat szempontjából is a hőszondák lettek a legfontosabb közvetlen energiaátalakítók, megelőzve a termálvízként való hasznosítást is. A geotermikus erőművek beépített kapacitása 2000-ben 8,0TW volt, mely 2005-re évi 2%-os növekedéssel 8,9TW-ra nőtt (Bertani, 2005). A termelt 177,3PJ energia közel harmadát az Amerikai Egyesült Államok, míg hatodát a Fülöp-szigetek termelte meg. 1995 és 2005 között jelentős beépített kapacitás-növekedés csak a Fülöp-szigetek (703MWe, 57%-os növekedés), Indonézia (487MWe, 157%), Mexikó (200MWe, 27%), Olaszország (159MWe, 25%), Izland (152MWe, 302%) és Új-Zéland (149MWe, 52%) esetében történt. Eközben öt újabb országgal 24-re nőtt a geotermikus energiát indirekt módon használók köre. A jelentős, tíz év alatt összességében 2100MWe-os (31%-os) növekedés ellenére, ez a forrás a világ villamosenergia-termelésének csupán 0,33%-át adta. Bizonyos régiók esetében viszont a földhőből származó villamos energia jelentős arányú már napjainkban is. 2005-ben legalább 15%-nyi részesedésű volt El Salvadorban, Kenyában, a Fülöp-szigeteken, Izlandon és Costa Ricában, valamint Lhaszában az energia 30%-át biztosította. E területeken is tovább folynak a fejlesztések, illetve új területeket bevonva nagyobb régiókban is megvalósulhat a geotermikus energiatermelés arányának jelentős növekedése. A legtöbb geotermikus energiát felhasználó erőmű a Csendes-óceán aktív lemezszegélyei mentén helyezkedik el, amely mellett jelentős geotermikus erőművi potenciállal csak Olaszország, Izland és Kenya rendelkezik. A hat legkisebb kapacitással rendelkező ország kevesebb, mint 10MWe beépített kapacitást tudhat magáénak. Össztársadalmi szempontból legnagyobb jelentősége az áramtermelésre alkalmas geotermikus hasznosításnak van, ha az egy adott területen gazdaságosan megvalósítható. A geotermikus erőművek tipizálása az energiaforrás jellege, vagyis működése szerint, valamint

66

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


a felhasznált gőz típusa és alkalmazási módja szerint lehetséges. Alapját a hagyományos gőturbinák és a segédközeges (biner) rendszerű megoldások adják. A hagyományos felhasználás legalább 150°C-os fluidumot igényel, míg utóbbi kisebb hőfok mellett is képes áramtermelésre azáltal, hogy a termálvíz hőcserélőn keresztül fűt fel olyan alacsony forráspontú anyagot, amely így gőzzé alakul (Köhler, 2005). Általában 150 (esetleg 200)°Cos vízhőmérsékletig a kombinált megoldást célszerű alkalmazni. Ezeknél a hőcserélő munkafolyadéka többnyire nagy gőznyomású szerves vegyület, n-pentán, izo-pentán, esetleg izo-bután (Rankine-ciklus). Sajnos ezeknek az erőműveknek ma még elég kicsi a hatásfoka (~5-6%). Az ilyen erőművek kapacitása max. 10MW. A fentinél jobb hatásfokú a segédközeges erőművekben szintén alkalmazható Kalinaciklus, ahol a közvetítő fluidum víz és NH3 keveréke, amit túlfűtött állapotban juttatnak egy nagy nyomású turbinára, majd újra felfűtve egy kis nyomásúra. A geotermikus gőz tartalmazhat nem kondenzálható gázokat (CO2, NH3, SH, H, stb.), melyek közül a legtöbb gondot a kénhidrogén okozza, bár legnagyobb mennyiségben a CO2 termelődik. Ez a geotermikus erőművekben átlagosan 100-120g/kWh, míg a fosszilis erőműveké ötször ennyi is lehet. Mivel a hőkiaknázás mélysége döntő jelentőségű a kiépítendő rendszer típusa, belekerülése és működtetésének önköltsége szempontjából is, ezért meg kell különböztetnünk a kis-, közepes és nagymélységű földhő szolgáltató zónákat. Tapasztalati megfontolások alapján a talajvizes, a sekélyrétegvizes és az ún. ivóvizes rétegsor max. 500m-ig a kismélységű zónát képezi számunkra. Itt csak olyan esetben számíthatunk koncentrált, vagy nagy volumenű hőkinyerésre, ha a terület geotermikusan erősen felfűtött, mint egyes termokarsztjaink felszálló vizű övének hévforrásközeli zónái. Ilyenek azonban a Tiszántúlon nincsenek, s hazánkban is mindössze a Bükk szegélyén és a Budai-hegység peremén számíthatunk hasznosításukra. Középmély zónának azt az övet tekintjük, ahol 30°C-nál melegebb termálvíz kinyerésére nyílik lehetőség. Ennek felső határa helytől függően 500–600m közötti mélységben húzható meg, míg alsó határa hazai viszonylatban 2500m (lásd Szentes), de tiszántúli tekintetben 1500m-t tekinthetjük e zóna alsó határának. Hazánkban a kis- és közepes mélységű zónák vízkincse a kis entalpiájú kategóriába sorolható, azaz termálvizeink közvetlenül (ráfűtés nélkül) nem alkalmasak elektromos áram termelésére. Az előzőekből logikusan következik, hogy a nagymélységű zóna 1500(-2500)m-nél mélyebben található, ahol vízkivételre már nem számíthatunk, de közvetítő közeggel akár nyílt rendszer (lásd HDR), akár félig zárt rendszer (lásd GEOHIL technológia) esetén jelentős hőmennyiség termelhető ki, ami már rendszerint jóval meghaladja az egyéni kisfogyasztó igényszintjét, s ideális esetben akár áramtermelésre is alkalmas lehet. Alsó határát jelenleg a műszaki-technikai elérhetőség szabja meg kb. 6000–8000m-es mélységközben, de a fúrástechnika fejlődésével (pl.: kémiai fúrás) lehetséges, hogy ez a határ akár 10–15km-ig is kiterjeszthető lesz. Az alábbiakban külföldi és hazai példák felhasználásával sorra vesszük a földhő kiaknázás legfontosabb módszereit és azok tiszántúli alkalmazási lehetőségeit. 4.2 Hévíz, illetve vízgőz felhasználás áramtermelésre A világ hévízmezői köréből csak az ún. hipertermális területek hévizei alkalmasak közvetlenül, ráfűtés nélkül gőzzé alakítva turbinák hajtására. Világviszonylatban Olaszország és Izland voltak az elsők, akik ipari méretekben hasznosították hipertermális területeik 67 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

67


termálvízkészleteit, részben közszolgálati célú fűtésrendszerekben, másrészt elektromos áram termelése céljából. A legjelentősebb felhasználók az USA, Mexikó és a Fülöp-szigetek. 4.2.1 Egy klasszikus európai példa, Larderello Az Olaszországi Larderello geotermikus mezője már az ókor óta ismert, s Toscana tartomány általa vált a soffione-nak nevezett kénes-bórsavas gőzkiáramlások klasszikus előfordulásává. Az itt található tavak vizéből régen bórsavat vontak ki. A természetes forrás hőjét évtizedekig a vegyipar különféle célból hasznosította, majd a világon elsőként villamosenergia termelésre is sor került a XIX. század végétől. A Larderelló-i terület átmérője 20km, kiterjedése 250km2. A terület átlagos földi hőárama 200mW/m2 (Hurter – Haenel, 2002). A rendszer 13 medencéből termel. A teljes energiatermelés 2003-ban 13PJ, a beépített kapacitás közel 550MWe. A legmélyebb fúrások a 3000–4000m mélyen levő 300–350°C-os és 4–7MPa nyomású gőzt tartalmazó mező energiáját aknázzák ki.

4.1. ábra: A larderelloi terület földtani szelvénye és a fluidummozgás (Bellani et al., 2004) Larderellóban a gőz késő triász és jura permeábilis, lukacsos mészkőből, dolomitból és anhidritből származik. A tárolót egy impermeábilis, karbonátokból, agyagpalából és ofiolitokból álló jura, eocén takaró összlet fedi (4.1. ábra). A mélyrezervoár a metamorf aljzat törésekkel átjárt részeihez kötődik. A nagy hőáram egyik oka korábbi felfogások szerint egy közeli hűlő pluton lehet, de újabb kutatások (Brogi et al., 2003) arra utalnak, hogy a nagy hőáram adódhat abból is, hogy a hidrotermák termogravitatív konvekciója a miocén óta tartó extenzió hatására alakult ki, s a felső kéreg szilárd-képlékeny határa (az 4.1. ábrán K horizont) közelében kimutatott nyírási zónák repedésrendszerein keresztül kapcsolatot tart a mélyebben levő, és emiatt felfűtöttebb kőzettestekkel. Olaszországban még két jelentős geotermikus erőművi mező található, mindkettő Toscana-ban. Olaszország e három erőművével, ezen belül összesen 32 termelő egységével, 2003-ban 700MWe üzemeltetett teljesítményével az Európában megtermelt geotermikus energiából származó villamos áram-termelésének több mint 70%-át tudhatta magáénak. Ennek ellenére ez Olaszország energiatermelésének csupán 1,9%-a (Capetti – Ceppatelli, 2005, Bertani, 2005). Izland területén 26 nagy hőmérsékletű geotermális mező található, főként a riftrendszer aktív vulkáni övében. Az ország primer energiafelhasználásának 35%-a 600 nagy és 250 kisebb hőfokú hévforrás energiakinyeréséből származik. A villamos áram termelésben kb. 17% a geotermikus energia részaránya (Gunnlaugsson et al., 2001). Izland, bár a geotermikus energia felhasználása és a geotermikus adottságok szempontjából a világelsők között található, Európában csak a második legjelentősebb geotermikus eredetű villamos áram-termelő. A 2005-ben kb. 200 MWe beépített teljesítményt 68

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


2010-re megduplázták. A három legjelentősebb mező Nesjavellir, Krafla, Svartsengi, Nesjavellir és Svartsengi esetében többlépcsős hasznosítás keretében a villamosáram-termelés mellett a geotermikus energiát a távhőszolgaltatásba is bevonták (Bertani, 2005). 4.2.2 A tervezett Érmelléki erőmű Érdekes próbálkozás volt az Érmelléki geotermikus erőmű (4.2.-4.4. ábra) közelmúltban elkészített megvalósíthatósági tanulmánya (Tanczenberger, 2003). A BagamérÁlmosd-Kokad környezetében lemélyített – többnyire improduktív – szénhidrogénkutató fúrások felhasználásával, visszasajtolásos vízcirkulációval kitermelhető hévíz hőtartalma a tanulmány szerint alkalmas lehet mind áramtermelésre, mind szolgálati melegvíz előállítására.

4.2. ábra: A tervezett álmosdi geotermikus erőmű átnézeti helyszínrajza a Debrecen környéki fontosabb hévízadó fúrások feltüntetésével Már a fúrások műszaki paramétereinek megállapításánál felfigyeltek arra, hogy a paleozóos metamorf aljzat kiemelkedései a kőzet tömörsége folytán jobb hővezetőképességű, mint a rá települt porózus rétegsor kőzetváz-szerkezete. E „hőkupola” túlmagasított vázlatát a 4.3. ábra mutatja be.

4.3. ábra: Lokális pozitív hőanomália az álmosdi alaphegységi hőkupola fölött 69 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

69


A képen látható porózus pannóniai rétegek ívelten rátelepülnek az alaphegységi kiemelkedésre, így valójában két projekt egyidejű megvalósítása válik lehetővé. Egyik az alaphegységi rezervoárra telepített geotermális erőmű, a másik pedig a fedőüledékek hévíztartóira telepített kutak felhasználása hévíztermelésre. E kétféle üzem egyidejű működése esetén az alaphegységi tárolóból 5 termelőkúttal kiemelhető fluidummennyiség 1200m3/h, melyben az összes oldott só mennyisége várhatóan 17000–21000mg/l (4.4. ábra). A harmadidőszaki képződmények alacsonyabb hőfokú (kb. 80°C kútfejen mérve) vizét 5 termelőkút szolgáltatná 450 m3/h mennyiségben mintegy 4000–5000mg/l között ingadozó összes oldott sótartalommal.

4.4. ábra: Az Érmelléki Geotermikus Erőmű helyszínrajza és tervezett termelési értékei (Tanczenberger, 2003 alapján) Az erőmű két projektje külön és együtt is megvalósítható és működtethető. A meglévő kutak felhasználása jelentős költségcsökkentő tényező, miként az olcsóbb energiaelőállítás és a kisebb szén-dioxid-kibocsátás is hasonló hatású. 4.2.3 Hazai kísérleti próbálkozások mélységi rezervoárok hőmegcsapolására A mélyfúrású kutak létesítését és az EGS rendszerek létrehozását, valamint az ezekhez szükséges megelőző geológiai kutatásokat a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal (MBFH) engedélyezi. A Bányatörvény 2008-ban hatályba lépett módosítása előírja, hogy a hőbányászatban érintett tárolóterületre ugyanúgy kell védőidomot fektetni, mint a bányászatban alkalmazott bányatelkeknél. Ennek azonban tisztázatlan a hidrogeológiai védőidommal való kapcsolata. Az energetikailag hasznosított földhő után a termelő 2% értékű bányajáradékot fizet, de mentesül ez alól, ha a kitermelt energia 50%-át meghaladó hőmennyiséget maga hasznosítja. Mivel ez az arány pusztán villamosenergia-termeléssel nem érhető el, ezért a szabályozás az energetikai célú felhasználót a többlépcsős hasznosításra készteti, ami fokozza a hatékonyságot és mérsékli az energiapazarlást. A természetes 70

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


vízkészlet védelmének érdekében a hévíz fogyasztónak vízkészlet járulékot kell fizetnie, de ebbe a visszasajtolt mennyiség nem számít bele. Az EU által finanszírozott Geotermál Power ALTENER II tanulmány bináris hasznosítású, kis teljesítményű erőművek telepítési lehetőségeit vizsgálta a hazai gőzkutakra, s legalkalmasabb régióként a zalai területet és az Alföld bizonyos részeit jelölte meg. A MOL kezdeményezésével próbafúrások történtek a geotermális adottságok feltárása érdekében Tura, Nagyszénás és Kömpöc környékén, ahol valószínűsíthető volt a geotermikus erőművek telepíthetősége. A Duna-Tisza közén (Mélykút környékén) számos kutatófúrást teszteltek termikus adottságok és visszasajtolás szempontjából, s az eredmények bíztatónak bizonyúltak. A MOL három területet talált geotermikus erőmű építésére leginkább ígéretesnek. Az eredeti elképzelések szerint Nagyszénás és Fábiánsebestyén körzetében ~1300000GJ, Mélykút és Pusztamérges környékén ~230000GJ, Andráshida és Nagylengyel térségében pedig ~100000GJ hőenergia kitermelésére látott lehetőséget. A Pannonplast Nyrt az izlandi VGK-Hönnun céggel együttműködve több területen kívánt többlépcsős rendszerű erőműveket telepíteni Magyarországon, ahol 110°C-nál nagyobb hőfokú termálvíz található 3000m-nél kisebb mélységben. A PannErgy a Miskolci Hőszolgáltató Kft.-vel közösen a borsodi térségben kíván olyan geotermikus kitermelőegységeket létrehozni, amelynek célja kommunális és ipari hő előállítás, kis részt pedig elektromos-energia termelés. Hasonlóan többlépcsős hasznosítást kíván megvalósítani Nagykanizsa és Tamási környékén ~120°C hőmérsékletű termálvíz felhasználásával 13–15MW kapacitásban. Több kutató és kutatócsoport véleménye megegyezik abban, hogy a Dráva mentén, a dél-alföldi süllyedékekben perspektivikus lehet EGS rendszerek telepítése. A Corvinus Egyetem Regionális Energiagazdasági Kutatóközpontja tanulmányban foglalta össze a hazai kis- és közepes entalpiájú tározók használatára alkalmas technológiákat, vizsgálva a geotermikus erőművek telepítésének lehetőségeit és gazdaságosságát (REKK, 2009). 4.2.4 A HDR módszer kísérletei, tanulságai és hazai alkalmazási lehetőségei A geotermikus energia erőművi felhasználásának feltétele, hogy az energia a hordozó közegben koncentráltan jelenjen meg. A nagy entalpiájú geotermikus mezőkben az energiahordozó általában nagy nyomású forró víz, amely megfelelő eszközpark segítségével közvetlenül felhasználható áramtermelésre. Abban az esetben viszont, ha a kőzettest magas hőmérsékletű, de nem tartalmaz számottevő gőzt, akkor az energiatartalom kinyerésére egyéb különböző módszereket alkalmaznak. Ennek egyik lehetséges változata, hogy a forró száraz kőzetbe vizet sajtolnak be, mely a mélyben átveszi a kőzettest hőmérsékletét, és kitermelve alkalmassá válik az erőművi felhasználásra. Ez az úgynevezett Hot Dry Rock (HDR) vagy forró száraz kőzet módszer. Az energia átadás sebessége függ a hőmérsékletkülönbségtől, a kőzetek hőtartalmától, valamint az érintkező felületek nagyságától. Emiatt kellően repedezett kőzettestek szükségesek a HDR módszerek alkalmazásához, s ha ez nem áll rendelkezésre, mesterségesen kell kialakítani a réshálózatot, amely egy hőcserélő funkcióját tölti be víz transzportőrrel (4.5. ábra). Az első HDR kísérleteket az 1970-es évek közepétől az USA-ban, az új-mexikói Fenton Hillben végezték (Tenzer, 2001, Tester, 2006). A kísérleti terület a Rio Grande rift zóna északi részén, a Valles kaldera peremén, a Los Alamos National Laboratory közelében helyezkedik el. A kainozóos vulkanizmus riolit dómjai és lávaárjai, piroklasztitjai, és a paleozoikumi üledékek 730m vastag rétegben fedik a prekambriumi aljzat granodioritját 71 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

71


(Goff – Decker, 1983). A terület kiválasztásában az is szerepet játszott, hogy a sekély fúrások alapján nagy földi hőáramok jellemzik a területet (akár 250mW/m2). 1974-80 között egy 3km mélységben található 200°C-os tározót, míg a következő fázisban egy mélyebb és forróbb tározót (4,4km, 300°C ) tanulmányoztak. A kutatások során több fúrást mélyítettek, és vizsgálták a közöttük kialakítható cirkulációt. Mindkét fázisban hidraulikus kőzetrepesztéssel mesterségesen növelték a tározó permeábilitását. A mikroszeizmikus jelenségek vizsgálata alapján az derült ki, hogy a tározó növekedése nem volt megfelelő, mely annak tudható be, hogy a feszültségtérben nem várt változás állt be. 1985-ben az egyik fúrás újramélyítése során viszont keresztezték a repedéshálózatot, így el lehetett kezdeni a nagyléptékű tesztelést.

4.5. ábra: Az áramtermelési célú HDR módszer egyszerűsített elvi vázlata 1986 májusában megindult tesztelés során 30 nap alatt 37000m3 vizet préseltek be, melynek 66%-át nyerték vissza közvetlenül, további 20%-ot a teszt után. A vízhozam 10,6– 18,5kg/s volt, 26,9–30,3MPa közötti injektálási nyomás mellett. A kinyert fluidum hőmérséklete 192°C, mely a teszt végéig állandó maradt. Az első teszt után az egyik fúrás fala összeomlott, így a fúrólyukat biztonsági okok miatt lezárták és újrafúrták. A következő tesztelés során azt vizsgálták, hogy kisebb nyomások esetén hogyan változik a cirkuláció. Tapasztalatuk szerint a 19MPa-os nyomás alatt nem volt jelentős folyadékveszteség, ugyanakkor a rezervoár méret sem nőtt tovább. A kitermelt folyadék hőmérséklete változott, de a fúrásban mérhető hőmérséklet nem. Más teszt során fenntartották a rezervoárnyomást ciklikusan besajtolt folyadékokkal, miközben a termelő kút kútfejének nyomása nőtt. 1992-ben a II. fázis során elindított tesztelés 112 napig tartott, és a besajtoló szivattyú meghibásodása miatt állt le. Ezután 1993 februárjától 55 napig hasonló paraméterekkel folytatták a besajtolást. Hideg vizet injektáltak 6,3l/s hozammal és 180°C-nál magasabb hőmérsékletű vizet termeltek ki, melynek hőmérséklete nem változott a kísérlet ideje alatt. A felszínközeli rétegek hőmérséklete azonban lecsökkent. A kezdeti 12%-os vízvesztés később 7%-ra mérséklődött. A tesztelés folyamán az oldott anyagok mennyisége hamar 4000ppm körüli értékre állt be, mely elég csekély volt ahhoz, hogy ne okozzon se korróziós, se eltömődési problémát a kísérlet során. Összetételét elsősorban klorid- és nátriumionok (25–25%), bikarbonát-ion és 72

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


oldott SiO2 (13–12%) alkotta. Az oldott gázok közül (2000-3000ppm) legjelentősebb a CO2 (98%), alárendelten N2. Az kis koncentrációk miatt a gázok oldva maradtak az alacsony nyomású részen is. A kitermelhető termikus energia 4 MWth teljesítményű volt. Dízelszivattyú használata esetén a beinjektáláshoz szükséges energia 6,4-szeresét nyerték ki termikus energia formájában, míg az elektromos szivattyúk esetén 15-szörösét. Az utolsó tesztelési fázis során kialakult körülmények miatt a projekt folyamatban levő kísérleteit 2000-re lezárták, és a hely addigi státuszát visszavonták. A Fenton Hill-i projekt keretében elsőként termeltek ki száraz forró kőzetekből energiát. A tesztelések igazolták, hogy a besajtolás során kialakuló repedéshálózat pozitív irányban befolyásolja a hőcserélés hatékonyságát. Ennek megfelelően viszont tervezett módon célszerű kialakítani a mélységi hőcserélő teret, melynek következtében a technológia neve is megváltozott EGS-re (Enhanced Geothermal System vagy Engineered Geothermal System, tervezett geotermikus rendszerek). Ezen felül az adott rendszerben kimutatták a legalapvetőbb összefüggéseket a nyomás, a besajtolási hozam, a hőmérsékleti értékek és a vízveszteség között. A HDR kísérletek Európai tapasztalatai A Fenton Hill-i projekttel közel egy időben, 1977-ben indult el az angliai Rosemanowes-ben (Cornwall, 4.6. ábra) a Carnmenellis gránit kőfejtőjében az EGK és az UK Department of Energy irányításával egy elsősorban kőzetmechanikai jellegű kutatás (Parker, 1999). Ennek során, tekintve, hogy a tárolókőzet hőmérséklete 100°C alatti, korlátozott számú energetikai kísérletet végeztek. A korábbi bányászat kb. 1000m mélységig feltárta a felszín közelében porfíros, mélyebben ekvigranuláris szövetű gránitot. A területen 3–4°C/100 m-es a geotermikus gradiens és itt mérték Anglia legnagyobb hőáramát, 120mW/m2-t. A projekt első szakaszában néhány 300m mély kutatófúrást mélyítettek, de az ebben a mélységben megismert stresszmezőt nem tartották reprezentatívnak a mélyebb rétegek szempotjából. A kutatás következő lépcsőjeként két 2000m mély kút készült el, melyekben 80–90°C-os talphőmérsékletet mértek. Ezután mélyítették le a besajtoló és termelő kútpárt. Az első stimulációk során a besajtolókútba 100kg/s hozammal (70% vízveszteséggel) és 14MPa nyomással injektáltak folyadékot, melynek következtében – a gránit töréseinek megfelelően – a töréshálózat vertikálisan kiterjedt, így a rendszer nem volt alkalmas a további HDR tesztelésre. 1983-ban újabb, mélyebb kutat fúrtak, melynek a talphőmérséklete 2600m-en 100°C. A korábbi kísérleteket folytatták 4 éven át átlagosan 20-25kg/s vízhozammal. A hosszú teszt során a kitermelt víz hőmérséklete 80,5°C-ról 70,5°C-ra csökkent. 4MPa nyomáson 5kg/s besajtolás esetén a kinyerés hozama 4kg/s volt, míg 10,5MPa nyomáson 24kg/s besajtolásnál a termelő kút hozama 15kg/s volt. Kimutatták, hogy a fluidum rövid úton és túl gyorsan jutott el a kitermelő kútig. A tesztfázis lezárása során úgy tűnt, hogy a repedések beszűkültek és eltömődtek. Ennek vizsgálatára nagy viszkozitású, homoktartalmú gélt juttattak a rendszerbe, mely ugyan megoldotta a repedések szélességének problémáját, de lerövidítette az utat a két kút között, így a kitermelt folyadék hőmérséklete tovább csökkent. A kezdeti eredmények kapcsán Európa több pontján is megindultak a kutatások (4.6. ábra). Németországban egy sekély kutatást kezdeményeztek Falkenbergben, és egy egykutas mélyfúrásos (4500m) projektet Bad Urachban. A franciaországi Le Mayetben (Massif 73 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

73


Central) egy 800m-es kutatás zajlott, Soultz-sous-Foretsben, a Felső-Rajna-völgyben pedig egy Németországgal közös projekt. A kísérleti célra kijelölt területek a Rajna-árok abortált kontinentális riftjén kívül főként az Alpok belső töréses-feltolódásos övén, valamint a lábazat és előtér mélytörésekkel, szerkezeti vályúkkal tagolt zónáján települtek. 1987-ben az EGK gazdaságossági okokra hivatkozva csak egy helyen akarta támogatni a kutatásokat, és a közös kutatási területnek végül Soultz-ot választották.

4.6. ábra: HDR kísérleti projektek helyszínei Európában Soultzban az olajos kutatófúrások révén a földtani felépítés 1500m-ig jól ismert volt, és a geotermikus gradiens a felső 1000m-en 11°C/100 m körüli értéknek adódott, a terület maximális hőárama pedig meghaladta a 140mW/m2-t (Schellschmidt – Clauser, 1996). A fúrás segítségével 176mW/m2 hőáramot mértek (Breese, 1992). Az üledékek alatt vastag gránittestek találhatók (Hooijkaas et al., 2006). A vizsgált mélységek legnagyobb részében káliföldpát-dús porfíros gránit található, cm-es nagyságú káliföldpátokkal, mm-es kvarcokkal, káli- és nátron-mész földpátokkal, amfibólokkal és biotitokkal. A gránitest felső 100 métere erősen repedezett és mállott. 2800–3500m között a repedések mentén a kőzet bontott. 3500m alatt a nagyobb biotit- és amfiboltartalmú, sötét változatba megy át, melyet a mélység növekedésével újra az alaptípus követ. 4800m alatt kétcsillámú gránit található, mely kisebb mélységekben csupán dike intrúziókként jelenik meg (4.7. ábra). A gránitok korát az eltérő források 320–335 millió évesnek határozták meg. Az első fúrást (GPK1) 1987-ben mélyítették le 2002m-ig (Gérard et al., 2006), de a várt 200°C körüli hőmérséklet helyett csak 140°C-ot értek el. A mérések alapján a gránittesteket jellemző geotermikus gradiens 2,8°C/100m, a hőáram 82mW/m2. 1990-ben egy olajbányászati célból létrehozott kutat továbbmélyítettek 2227m-ig (EPS1), ahol a talpon 150°C hőmérsékletet mértek. 1991-ben a GPK1 fúrásban 1420-2002m-en nagy hozamú besajtolást végeztek, melynek során a mesterséges repesztés miatt bekövetkező mikroszeizmikus események 10000m3 repesztett térfogatot jeleztek. GPK1-et tovább mélyítették 3590m-ig, de továbbra is jóval alacsonyabb hőmérséklet értékeket mértek, mint az előzetes becslések alapján várható lett volna, ugyanis a talpon csak 168°C jelentkezett, holott a becslések már 3200m-en 180°C-ot jósoltak. Ezután az új részeken végeztek besajtolásokat, melyek során bebizonyosodott, hogy a besajtoló és kitermelő kút kapcsolatának

74

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


kialakulásához egy repedezett kőzetben is a korábban vártaktól eltérően nagy léptékű besajtolás volt szükséges.

4.7. ábra A Soultz-i HDR projektek fúrásainak egyszerűsített elvi rétegoszlopa a szelvény megnyitásakor (1) és később (2) mért termokarotázs görbékkel (Hooijkaas et al., 2006 és Baria et al., 2001 alapján) A GPK2-es fúrást 1995-re mélyítették le, 3876m-en 168°C talpponti hőmérsékletet érve el (Baria et al. 2000). A két kút távolsága a fúrás alján 450 m volt. A két fúrás között két törésrendszer is található, melyek nagy oldottanyag-tartalmú vizet szolgáltattak (TDS: 100000 mg/l; 10 t% Pauwels et al. 1993, Aquilina – Brach, 1995). Az 1995-ös stimulációk során a mikroszeizmicitás a GPK2 körül 0,24 km3-ben jelent meg, miközben bebizonyosodott a két kút közötti kapcsolat is. 1995-96-ban 21kg/s hozammal 40°C-os vizet cirkuláltattak, melynek következtében a kútból 136°C-os vizet lehetett kitermelni, mely 9MWth energiát jelent (besajtoló GPK2, kitermelő GPK1). E kísérleteket tovább folytatva 1996-ban 25kg/s hozammal vizet cirkuláltatva 250kWe szivattyúteljesítmény segítségével 10MWth energiát termeltek, miközben nem tapasztaltak vízveszteséget (Tester, 2006). 1997-98-ban GPK2-t tovább mélyítették és 4950m-en elérték a 200°C-ot (4.7. ábra). Ezután 2001-ben lemélyítették a GPK3-as fúrást (5093m), majd 2003-2004-ban a GPK4-es fúrást (5105m). A GPK2 és GPK3 fúrások tesztelése kapcsán kiváltott szeizmikus események felélénkítették a társadalmi ellenállást, és meg kellett változtatni a besajtolási, kitermelési gyakorlatot. A GPK4-es fúrás stimulálása során kialakult egy aszeizmikus, tehát a besajtolt folyadék mozgásában részt nem vevő zóna, mely elgátolta a GPK-4-et a másik két kúttól (Sanjuan et al., 2006, Gérard et al., 2006). A második stimuláció és savazás révén mégis ki lehetett alakítani egy kis áteresztőképességű zónát a kutak között. 75 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

75


A soultzi kísérletek kimutatták, hogy az EGS-ek kialakulása során alapvetően meghatározó a természetes törésrendszer, melyet tovább tágít a beinjektálás. Az injektálási hozam és a nyomás közel lineáris, ami a közeg porózusságára utal. Svájcban 2 helyen, Baselben és Genfben végeznek HDR kísérleteket, melyek megnevezése Svájcban Deep Heat Mining. Az eredeti elképzelés szerint a termelő egységeket sűrűn lakott területekre telepítik, és a geotermikus hőenergia nem csak erőművi felhasználásra kerülne. Baselben 5000m-es fúrástriplettel dolgoznának, a várt hőmérséklet 200°C. Számítások szerint a két termelő kút 30MWth energiát szolgáltatna 100kg/s víz besajtolásakor. A felhasználandó erőművi technológiát még nem döntötték el, de a tervek szerint együtt működne egy gázturbinával és a víztisztító hulladékégetőjével is. Ez a hármas rendszer évente több mint 0,4PJ elektromos áramot és központi fűtés gyanánt 0,15PJ termikus energiát szolgáltatna. Basel erősen tektonikus környezetben fekszik, így elsődleges cél megismerni a szeizmikus aktivitást, és a kitermelés szeizmikus veszélyeit. Ennek megfelelően kutató-monitorozó fúrásokat is létrehoztak. A projektet a 2006 végén elindított besajtolások következtében kialakuló 2,5–3-as magnizudójú földrengések miatt bizonytalan időre felfüggesztették (http://www.geopowerbasel.ch/de/pilotprojektbasel/chronologie/2006.php). A HDR kísérletek tanulságai – limitáló faktorok, kockázatok, veszélyek A földhőbányászat a HDR módszerek segítségével is számos nehézségbe ütközik. A megfelelő hely kiválasztásánál ismerni kell a hőmérsékleti profilt és a mélyszerkezetet, a tároló lehetséges térfogatát, a repedések nagyságát és a hőcserélésre alkalmas repedésfelületek össznagyságát. A tapasztalatok szerint a kísérleti projektekben vagy lényegesen kisebb mélységű meglévő fúrásadatokra támaszkodtak a tervezet megalkotásánál, vagy a projekt költségére csupán a célzott mélység 20–25%-ának megfelelő tájékozódási előfúrási mélységet alkalmaztak. Az ezekből nyert kőzettani, kőzetfizikai és geotermikai adatok nem reprezentálták kellőképpen a jóval mélyebben kialakítandó tározótér környezetének adottságait, így információhordozóként valójában csekély hasznúnak bizonyultak. A kísérletek tapasztalatai alapján megállapítható, hogy a tervezési bizonytalanság jelentősen csökkenthető, ha előzetesen a területen meglevő, vagy a projekthez előkutatási céllal mélyített mélyfúrás talpmélysége legalább 70–90%-osan megközelíti a célzóna perspektivikus tározóterének középérték-mélységét. Fokozottan érvényes ez heterogén felépítésű, vagy szerkezetileg erősen tagolt medenceterületeken, ahol az alaphegység és fedőüledékek termikus és kőzetadottságai jelentősen eltérnek egymástól. A homogén féltér feltételezése csak adathiányos területen lehetséges, viszont annak kockázatát rejti, hogy az anyagi minőség előre nem látható ugrásszerű változásai a mélység felé negatív hatású töréslépcsőket, azaz csökkenő gradiensű szakaszokat jelenthetnek a vertikális hőeloszlásban. A rétegrepesztéses módszer által kiváltott mikroszeizmikus rengéssorozatok előidézésével a kísérlet szélsőséges esetben az epicentrum környezetében veszélyt jelenthet rengésérzékeny építményekre. A nagy (4000–6000m) mélységben kialakított réshálózat a hőcserélő funkcióját tölti be, de megújítása nélkül hosszabb távon nem tartható fenn a befogadó térfogati kapacitása a rétegterheléses nyomás feszültségterének komprimáló hatásai miatt. A hatásfok növelése érdekében a résrendszer növelése, kiterjesztése lenne indokolt, amely azonban fokozza a rengések okozta kockázatot, a rendszer működtetésének költségeit, és a hőátadó térrész hőtartalékának fokozatos csökkenését idézi elő. A tesztek során mind

76

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Soultz, mind Basel esetében 2,5M-nál nagyobb földrengéseket észleltek a besajtolást követő időszakokban (Baria et al., 2005). Emiatt – különösen az urbánus területen létesült basel-i projekt esetében – megnőtt a lakossági és politikai ellenérzés. Bár a vizsgált esetekben nem merült fel kockázati tényezőként vízoldékony, esetleg toxikus hatású ásványok és kőzetek jelenlétének szerepe, de nem zárható ki ilyenek beoldása (pl. sókőzetek, érces zónák), melyek főként a savazás és a tartós üzemeltetés esetén okozhatnak nem várt negatív környezeti hatást. A kitermelt víz jelentős mennyiségű nem toxikus oldott anyagot is tartalmazhat, melynek jelentős része az áramtermelés folyamán lerakódik, károsítva ezzel a turbinát és a csöveket. Nagy mennyiségű oldott gáz is kerülhet a felszínre, elsősorban szén-dioxid, metán, és dihidrogén-szulfid. Ezek hatására anaerob, kemotróf baktériumok megjelenése lehetséges a csőrendszerben. Ismeretlen mélységi közegben előfordulhat olyan elsődleges vagy másodlagos porozitás, szerkezeti okokra visszavezethető hasadozottság, breccsásodás, stb., amely kedvezőtlenül befolyásolhatja a kialakítandó repedéshálózat kiterjedését és irányultságát. Ez ugyanis felveszi és elirányítja a dinamikus nyomáshullámokat. Hasonló módon orientálhat olyan korábbi tektonikai deformációhoz kapcsolódó gyűrődés és töréses formaegyüttest is, amely lehet ugyan zárt vagy másodlagosan kitöltött, de a repesztéses eljárás során reaktiválódva szabálytalan és kedvezőtlen törésháló kialakulásást idézi elő. Ennek szélsőséges esete fordult elő Rosemanowes-ban, ahol e preformáltság a résrendszer szubvertikális kinyílását segítette elő, kialakítva egy vertikális termogravitatív vízkörforgás lehetőségét a tározón belül. Tektonikailag bonyolult felépítésű, gyűrt, átlapolt, fel- és rátolódásokkal tagolt összletben kedvezőtlen hatású lehet a túlzott mozaikosság, a kőzetminőség, illetve hővezetőképesség terén mutatkozó jelentős helyi eltérések megléte. A kőzetfizikai paraméterekben megjelenő sokszínűség nehezíti és kevésbé kiszámíthatóvá teszi a modellezést. Az európai HDR projekt számos tanulságot tartogatott ezzel kapcsolatban. A legfontosabb közülük az, hogy a nagy felszíni hőáramértékek és a nagy geotermikus gradiens nem biztosíték arra, hogy 2000–3000m mélységben legalább 200°C-os kőzettesteket találjanak. Az eddigi tapasztalatok – bár a kísérletek során ritkán fogalmazódik meg konkrét és számított formában – azt sejtetik, hogy bizonytalanul határolható le a hőátadó közeg teljes kiterjedése és geometriája, definiálható a befogadó összlet heterogenitása, valamint az az idealizált térgeometriai alakzat, amelyben a hőáramvonal mintázat megváltozik. E bizonytalanságok következménye, hogy a korlátozott ideig működő rendszerek esetében nem volt pontosan megállapítható a hűtőhatás mértéke és kiterjedése, valamint a rendszer újrafeltöltődésének (visszamelegedésének) időtartama. Magyarország esélyei a HDR meghonosításában A Soulzban szerzett tapasztalatok alapján Genter et al. (2003) egy egész Európát átfogó tanulmányt készített a Soultzhoz hasonló hőmérsékletű, kőzetadottságú, tektonikájú területekről, hogy a technológia alkalmazásának legkevésbé kockázatos helyeit kijelölhesse. A kijelölés legfontosabb szempontja a legalább 200°C-os hőmérséklet 5km mélyen. A bizonytalanságok csökkentése érdekében kizárta azokat a területeket, melyek hőmérsékleti adatai csak a sekélyebb fúrások adatainak extrapolálásán alapultak. A kutatás során rámutattak, hogy a Nyugat-Európai-rift (mely magában foglalja a Rajna-árkot, így Soultzot és Baselt is) területén kívül két régió látszik perspektívikusnak HDR jellegű energiatermelés szempontjából, Toscana és a Pannon-medence bizonyos részei. 77 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

77


A szerkezet- és szénhidrogén-kutató fúrások alapján a medencebelső mélyebb részeit kitöltő üledékösszletben általában lineárisnak tekinthető a hőmérséklet mélység szerinti növekedése, így szénhidrogén-teleptani szempontból viszonylag megbízható információkkal szolgálnak az érlelődés és tározódás geotermális körülményeit illetően. Ennek elsősorban az lehet a magyarázata, hogy a relatíve fiatal üledéksorban még ma is jelentős mértékű a kompakció, a felszín felé történő fluidummigrálás, s a szigetelő hatású agyagrétegek valójában véges kiterjedésű lencseszerű képződmények. Ezek nem tökéletesen vízzárók, másrészt helyenként elnyíródásokkal szabdaltak, harmadrészt a hosszútávú folyamatok során a szivárgási útvonalak megkerülhetik őket. E folyamat pontos megítéléséhez nincsenek kellő biztonsággal felhasználható adataink. A magvételek rendszerint szakaszosak, a geofizikai paraméterek interpretációja pedig rétegvastagságtól és anyagi minőségtől függően, valamint az alkalmazott módszer típusa szerint kisebb pontatlanságokkal terhelt. A variábilis összetételű tavi üledékes pannon rétegsor és az alatta húzódó szeszélyes eloszlású és összetételű bádeni-szarmata vulkánivulkanoszediment összlet nem tekinthető homogén féltérnek, sőt a tulajdonságok és rétegvastagságok térbeli változásai nehezítik a regionális modellezést. A Genter és szerzőtársai által készített tanulmányban, valamint a hazánkról készült HDR tanulmányban (Dövényi et al., 2005) a Dél-Dunántúl–Dél-Alföld térségében, a Dráva vonal mentén jelölnek ki egy NyÉNy–KDK csapású geotermális tengelyt. A másik preferált területük kettős anomáliaközpont a Dél-Nyírség–Közép-Tiszántúl és a Békési-medence területén. A közleményből világosan kiderül, hogy az európai pozitív anomáliaterületek közül milyen tektonikai geotermikai, illetve gazdaságossági szempontok alapján határolták be az említett Rajna menti, olaszországi és magyarországi körzeteket. Esetünkben azonban, ha nagyobb felbontásnál részletesebb elemzésnek vetjük alá e területeket, azt látjuk, hogy egyik sem hasonlít szorosan véve a Soultz-i projekt referenciaterületéhez, noha egyik kitűzött cél hasonló adottságú és alkalmasságú régiók kijelölése volt. A Dráva-vonal mentén bizonytalan az aljzat összetétele és szerkezeti jellege. A Nyírség esetében nagy tömegű miocén vulkanitos összlet ékelődik a pannon-pleisztocén vízadók és az ismeretlen aljzat közé. Feltehetőleg a szigetelő hatású medencekitöltés alatti túlmelegedés – mint helyi provizórikus termikus akkumuláció – feltételezhető, de kérdéses, hogy ennek energetikai célú megcsapolása esetén milyen időbeli változások várhatók a hőkészletben. Az aljzatra vonatkozóan néhány medenceperemi fúrás (pl. Komoró-I, Széky-Fux et al., 2007) nyújt bizonytalanul extrapolálható információt. Az itt előforduló grafitos agyagpalák kiterjedése ismeretlen, s az sem bizonyos, hogy paleogén üledékek előfordulnak-e a vulkanotektonikus süllyedék paleozóos aljzata fölött. A Békési-medence paleo-mezozóos aljzata jobban ismert, de az aljzatot alkotó képződmények kiterjedésére, vastagságára, hőtani adottságaira vonatkozó adatok nem állnak rendelkezésre. A vázoltak alapján elmondható, hogy az irodalmi forrásokra, s közülük pusztán áttekintő, félig spekulatív tektonikai modellekre és mélyfúrások talphőadataira támaszkodó kalkulációk nagyon sok bizonytalanságot és kockázatot rejtenek egy projekt tervezése szempontjából. A fúrásadatokból számítható geoizoterma-térképek izovonalainak lefutása nagy mértékben függ attól, hogy milyen mélységre vetített térképet szerkesztünk. A 2km-ben becsülhető hőeloszlás egyik alternatívája a Dövényi et al. (1983) által közölt térkép, amely relatíve sok valós mérési adaton alapul, s még itt is értelmezési nehézséget okoznak a helyi anomáliák. A mélység felé haladva azonban a fedőüledékek és a termálvizes zóna fokozatos

78

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


eltűnésével a kőzettestek elhelyezkedésének, kompaktságának és hővezetőképességének jut meghatározó szerep, így fokozatosan tolódnak el az anomáliák határai és súlypontjai. Az 5–6km mélységben becsülhető hőeloszlásban a fentieknek megfelelően egy, az előzőekhez képest megváltozott helyzettel kell számolnunk. Felhasználva a Genter et al. (2003) által készített hőmérsékleti eloszlás térképét, azt kiegészítettük olyan feltehető és valószínű anomáliafoltokkal, amelyeknél kombináltan jelennek meg a paleozóos kibukkanások „hőkupolái”, valamint az erős szerkezeti tagoltság rétegvulkáni és vulkanoszediment komplexumokkal részben lefedve (4.8. ábra).

4.8. ábra Magyarország 5 km-es tengerszint alatti kéregmélységére becsült hőmérsékleti eloszlás valószínű izotermái (értékek °C-ban) (Genter et al., 2003 felhasználásával, módosítva) Véleményünk szerint a jó hővezető paleozóos alaphegységi aljzat felszínre bukkanásainak környezetében várható leginkább, hogy egy ide telepített kutatófúrásban, megfelelő kőzetfizikai és geofizikai mérésekkel megerősítve viszonylag reális előkép formálható az aljzat geotermikus viselkedését, hőáramát, illetve hőutánpótlását illetően (Buday – Kozák, 2007). Itt áll fenn legkevésbé annak a veszélye, hogy a felszín alatti termokarsztok, valamint a medencékben általánosan elterjedt hévíztartó, illetve szigetelő képződmények okozta helyi anomáliák eltorzítják a realisztikus véleményalkotást. A nagyobb kiterjedésű pannóniai rétegvíztárolókban, valamint termikus mélykarsztokban helyi, egyedi jelenségként megjelenhetnek túlfűtött hőakkumulációs rezervoárok, melyek egy nagyobb térrészben csupán részrendszerek, viszont az őket elért fúrások talphő-, illetve termokarotázs adatai a valósághoz képest pozitív anomália szakaszokként jelennek meg. Ez esetben számolni lehet azzal, hogy tartós víz-, illetve hőtermelés esetén a rendszer jelentős lehűlésével számolhatunk, ha pedig túlhaladunk ezeken a mélységintervallumokon, a vártnál kisebb mértékű gradiensértékek és hőmérsékletizotermák következhetnek. A szentesi hévízmező alsó szintjére (2000–2500m mélységközre) mintegy 10 hévízkút települt. Itt a 100°C-os izotermafelület 1800m-ben, a 120°C-os pedig 2200m-ben húzódik. Ennek alapján lineáris hőeloszlás esetén 5000m-ben legalább 260°C-os hőmérsékletnek kell lennie, de a hasonló szerkezetekre mélyült dél-alföldi mélyfúrások ezt nem minden esetben támasztották alá, azaz a hévizes zóna alatt csökkent a gradiens értéke. Perspektivikusak lehetnek azok a paleozoikumra települt rétegvulkáni komplexumok, ahol a vulkanotektonikus süllyedék 2000–4000m mélyen húzódó – legalább részben granitoid – aljzatát neogén vulkáni kürtők, intruzív testek törik keresztül a középmély kéreg övéig folyamatos kompakt hővezető csatornákat képezve.

79 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

79


Sajnos a legjelentősebb mélyfúrásaink elkerülték ezeket a területeket, az itt mélyült fúrások ritkán hatoltak 1000m alá, nem mértek bennük geotermikai paramétereket, s ha néhol el is érték a kristályos aljzatot, azt sosem tárták fel nagyobb mélységekig. Emiatt egy átfogó geotermális program esetén aligha kerülhető meg egy költséges előfúrásos kutatás lefolytatása. Az igazán perspektívikus megoldásokat elsősorban olyan vulkanológiailag aktív, szeizmicitás szempontjából kevésbé veszélyes hipertermális területeken látjuk megvalósíthatónak, ahol a hőáram érték folyamatosan egyenletes, a vertikális hőeloszlás nagy valószínűséggel lineáris. Ez esetben mind a HDR, mind a zárt rendszerű mélyhőszondás megoldások biztosíthatják az erőművi áramtermeléshez szükséges energiát. Munkánk során meggyőződtünk arról, hogy Békés és Debrecen között a délies lejtésű medencealjzat két ponton történő megfúrásával a HDR telepíthető. Erre legalkalmasabbnak Debrecen közvetlen déli előterét véljük. Kiaknázhatónak tartjuk a pikkelyes feltolódásos szerkezetek között húzódó délies lejtésű vetőfelszíneket és breccsaöveket, ha azokat az adott ponton nem harántolja át észak északnyugat, dél délekeleti csapású vertikális haránttörés, vagy ennek az északnyugatias felpikkelyeződés során létrejött konjugált litoklázis rendszere. Előnyös lenne, ha a fedő pikkely anyaga kellően plasztikus, vagy duzzadóképes ahhoz, hogy az esetlegesen rajta áthaladó kisebb litoklázisokat az adott mélységben uralkodó nyomás hatására, vagy víz hatására bezárja. Így kiküszöbölhető lenne a rosemanov-i eset, ahol a rezervoár függőlegesen felnyílt és vertikális termikus cirkuláció alakult ki, lerontva a rendszer hatásfokát. A sárándi mélyfúrás és a felszíni tektonikai vizsgálataink kellő alapot szolgáltatnak annak feltételezéséhez, hogy relatíve meredek dőlésű pikkelyszerkezeteket az ismert és átfúrt sárándi pikkelyen kívül is feltételezhessünk. Véleményünk szerint a PGT-1 mélyszeizmikus szelvény újabb értelmezése is ezt a feltételezésünket látszik igazolni. Így a feltolódási övek, mint természetes hőátadó felületek funkcionálhatnak. Különösen ott tartjuk valószínűnek az e sík mentén megvalósítható nagy nyomás alatti repesztésüket, ahol a pikkelyközi határfelület mentén breccsaöv alakult ki. Mivel kevés a sárándihoz hasonló információnk az aljzatról, így a kockázat nem küszöbölhető ki teljes mértékben, s az sem határozható meg kellő információk nélkül, hogy pontosan mely mélységben remélhetők ilyen típusú feltolódások. Csupán nagy valószínűséggel feltételezhető, hogy 3000–6000m mélységközben több ilyennel is számolhatunk, s így mód nyílhat a két fúrás között szeizmikusan is követhető felület hidrogeotermikai aktiválására. 4.3 Vizet nem, csak hőt termelő megoldások Az e cím alatt szereplő technológiák közös vonása, hogy a földtani közegből nem termel ki semmilyen eredeti fluidumot, csupán a kőzetváz és/vagy a termálvíz hőjét csapolja meg és juttatja felszínre hasznosítás céljából. Többféle technológia ismert, ami alkalmas a fentiek megvalósítására, s ezek közös tulajdonsága, hogy zárt, vagy félig zárt rendszerben fentről juttat le hőközvetítő fluidumot, amely körfolyamat szerűen kering a rendszerben, valamilyen hatásfokkal felveszi a környezet hőjét, amit a felszínen hőcserélővel lecsapolnak róla. Erre a célra leghatékonyabbak az alacsony forráspontú folyadékok, amelyet hőszivattyús rendszeren vezetnek keresztül. E fluidumok egy részéről azonban (pl.: freon) bebizonyosodott, hogy felszabadulva roncsolja a légköri ózonréteget, míg más folyadékok (pl.: ammónia) pedig a rendszer sérülése esetén a földtani közeget, vagy annak pórusvizeit szennyezheti el, s esetleg kezelése is balesetveszélyes. Az ilyen irányú kutatások nem tekinthetők lezártnak, hiszen alkalmas folyadékokkal, hőközvetítő közegekkel jelentősen

80

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


növelhető a rendszer hatásfoka a jelenleg leginkább használatos környezetileg inert desztillált vízzel szemben. 4.3.1 Hőkinyerés nagy mélységből A termálvizes zóna alatti nagymélységű öv hőkinyerésére irányuló geotermális projektek a kutatási eredmények ismeretében általában három területen javíthatók (mélyfúrástechnika, energia átalakítás, energia tárolás). A zártrendszerű, keringető közeges földhő kitermelésre Kovács Sándor szegedi energetikus két szabadalma tett elvi kísérletet. Első szabdalmában elektromos áram termelésére is alkalmas hőmérsékletű fluidum előállításához 3000–6000m mélységközből kellene a földhőt desztillált víz közvetítő közeggel kitermelni (4.9. ábra). A hőcserét a forró béléscsőpalástra porlasztott víz elpárologtatása biztosítaná. A terv ikerfúrást alkalmaz, ahol az elsőben a vizet a belső térben juttatják le a nagyszámú porlasztócsúcsokig, s a gyűrűstérben elpárolgó víz a felszín felé áramlik. A csövet a 150°C-nál kisebb hőmérsékletű felszínközeli zóna kőzeteitől vákuumtérrel kellene elszigetelni. A kilakuló horizontális áramlást – megkülönböztetve a természetes vertikális áramoktól – geoenergia néven említi. A terv szerint a felszínre kerülő forró (160–180°C-os) fluidumot a másik kút gyűrűsterébe vezetik, ahol szintén a meghatározott hőmérséklet feletti kőzettestektől hőenergiát vesz fel. A nagy hőmérsékletű víz végül a második kút belső részén éri el a felszínt (hőmérséklete 260–270°C), ahol az energiáját az igényeknek megfelelően hasznosíthatják elektromos áram termelésére, s mellékesen más célokra (pl.: távhőszolgáltatásra). A rendszer elvben el tudja látni a saját működéséhez szükséges energiaigényt is, miközben nincsenek káros környezeti hatásai. A rendszer működését bemutató tanulmány (Kovács – Kozák, 2007) a szerzők egyes eredményekben eltérő véleménye miatt maga is kételyeket fogalmaz meg a maximális hőteljesítményt illetően, mivel ahhoz rendkívül felfűtött, idealisztikus körülmények kellenének, extrém földtani háttér mellett. Napjaink technológiai szintjén a kőolajfúrásnál alkalmazott fúrási technikával lehet 2db csőrakatot a tervezett 6000m-es talpmélységig süllyeszteni. Helykímélés céljából a két fúráspont közötti távolság a szabadalmi leírás szerint a felszínen mindössze 50m, de az egyik fúrás elferdítése folytán a talpponton már 576m a távolságuk. Ez abból a szempontból előnyös, hogy a hőkivételi mélységben minimalizálható a káros egymásrahatás és a környezet lehűtése, viszont a felszíni helyigény annyira lecsökken, hogy a kutak közti anyagátvitel során csekély energiaveszteséggel kell számolni. A rendszer működéséhez desztillált víz szükséges, ami a vízkövesedést eleve meggátolja. A víznek a függőleges helyzetű, acél béléscsővel kiképzett furatba történő lejuttatását, illetve keringetését e célra méretezett szivattyúk segítségével lehet biztosítani. A második furatba juttatott gőzből a megfelelő mélységet elérve 270-280°C-os un. „száraz gőz” képződik, amely a nagy átmérőjű belső „termelő csőben” visszaáramolva közvetlenül vezethető a gőzgenerátor lapátokra. A rendszer az első munkalépcsőben elektromos energiát állít elő, míg a csökkent hőmérsékletű maradvány gőz energiája is hasznosítható akár második lépcsős generátorban, akár hőszolgáltatás céljára hőcserélőkön keresztül. A termelt elektromos áramból a szivattyúzás energiája fedezhető.

81 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

81


4.9. ábra: A Kovács Sándor-féle gőztermelő ikerkutak vázlata A szivattyúk által lejuttatott desztillált víz természetes nyomásállapotát kihasználó technológia segítségével az első furatban a számítógépes modell szerint 160-180ºC-ú ún. nedves gőzt állítunk elő, majd a második csőrakaton átvezetve 260-270ºC-os gőzt kapunk. A ma rendszeresített gőzturbinák gőz hőmérséklet igénye optimálisan 350ºC, vagy annál magasabb így a hatásfok javítása érdekében, kidolgozásra került egy kiegészítő technológia, amellyel a gőz hőmérsékletét 350ºC-ra lehet emelni, s ez sem igényel semmilyen fosszilis energia felhasználást, csupán a saját termelvényből való kismértékű visszaforgatást. A pontos gőzáram- és teljesítményértékeket a próbaüzem során lehet meghatározni és szabályozni. A Mely ikerkutas geotermikus hohasznosito energetikai rendszer rendszermodellje rendszeregységek elrendezését és kapcsolatait a 4.10. ábra mutatja be. I. sz. kút

II. sz. kút

Elektromos átadó Gõz turbina

160 C-180 C gõz

Elosztó hálózat

Fogyasztó

Elektro generátor

270 C-280 C gõz

Hulladék hõ Desztvíz üzem

Fûtési hálózat

Fogyasztó

Használati melegvíz

Fogyasztó

40 C- 50 C víz Szivattyúház

Hûtõ rendszer

350 l/sec teljesítmény

4.10. ábra Mély ikerkutas geotermikus hőhasznosító energetikai rendszer telepítési rajza 82

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


A szabadalomban leírt geotermikus rendszer lényegében sokféle geotektonikai környezetben telepíthető, a földkéreg számos pontján, ahol egyébként viszonylagos földrengésbiztonság garantálható, de a rendszer a becslések szerint a 4-5-ös erősségű földrengést – ha ez nem párosul több dm-es, m-es elvetődésekkel – biztonsággal elviseli. A rendszer haváriahelyzet esetén sem okoz környezetkárosító hatást. Nyilvánvaló, hogy a regionális és helyi földtani adottságok lényegesen befolyásolhatják a rendszer működését, hatásfokát és teljesítményét. Az ötletes szabadalom után érdeklődést mutattak amerikai és ausztrál szakemberek. Kérésükre, a már említett kifogásaink mellett elemeztük a megvalósítás technikai nehézségeit és kockázatait, melyek röviden az alábbiak.  E fúrások nagyteljesítményű, speciális fúróberendezést és anyagfajtákat igényelnek, a megfelelő referenciájú vállalkozások száma csekély.  A szükséges mélység (5000–6500 m) elérése szakaszos magvétellel, geofizikai (köztük termikus) szelvényezéssel vitelezendő ki, minimalizálva a lyukferdeséget, kerülendő minden káros feszültség ébredését, a berendezés deformációját.  Biztosítandó a kellően nagy induló átmérő, hogy a talp közelében még megfelelő belső tér álljon rendelkezésre a folyadékot levezető központi termelőcső és porlasztórendszer elhelyezéséhez, a minél nagyobb hőátvitel biztosításához.  A lyukfal megtartását biztosító béléscsövezet rendelkezzen a szükséges szilárdsági és hővezetési paraméterekkel.  A megfelelő felfűtöttségű területek sajnos valószínűleg szeizmikusan aktívak  A terv működőképességét nem támasztják alá sem modell-, sem terepi kísérletek  A tervező által számított teljesítménynek véleményünk szerint legfeljebb 20–25 %-a várható, mely idővel fokozatosan csökken, s kérdéses a gőzáram viselkedése is.  A rendszer kialakításánál nehézséget okoz a kutak kiépítésekor a külső és a belső cső központosítása, a gyűrűstér vastagságának azonos értéken tartása.  Emellett a beépítés költségeit növeli a két kút felső részeinek hőszigetelése is. Összességében arra a következtetésre jutottunk, hogy jelenlegi formájában a szabadalom nem valósítható meg, részben technikai, részben gazdasági okok miatt, s emellett túlságosan nagy kockázatot jelent a befektetői kör számára. A rendszer gyenge pontja ugyanis a kőzettest lehűléséből és az utánpótlódás csekély voltából következik. Ezeket a hiányosságok minimálisra csökkenthetők azáltal, hogy egy felső kéregbe, félmélységi zónába nyomult (2– 8km) magmatömeg közelében kellene kiképezni a furatokat. Mivel esetünkben ilyen feltételek nem állnak rendelkezésre, így a tervátalakításokat nem végeztük el. Kisebb mélységekbe telepíthető nem áramtermelési célú geotermikus energia kitermelése során szintén alkalmazható zárt rendszerű fúrólyukból kiképzett hőcserélő. A külső béléscsőrakatot a kb. 60–65°C-os zónáig vezetik le, a belső csőrakattól vákuumtérrel szigetelik el. Az alul zárt kettős béléscsőrakat a kívánt mélységig telepítendő, melyet a forgatott fluidum kívánt hőmérséklete határoz meg. A fluidum a gyűrűstérben jut le a csőrakat aljáig, és a belső térben áramlik vissza. A gyűrűstér és a belső cső között az igényeknek megfelelően egy plusz béléscső beépítésével szigetelő vákuumteret lehet létrehozni. A cső hőfelvevő felületén keresztül beáramló hőenergiát a munkaközegként használt desztillált víz felveszi és a felszínen egy méretezett tartályban lévő víztömegnek adja át, miközben visszahűl 50–60°C-ra. A rendszer üzemeltetéséhez a víz forgatására a rendszerelemekhez illeszkedő, méretezett teljesítményű szivattyú szükséges. 83 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

83


A rendszert kifejlesztő energetikus számításai szerint amennyiben a vizsgált zóna a lehűlést is figyelembe véve eléri a 120°C-ot, akkor a forgatott fluidum maximális hőmérséklete akár 85–90°C-os is lehet, így a fenti hőcserélésnél 25–30°C-kal kisebb hőmérsékletű vizet juttatunk vissza a csőbe. A hozam ismeretében így a kivehető hőteljesítmény számolható, a legnagyobb hőteljesítmény 23MW (257mm-es külső cső átmérőnél), ami egy jelentősebb termálkút értékével egyezik meg. A kitermelhető hőenergia teljesítményét ebben az esetben is jelentősen meghatározza a földtani háttér, az indukált hőáram nagysága és a kutak esetleges egymásrahatása. A vizsgált zónában, a termálvizek jelenlétében a hővezetésen kívül hőáramlásra is számolhatunk, így a hőutánpótlás biztosabbnak tűnik. A geotermikusenergia termelés hőtermelés hőmérsékletviszonyai zárt rendszerbeli kút esetében A 3. munkacsoport miskolci munkatársai (Dr. Bobok Elemér és Dr. Tóth Anikó) eljárást dolgoztak ki az egykutas zártrendszerű hőtermelésre, vizsgálva a művelet során lejátszódó termodinamikai folyamatokat, melynek részleteit számításokkal támasztják alá (Bobok – Tóth, 2009). Ennek lényegét az alábbiakban mutatjuk be. Legyen a zárt energiatermelő kút egyszerűsített formája az 4.11. ábra szerint. Egy béléscsövezett mélyfúrású kutat alul, perforálás nélkül lezárunk. A koaxiálisan beépített termelőcső és a béléscső közötti gyűrűs térben áramlik lefelé a felmelegítendő víz. Mivel a kút kőzetkörnyezete a mélység mentén egyre melegebb, az áramló víz útja során fokozatosan felmelegszik, miközben a kutat körülvevő kőzeteket lehűti. A kút körül így egy hengerszimmetrikus hőmérséklet-inhomogenitás, és a vele járó síksugaras, befelé irányuló vezetéses hőáram alakul ki. Ez szolgáltatja a rendszer hőutánpótlódását. A felmelegedett víz a termelőcsövön áramlik felfelé, miközben kissé lehűl.

4.11. ábra: Zárt energiatermelő kút egyszerűsített formája

84

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


A megoldást jelentő számítás alapja, hogy a kút szerkezetnek és kőzetkörnyezetének két, egymástól dz távolságra eső párhuzamos sík közötti szeletét vizsgáljuk, a rendszert két egységre bontva. Az egyik részrendszer az áramló folyadék, amelyben a konvektív hőátadás dominál, míg a konduktív hőterjedéssel jellemezhető zónák (a kőzettest, a csőfal és a cementezés) adják a másik egységet. Az egyszerűsítő feltételek a következők: Az érintetlen kőzettestben természetes geotermikus hőmérséklet-eloszlás található, amelyet a T  T0  mz K (4.1) lineáris függvény ír le. A ∞ index itt azt jelenti, hogy a kútnak, mint hőmérsékleti inhomogenitásnak hatása itt már nem érvényesül, akár egy „végtelen távoli” pontban. Az ebben szereplő m geotermikus gradiens értéke Magyarországon 0,04~0,06oC/m. Ezzel szemben a sugárirányú hőmérséklet-gradiens nagyságrendje a kút környezetében 4~5oC/m, így a két nagyságrenddel kisebb függőleges irányú hővezetés a kút környezetében elhanyagolható. A kőzettestben az érintetlen T∞ hőmérséklet R∞ távolságra esik a kút tengelyvonalától. Innen a fúrólyuk RF sugarával jellemzett hengerpalást-felületig tiszta síksugaras hővezetés alakul ki. Ennek dz tartományra eső hőfluxusát a   2π  k T  TF dz Q W (4.2) k R ln RF egyenlettel számíthatjuk, amelyben kk a vízzel telített kőzet eredő hővezetési tényezője. Könnyen belátható, hogy R∞ a kút beindításától monoton növekszik, aszimptotikusan tart egy állandósult értékhez. Így a nevezőben levő ln(R∞/RF) mennyiség is növekszik az idővel. Ennek megfelelően a tranziens hővezetési feladatokra vonatkozó hasonlósági invariáns, a Fourier-szám függvényében fejezhető ki: R k t ln   f F0  , ahol F0  k (4.3) ρ k c k R 2F RF Itt a ρk és ck a kőzet sűrűsége és fajhője, t a folyamat beindulása óta eltelt idő. A függvény gyakorlati megoldása kísérleti úton valósítható meg. Az f (Fo) tranziens hővezetési függvény analitikusan is meghatározható a hővezetés differenciálegyenletének megoldásából. Az állandó hőmérsékletet és az állandó hőfluxust véve peremfeltételül két szélső görbe adódik eredményként. A termelőkút bemenő hőteljesítményét a fenti egyenlettel számított hőfluxus képezi, amely a kútszerkezeten áthalad. A kútszerkezet hőátbocsájtási tényezője U2B , amelyet két vagy több mélységtartományra bontva kell meghatározni a kútszerkezet egységnyi vastagságú vízszintes metszetében, ahol a radiális irányú hőáram „sorba kapcsolt” termikus ellenállásokon halad keresztül. Utóbbiak tételesen meghatározandók a hővezetési ill. hőátadási tényező szempontjából. Önálló részrendszerként vizsgálandó a gyűrűs térben lefelé áramló folyadék, melyre a kútszerkezeten át érkező hőáram kényszerkonvekcióval adódik át. Egységnyi térfogatának belsőenergia mérlege számítható: 2 R 22B  R1K π  ρ f  c f  v GY  dTGY  2R 2BU2B TF  TGY dz  2R1BU1B TT  TGY dz (4.4) A kifolyó víz hőmérséklete általában 70–75 nap alatt áll be stacionárius érékre, mintegy 10oCot hűlve.





85 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

85


o 10 C (4.5)  1,54  10 6 75  24  3600 s A konvektív hőmérséklet-változás 2000m mély kútban, 25oC felmelegedés és 1m/s áramlási sebesség mellett: o T 25 o C C (4.6) v  1m / s   1,25  10 2 z 2000 m s

Így a T/t derivált nagyságrendje:

A termelőcsőben radiálisan kifelé áramlik a hő, melynek értéke számítható. A gyakorlati tapasztalatok szerint mind a gyűrűs térben, mind a termelőcsőben turbulens áramlás alakul ki. A turbulens áramlás sebességprofilja annál kiegyenlítettebb, minél nagyobb a Reynolds-szám értéke. Egyszerűsítésre ad módot az a tény, hogy a termelőcsőben és a gyűrűs térben a tömegáramok értéke ugyanaz, és a folyadék összenyomhatatlansága miatt a sebesség nem változik. Különböző egyszerűsítéseket, és behelyettesítéseket elvégezve végül adódik, hogy  cf  f d m TGY  TT  T  TF  K (4.7) 2  k k dz Összevonásokkal a TF hőmérséklet kiküszöbölhető és csupán a T érintetlen kőzethőmérséklet, valamint a gyűrűs térben és a termelőcsőben uralkodó hőmérsékletek különbsége marad az egyenletben. dTGY  TT  2  R 2 B  U 2 B k k  T  TGY   K/m (4.8)   c f  k k  R 2 B U 2 B f  dz m Mivel egy adott kútnál, adott nagyságú tömegáram esetén az egyenletben szereplő paraméterek értéke nem változik a mélységgel, áttekinthetőbbé válik a kép az  c f k k  R 2 B U 2 B f  m A m (4.9) 2R 2 B U 2 B k k jelölés bevezetésével. Ezt a hosszúságdimenziójú paramétert kútüzemi tényezőnek nevezzük. Ekkor a megoldandó differenciálegyenlet az dTGY  TT  A  T  TGY K (4.10) dz alakban írható fel. A kút béléscsövezésének teleszkópos jellege miatt célszerű a teljes mélységtartományt 2-3 olyan szakaszra bontani, amelyeken belül A valóban állandó, s a megoldást szakaszonként állítjuk elő. Hasonló alakú a termelőcsőben kialakuló hőmérsékletre felírható differenciálegyenlet. A részletek mellőzésével a gyűrűs tér hőmérséklet-eloszlása: D D   TGY  T0  mz  3 e x1z   TB  T0  3 e x 2z K (4.11) D D  A termelőcsőé pedig: 1 TT  T0  mz  B  D1e x1z  D 2e x 2z K (4.12) D Az egyenletekben szereplő D1, D2, D3, D, B, x1, x2 a rendszerre jellemző geometriából, üzemelési adatokból származtatott állandók, m a geotermikus gradiens. A kútfej és -talp hőmérsékleti adatai és a tömegáramok ismeretében számítható a hőmérséklet vertikális



86



TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


eloszlása, illetve annak várható változásai. A részletek az interneten elérhető tanulmányban láthatók (www.georen.unideb.hu). A vázolt összefüggések alapján a gyűrűs térben és a termelőcsőben áramló folyadék hőmérséklet-eloszlása a mélység függvényében meghatározható. A számítások során figyelembe tudjuk venni a keringetett folyadék térfogatáramának változását, a kútszerkezet konkrét kialakítását, a kút kőzetkörnyezetének anyagi jellemzőit és geotermikus viszonyait, a folyamat időfüggését, a besajtolt víz hőmérsékletének változását. E nagyszámú változó hatása numerikus szimulációval jól figyelembe vehető. Az eredmények fiktív vagy valós paraméterekkel jellemzett kutakra egyaránt számíthatók, általánosítható jellemzőiket különböző grafikonokba szerkeszthetjük. A számítások eredményei egyértelműen mutatják, hogy egy zárt ciklusú geotermikus energiatermelő kút teljesítménye jelentősen elmarad egy hagyományos hévízkútból nyerhető hőteljesítményhez képest Ennek oka, hogy a hőcserélő-kút csak vezetéssel kap energia utánpótlást, így a kis hőmérséklet-gradiensek miatt csak gyenge hőáram alakul ki. A kis intenzitású fűtés csak kis mértékben képes növelni a besajtolt folyadék hőmérsékletét. A termelőcső és a gyűrűs tér közötti hőcsere révén még ez a viszonylag kis lyuktalpi vízhőmérséklet is tovább csökken a kútfejig tartó áramlás közben. Gyakorlati alkalmazások számára feltétlen szükség van a termelőcső hőszigetelésére és hőszivattyú beépítésére, hogy a kitermelt hő nagyobb hőmérsékleten álljon rendelkezésünkre. Félig zárt rendszerű GEOHIL technológia A GEOHIL Technologies AG által ajánlott rendszerek alapja a nyitott fúrólyuk, melybe egy kitermelő és egy vagy több besajtoló csövet helyeznek, és a köztes részt kaviccsal töltik fel. A perforált besajtoló csövekből a fluidum a kavicsolt térrészben jut, és ott a kompakt kőzettesttel érintkezve felmelegszik. A termelőcső az alsó részén perforált, így abba a kavicsolt térrész legnagyobb hőmérsékletű fluiduma jut be. A termelőcső nem szigetelt, így a felszínre jutó fluidum hőmérséklete valamennyivel csökken. Ennek mértéke a kút mélységétől függ. A rendszer legfontosabb telepítési kritériuma a kompakt, repedésrendszerrel nem rendelkező kristályos kőzet, esetlegesen a kis porozitású üledékes kőzetek. Ez a feltétele annak, hogy a betáplált víz ne szivároghasson szét a kút környezetébe, ne legyenek beszivárgó sós vizek, a víz elsődlegesen tengelyirányban mozogjon, a lyukfal stabilan álljon. E svájci technológiát kezdetben kisebb mélységre alkalmazták, jelenlegi legnagyobb projektjük által megcélzott mélység 8600 m, a lyuk 4500 m-től nyitott. A tervezett fluidum hozam 130m3/h, a bemenő vízhőmérséklet 75°C, a kitermelt fluidum hőmérséklete a tervek szerint 155°C, a talphőmérséklet 260–265°C, a hőteljesítmény 12–12,8MW (Hildebrand, 2011). A pozitív kísérleti eredményeket hozó GEOHIL kutak tapasztalatai alapján elképzelhetőnek tartjuk egy Debrecen D-i határában megvalósítandó GEOHIL típusú termálkút telepítését (4.12. ábra, Kozák et al., 2010). A várható hőmérsékleteloszlás alapján a kút tervezett mélysége 5500–6500m körüli, aszerint, hogy hol érhető el biztonságosan a 270°C-os talphőmérséklet. A metamorf aljzat fölötti pannóniai és negyedidőszaki üledékeket, valamint a paleo-mezozóos aljzat felső töredezett zónáját béléscsővel kell kiképezni a rétegfluidumok kizárása és a környezettel való hidrokommunikáció megelőzése érdekében. A svájci kísérleti kutak paraméterei alapján joggal tételezhető fel, hogy kb. 120-130m3/h 150°Cos víz termelhető ki tartósan a kőzetváz lényeges lehűtése nélkül. Ha a metamorf aljzat hasadékrendszere bizonyos mértékig nyitott, az olyan kommunikációs lehetőséget hoz létre, 87 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

87


amely megnöveli a hőátadó felületet a kút környezetében anélkül, hogy jelentős vízveszteséggel számolnunk kellene. A várható hőteljesítmény 10–12MW.

4.12. ábra: Tervezett GEOHIL rendszerű geotermális kút egyszerűsített elvi vázlatrajza Debrecen D-i előterében (nem méretarányos) 4.3.2 Hőkinyerés kis mélységből A vizsgált debreceni rendszer bemutatása A sekély rendszerek telepítésének egyik legfontosabb primeroldali kérdésköre a méretezés, mely egyrészt gyakorlati eredményekre, másrészt matematikai modellekre támaszkodik. A tényleges terepi mérések a nehéz kivitelezhetőség miatt kevés helyre korlátozódnak, így a Debrecen határában létesített Megújuló Energia Alkalmazási Központ (Ragoda dűlő 5.) adatrendszere nemzetközi szakmai érdeklődésre is számot tarthat. Az iroda és raktárépület kialakításánál az alternatív és megújuló energiaforrások maximális felhasználása volt a legjelentősebb cél. A különböző fajtájú energiahordozók hasznosításának vizsgálatára mérőberendezések kerültek beépítésre, melyek az üzemszerű működési környezetet jellemző paramétereket mérik (www.fold-energia.hu). A projekt tárgyát képező irodaépület jellegét tekintve alapvetően alacsony energiafelhasználású. Az épületben alacsony hőmérsékletű fűtési rendszert installáltak, mely központi fűtésű-hűtésű padlót, falfűtést és szerkezettemperálást is magában foglal. A projekt tárgyát képező épületben a hűtési rendszerek közül a felülethűtés rendszerét alkalmazzák, 88

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


amely jellemzően hőszivattyús rendszerek részeként a talaj alacsony hőmérsékletével hűti az épületet (4.13. ábra).

4.13. ábra: Ing-Reorg Kft. által üzemeltetett épület és a környezetében telepített szondák és vakszondák elhelyezkedése A hőszivattyú jóságfokának meghatározása céljából külön fogyasztásmérő áll rendelkezésre az elektromos hálózaton, illetve hőmennyiségmérők segítségével meghatározható a megfelelő termelt hőmennyiség. Mindamellett, hogy különböző megújuló energiaforrások alkalmazása és egyben megfigyelése történik (geotermikus, napenergia), a talajszondák esetében összehasonlítható a különböző mélységű szondákból kinyerhető pontos energiamennyiséget is. Az irodaépület északi és keleti oldalán 16 db talajszonda került beépítésre az iroda fűtési, hűtési és használati melegvíz igényének ellátására. Ezek legfontosabb adatai az alábbiak:  9 db Stiebel Eltron Kft. által szállított DN 32 átmérőjű 50 méter hosszúságú, PE100-as anyagból (polietilén) készült 4 csöves szonda  6 db a Rehau Kft. által szállított DN32 átmérőjű 100 méter hosszúságú négycsöves talajszonda PE-Xa anyagból (nagynyomáson térhálósított polietilén)  1 db Rehau Kft. által szállított DN 40 átmérőjű 100 méter hosszúságú kétcsöves talajszonda, PE100-as anyagból (polietilén). A talajkollektor adatai:  A kollektor hossza 114 méter.  Terület: 64 m2  Fektetési távolság: 60 cm  Anyaga: PE100 A szondákra különböző mélységben hőmérsékletérzékelőket szereltek, így a talaj hőmérséklete is mérhető. A jelen kutatásban felhasznált talajhőmérséklet-értékeket 160 db NTC 12k típusú talajhőmérséklet-érzékelő szolgáltatta. A fent említett 16 szondán kívül a 9., 89 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

89


10. és 14. szondától 0,5, 1, 2, 3 és 5 m-re különböző mélységben szintén mértük a hőmérsékletet, így a hőkivétel és hőbetáplálás távolhatása viszonylag pontosan becsülhetővé válik. Az épület gépészeti rendszerei kiterjednek a hűtési funkció ellátására is, ugyanis egy mai korszerű irodaépület energetikai mérlegének megállapításához elengedhetetlen a nyári időszakban felmerülő hűtési igény meghatározása is. A nyári üzemmódban a rendszert passzív hűtési üzemmódban üzemletetik, ami azt jelenti, hogy a hőszivattyút kikerülve egy hőcserélőn keresztül hűtjük az irodát. A hűtési célú energiaigény jól dokumentálható a szondákból érkező vízhőmérsékletek különbségeivel. A szolgáltatott hőmérsékletek a kutatás jelenlegi állapotában 2007 szeptembere és 2010 augusztusa között kerültek kiértékelésre, valamint egy 2011 áprilisában folytatott hőszondateszt adatait dolgoztuk fel. A vizsgálatokba az aktív hőcserélő felületek melletti hőmérsékletérzékelők óránkénti átlagolt értékeit és a távolhatást vizsgáló hőmérsékletérzékelők napi átlaghőmérsékleteit vontuk be. Jelen tanulmányunkban a hőmérsékletérzékelőket a hőcserélőkben X-Z, az ún. vakszondákban X_Y-Z alakban jelöljük, ahol X a szonda száma, Z a mélység, Y pedig a vakszonda távolsága a hőcserélőtől. Vizsgálati módszerek Feltételezve, hogy a vizsgált térrészben a legjelentősebb hőterjedési mód a hővezetés, a bolygatás előtti hőmérséklet mélységfüggése az alábbi (Goguel, 1976):

T ( z, t )  T0  z  Ae  z  / 2 sin(t    z  / 2 ) K (4.13) ahol T(z,t) – z mélységben [m], t [s] időpontban mért hőmérséklet [°C], T0 – a talajfelszíni átlagos hőmérséklet [°C], A – éves hőmérsékleti amplitudó [°C], ω – éves körfrekvencia [rad/s],  – éves fázis a földfelszínén [rad], γ – geotermikus gradiens [°C/m], α – hőmérsékletvezető-képesség [m2/s]. A hőkitermelés hatására megváltozó hőmérsékletmezőben időben és térben nagyon változatos hőterjedés zajlik. Ez szoros kapcsolatban van a kitermelt energia hőteljesítményével, és a további kutatások részét képezi. A vizsgálat kiterjedt a bolygatatlan talajhőmérséklet mélység szerinti változására, a talajfelszín hőmérsékletének behatolására a mélyebb rétegekbe, a kitermelés által kialakított hőmérsékletmező vizsgálatára és az éves hatás kimutatására. Feltéve, hogy bizonyos időpontokban a hőkivétel stacionárius jellegű, a Furier I. törvény alapján  T q  r  const. r

W/m2

(4.14)

K

(4.15)

A differenciálegyenletet a

dQ r T (r )  T (r0 )  dz ln  2  r0

90

  

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


alakú függvények elégítik ki, ahol: r – fúrólyuk tengelyétől mért távolság [m]; T – dQ hőmérséklet [K]; λ – hővezetési tényező [W/mK]; – vonalmenti hőáramsűrűség a dz szondaköpeny peremén [W/m]. A modellben az állandósult hővezetésre vonatkozó összefüggéseket közelítésként használhatjuk fel. Eredeti hőmérsékletadatok meghatározása Az eredeti hőmérsékletértékek megállapítása az első beüzemelési időszak előtti hőmérsékletértékek segítségével történt (Buday, 2009, Török, 2011, Samu, 2011). A fúrás és szondatelepítés során fellépő hőmérsékleti zavarások hatásait ezzel a módszerrel nem tudjuk kiszűrni, de feltételezzük, hogy a telepítés és az első felhasznált adatsor rögzítése között eltelt idő ezeket a hatásokat jelentősen csökkentette. A szondák környezetében 2007. szeptember 28-án mért hőmérsékletek átlagát a mélység függvényében a 4.14. ábrán mutatjuk be.

4.14. ábra: Az egyes szondákban adott mélységekben számolt éves átlaghőmérsékletek és az illesztett egyenes A kisebb mélységben található hőmérsékletek szórása nagy, a felszínközeli értékek magasabbak a 25, illetve 40m mélységben mért értékeknél. Ennek az lehet az egyik oka, hogy a felszínről behatoló „hőmérséklet-hullám” maximuma a szeptemberi időszakban ebben a tartományban van. A 25–90m közötti értékek átlagára illeszkedő egyenes meredeksége, azaz a geotermikus gradiens 0,034°C/m. A talajhőmérsékletek éves változásának dinamikája egy adott pontban egyszerű közelítésként harmonikus függvénnyel írható le. Elvégeztük az értékelhető adatsorokra a függvényillesztést (4.15. ábra). A legjobban illeszkedő függvények:

T10 _ 35 (t )  12,72  0,46  sin(t  2,09)

°C

(4.16a)

T10 _ 55 (t )  12,40  1,14  sin(t  2,24)

°C

(4.16b)

T14 _ 25 (t )  11,97  1,02  sin(t  1,83)

°C

(4.16c) 91

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

91


T14 _ 35 (t )  10,71  1,00  sin(t  2,03)

°C

(4.16d)

T14 _ 55 (t )  11,86  1,10  sin(t  2,04)

°C

(4.16e)

5m mélyen az átlagos hőmérséklet 11,9°C, az eves hőmérsékletváltozás jellemzően 1°C (4.15. ábra). Az átlagos fázis 2,05rad, a szórás 0,14rad. Ennek ismeretében becsülhető az üledékösszlet felső 5 méterének „látszólagos” vertikális hőmérsékletvezetési tényezője.

 

2 z1  7 m , a szórás 8,66∙10-8 m2/s.  6 , 01  10 2 2 s 2

(4.17)

4.15. ábra: 5 m-en mért adatok az illesztett függvényekkel Az elemzéseket a 10m mélyen mért értékekre is elvégeztük, az amplitudók alapján ebben a mélységben az éves hőingás már kisebb, mint 1°C, bizonyos helyeken gyakorlatilag nulla, vagy a kitermelés által létrehozott hőmérsékletváltozás felülbélyegzi. Így a külső hőmérsékletváltozások hatása becslésünk szerint az épület környezetében maximum 15m mélységig lenne kimutatható. A jelenleg működő érzékelők az elhelyezkedésük révén ezt a becslést igazolni nem tudják. A kitermelés során kialakuló talajhőmérséklet-változások A szondák működésének hatása a korábbi kutatások alapján (Buday, 2010, Buday – Török 2011, Török 2011, Harman 2011) elsősorban közvetlen közelükben mutatható ki. A 9. szonda esetében a vizsgált időszakban két huzamosabb ideig történő fluidumcirkuláció történt: október-november és január-április. Az intenzív hőkivétel következtében a hőcserélő felületen a hőmérséklet rövid időszakokra fagypont alá is süllyedt, a hőmérsékletcsökkenés 0,5 és 1m távolságban gyakorlatilag rövid időn belül kimutatható. A decemberi leállás idején a hőmérsékleti egyensúly viszonylag gyorsan visszaállt (4.16. ábra).

92

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


4.16. ábra: A 9-es (fent) és 14-es (lent) szonda környezetében mért hőmérsékletértékek 10m mélyen az első üzemelési évben A 14. szonda esetében október elejétől január közepéig jelentős hőmérsékletcsökkenés történt, melyet viszonylag jelentős időbeni csúszással követnek a 0,5 és 1m-re telepített érzékelők által mért adatok. Január közepétől március közepéig a szonda hőmérsékletadatain a hőcserélési folyamat hatása csak néhány alkalommal jelentkezik (4.16. ábra). A kvázistacionárius állapotokat akkor érhetjük el, ha huzamosabb ideig közel azonos hőkivétel történik egy szondán. Az első üzemévet jellemző hosszú működtetési periódusok végén mért adatok alklamasak az elemzésekre (4.17. ábra). A kapott T(lnr) összefüggések lineárisak, a meredekségük az ábrán leolvasható. Ebből a szondák hőfelvétele az adott mélységben meghatározható. Ez a 10 és 14. szondák közelében 40–50W/m közé esett, ami a tervezési segédletekben meghatározott értéknek megfelelő. 93 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

93


4.17. ábra: A kvázistacionárius állapotok T(r) függvényének képe szemilogaritmikus tengelyű diagrammon ábrázolva az illesztett egyenesekkel Megvizsgáltuk a talaj hőmérsékletének első éves változását a fűtési szezon előtti, utáni és a következő fűtési szezon eleji értékek felhasználásával. A szeptember végi hőmérsékleti adatokat összehasonlítva a március végi hőmérsékletekkel, a szondákhoz közeli zónák (0,5m és 1m) hőmérséklete akár 0,5–5,5°C-kal is csökkent. A távolabbi vakszondák esetében a maximális hőmérsékletcsökkenés 1,5–1,87°C, az átlagos csökkenés 2 és 3m-en 0,6–0,7°C (4.18. ábra). A nyári félév végén a jelentősebb hőmérséklet különbségek szintén a szondáktól 0,5m távolságra levő hőmérők esetében jellemzőek, de az eltérés kisebb, mint 2°C, több esetben hőmérsékletnövekedés mutatható ki. A hőcserélőktől távolabbi térrészek elsősorban a passzív hűtés hőbetáplálásának köszönhetően az első fűtési félév előtti hőmérsékletüket 0,5°C-on belül visszanyerték (4.18. ábra).

4.18. ábra: A hőmérsékleti adatok változása a szondáktól való távolság függvényében

94

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Összefoglalás A vizsgált szondák környezetében az eredeti hőmérséklet-eloszlás legfontosabb tulajdonságai az alábbiakban foglalhatók össze. 5m-es mélységben az éves ingadozások hőmérsékleti amplitúdói 2–3°C-osak, a vizsgált zónában a hőmérsékleti görbék lefutása ebben a mélységben elég egységes. A hőmérsékletfüggvény fáziseltolódása a felszíni értékekhez képest kb. 4 hónap. 10m-es mélységben az éves ingadozások amplitúdója már kisebb, mint 1°C, bizonyos szondákban már gyakorlatilag ki sem mutatható. A hőmérsékletmező ebben a mélységben változatosabb, mint 5m-en. A fáziskésés az 5m-es zónához kb. 10 hónap, a felszínhez 14 hónap. A geotermikus gradiens becsült értéke a területen 0,034°C/m. Ez az érték kisebb, mint a területre a nagyobb mélységű kutak adataiból kapott geotermikus gradiens érték, melynek oka lehet akár rétegvíz-kitermelés hatására beinduló leáramlás. A kitermelés hatása a szondák környezetében rövid időn belül érződik, a kitermelés megszűnésekor azonban a környezetből viszonylag gyorsan pótlódik a hőenergia. A kitermelés távolhatása 3m-ben még kimutatható, így a szondák minimális telepítési távolságát 6m-nél nagyobbnak javasoljuk. A fűtési félév végén az üledékek hőmérsékletének csökkenése egyes szondák esetében meghaladja az 5°C-ot, de a nyári passzív hűtés hőleadásának következtében a hőmérsékletek visszaálltak az eredeti értékekre. Így a földhőhasznosítás e bemutatott példája hosszabb távon fenntartható. Modellvizsgálat (CaRM) vertikális csatolt talajszondákra felfűtött környezetben Közép- és Dél-Európában a neutrális öv aljáig (~20m) a hőmérséklet alapesetben az évi átlag középhőmérsékletnek megfelelően 12–17°C. Vannak azonban geotermikusan felfűtött körzetek, ahol a hőmérséklet a felszín közelében elérheti a 30–80°C-ot is. Ilyen esetekben rendkívül kedvező a talajszondás hőkitermelés, mivel ritkítani lehet a szondák számát, csökkenteni a mélységét, s ezáltal a fajlagos költséget, miközben az átlagosnál lényegesen nagyobb energiamennyiségek nyerhetők ki. A programunkhoz kapcsolódó pádovai kutató Michele de Carli és kutatócsoportja Észak-Olaszország egy geotermálisan erősen felfűtött körzetében végzett ilyen kísérletet, melynek eredményeit vázlatosan az alábbiakban mutatjuk be. A vizsgálati körzet (4.19. ábra) az Euganea dombvidék előterében húzódó ~23km2-es sík felszín, a Veneto régióban. A terület gyógyfürdőit biztosító termálvizekről számos szakirodalmi forrásmű jelent meg (pl.: Antonelly et al., 1995, Fabbri – Trevisani, 2005). A nagy hőmérsékletnek és a rendszer nagy belső nyomásának elviseléséhez a szondafúrásoknál kedvezőbb tulajdonságai miatt az ún.: PE-Xa műanyag csöveket használták. Ez az anyag 90°C-os hőmérsékleten 6,9bár nyomáson 15 éven keresztül megőrzi eredeti tulajdonságait. A kísérletektől egyrészt a felfűtött területen telepíthető szondaháló méretezésének pontosítását remélték, másrészt feltételezték, hogy a 100m-es szondák adatai analóg módon kiterjeszthetők a normál hőeloszlású területek mélyebb fúrásaira is. Az itt bemutatásra került modellben a hőtranszfer kizárólag hővezetéssel (kondukció) történik. Egy másik hőtranszfer típust a konvekció mozgatta talajvízmozgás jelenthet. Természetesen mind a hidraulikus gradiens által okozott regionális talajvíz áramlás, mind a rezervoár terület megnövekedett hőmérséklete által kiváltott természetes konvekció is aktív lehet (Hellström, 1991).

95 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

95


4.19. ábra: Az Euganea geotermális terület törései és izotermái 150 m-es mélységben (forrás: Antonelli et al., 1995).“T.”: Terme (pl.: “Abano Terme”) A szondafúrások kiképzésekor a furat fala és a szondatest közötti teret jó hővezető közeggel töltik ki, mivel ez meghatározó az U alakú, közvetítő közeget szállító cső környezetében uralkodó hőáramértékek hasznosulásakor (Kavanaugh – Rafferty, 1997). A talaj összetett rendszer, melynek termofizikai képességét az ásványos alkotók a porozitás és a víztartalom együtt határozzák meg, s ez az eredő hővezető képesség az ún. szondateszttel definiálható. Az 4.20. ábra mutatja be a szonda test és környezetének viszonyrendszerét, melyben a hőterjedés egy hengerszimmetrikus geometria szerint valósul meg. A furat tengelyétől különböző távolságokra kell vizsgálnunk adott sugarú hengerpalástok mentén a hőeloszlást. Az rmax az a távolság, ahol a talaj hőmérséklete már a zavartalan állapotnak felel meg (Tg). Ennek értéke a talaj termális diffúzivitásától és a szimuláció, vagy működés időtartamától függ. Hűtés, vagy fűtés esetén a hőeloszlás az ún.: vonal-forrás módszerrel (Ingersoll et al., 1954) határozható meg.

4.20. ábra: A vertikális talajszonda hőeloszlási modelljének grafikus megközelítése

96

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Figyelembe kell venni a hőáramot, a mérés időtartamát és a talajból kivont éves átlagos nettó hőmennyiséget egy 10 éves periódusra számolva (Kavanaugh – Rafferty, 1997). Gyakorlati megfigyelések szerint a hőváltozások a talajvíz mozgásától függetlenül 8–10m-es távolságig oszolhatnak el. A modellkísérlet során 3 féle típusú elterjedt talajhőcserélőt alkalmaztak: U cső, dupla U cső, koaxiális csövek. A modellezésben a furatot körülvevő földtani közeget m magasságú átfedő szeletekre tagoljuk, az 4.20.b ábrán látható módon. A furat szintén m magasságú szeletekre osztott. Két átfedő rész között csak a sugárirányú hőáramot vesszük figyelembe, s a függőleges hőterjedéssel nem számolunk. Ezáltal bármely gyűrűs térben a hőmérséklet csupán a sugártól és az időtől függ. A függőleges szondafurat körül hengerszimmetrikus teret tételezünk fel. Következésképpen minden (m) szeletet a furat tengelyétől különböző távolságra, n gyűrűs térre osztunk fel (4.20.b, c ábra). E hipotézis szerint, az általános j-edik talajréteg esetén az i-edik (i=1,…, n-1)gyűrűs területre (4.21. ábra) a következő egyenlet írható fel: T  j, i   T  j, i  T  j, i  1  T  j, i  T  j, i  1  T  j, i  W (4.18)   C  j, i   R j, i  1 R j , i   A utolsó gyűrűs területre (i=n) (rétegre) a zavartalan talaj hőmérsékletének határállapotát figyelembe véve az egyenlet a következő: T  j, n   T  j, n  T  j, n  1  T  j, n  Tg  j   T  j, n    C ( j , n)  R j, n  1 R j , n  

W

(4.19)

ahol: az i-edik gyűrűs térre és a j-edik szeletre vonatkoztatva: C(j, i) – a hőkapacitás, R(j, i) – két szomszédos gyűrűs tér termális ellenállása, T(j, i) – a jelenlegi átlagos hőmérséklet, T(j, i) – az átlagos hőmérséklet az előző idő lépcsőben, Tg(j) – a zavartalan talaj hőmérséklet.

4.21. ábra: A szondafúrás földtani környezetének modellje a hengerszimmetrikus köpenyfelületek közötti térrészekkel 97 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

97


Fúrólyuk modellezés a felfűtött terület szondafúrásában A talajszonda csőfala és a furat fala közötti hőátadás a csövek helyzetétől, a kitöltő anyag termális tulajdonságaitól, elsősorban a hővezetéstől és a csövek termális tulajdonságaitól függ. Amennyiben figyelembe vesszük a csöveken belüli konvekciós termális ellenállást is, ezeket a hatásokat egyetlen paraméterrel jellemezhetjük, a furat ún. termális ellenállásával, amit az irodalomban Rb-vel jelölnek. Rb értékelés nagyrészt a talajszonda elhelyezésétől és a kötőanyag hővezető képességétől függ. A bélés termális ellenálló képességének számítására két megközelítést használnak, Paul (1996), valamint Remund (1999) és Hellström (1991) módszereit. Az első egy alak-faktort alkalmaz: 1     r b   Rbackfill  grout   0    routsideof pipes       

1

K/W

(4.20)

0 és 1 paramétereket a 4.1. táblázatban összefoglalt mérésekkel meghatározott effektív furat ellenállásra illesztett görbéből kapjuk (Remund, 1999). 4.1. táblázat: A fúrás termális ellenállásának értékeléséhez használt együtthatók Elrendezés (A) 20,10 -0,9447

0 1

(B) 17,44 -0,6052

(C) 21,91 -0,3796

A hőközvetítő folyadék működésének modellezése A konvektív hőtranszfer együtthatót a Reynolds számot figyelembe vevő egyenleteken keresztül értékelhetjük. Olyan áramlási sebességeknél, amikor a Reynolds szám 2100-2300 alatt van az áramlást általában laminárisnak vesszük. A sebesség növekedésével az áramlás fokozatosan turbulenssé válik. A turbulens áramlás teljesen akkor alakul ki, amikor a Reynolds szám nagyobb lesz, mint 10000. A két érték között az áramlás az un. átmeneti állapotban van. Emiatt a modellünkben a konvektív hőtranszfer együtthatót a (4.21) (Schlünder, 1983), (4.22) (Schlünder, 1983) és (4.23) (Dittus – Boelter, 1930) egyenletek segítségével számítjuk: 1/ 3

98

D  Nu  1.61   Re Pr  L 

(Re < 2000)

(4.21)

  D 2 / 3  Nu  0.116  Re 2 / 3  125 Pr1/ 3  1       L  

(2000 < Re < 10000)

(4.22)

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Nu  0.023  Re0.8  Pr1/ 3

(Re > 10000)

(4.23)

ahol D a cső belső átmérője és L a cső hossza. Fúrólyuk elrendezés modellezése Fúrásmező modellezéséhez szükséges, hogy a szomszédos fúrólyukak egymásrahatását is figyelembe vegyük. Amennyiben két kút d távolságra van egymástól, relatíve közel, akkor feltételezhetjük egy adiabatikus felület létét d/2 távolságban (4.22. ábra). Általánosságban, ha veszünk egy bizonyos furat elhelyezést egy területen, akkor feltételezhetünk néhány adiabatikus felületet a szomszédos furatok között félúton, amennyiben d
4.22. ábra: Egy fúrásmező modellezése a szondafúrások elhelyezési hálójával Ebben az esetben a modellnek figyelembe kell vennie a hőt tároló közeg effektív mennyiségét. Ennek érdekében a furatokat 6 típusba soroljuk (4.23. ábra): „0” típus, szabad területen lévő furat; „1” típus, egyedüli furat közelében lévő furat; „2A” típus, két azonos oldalon lévő furathoz közeli furat; „2B” típus, két szemközti oldalon lévő furathoz közeli furat; „3” típus, három furattal körülvett furat; „4” típus, négy furattal körülvett furat Ha az átlagos sugár rm(i)<=d/2, a maximum egész gyűrűs teret (a 4.23. ábra szaggatott körvonalai), az ellenálló és tároló képességeket a fentebb bemutatott módon kell számítani. E határérték fölött más egyenleteket használunk. A 4.23. ábra több fúrólyuk típust mutat be. Ezek kombinálásával bármely furat elrendezést modellezhetünk. Az eddig tárgyalt problémákat figyelembevéve egy önálló U cső esetében n+3+2 egyenletet írhatunk fel minden j-edik rétegre, tehát az egyenletek teljes száma m*(n+5). Egy dupla U csőre m*(n+5+4) egyenlet írható fel. A koaxiális csövekhez ugyanannyi egyenlet kell, mint az önálló U csövekre. Minden fúrástípusnak megvan a saját lineáris egyenlet rendszere; a vizsgálatunkban szereplő területen jelenlévő furat típusokra az egyenlet 99 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

99


rendszereket egyenként kell megoldani: ez esetben nincs szükség nagy tárolókapacitású számítógépre és a számítás is kevesebb időt vesz igénybe. Mivel a probléma tranziens jellegű, minden csomópont hőmérsékletét meg kell adni a szimuláció kezdetén és ezt általában a zavartalan földtani közeg hőmérsékletével egyenlőnek tételezzük fel.

4.23. ábra: Különböző fúrólyuk típusok példái a modellezéshez Összefoglalva a CaRM bemeneti adatait: Talajadottságok minden szubrégióra: vastagság, hővezetőképesség, fajhő, sűrűség, zavartalan talaj hőmérséklet; folyadék jellemzők: áramlási arány, fajlagos hő, sűrűség, viszkozitás, hővezetőképesség; fúrólyuk jellemzők: hőszonda típusa, külső átmérő, cső jellemzők, hőellenállás cső és cső között, valamint a csövek és a furat külső felülete között (önálló és dupla U csövek esetében); fúrólyuk mező: furat távolság és típus; működés: szimuláció időintervalluma, folyadék hőmérséklet minden időlépcsőre, a berendezés rendszer állapota (működő, álló), fúrólyukak kapcsolódása; változók diszkrétizálása: szimulációs időlépcsők és háló (maximum sugár rmax, mélységi osztások száma, sugárirányú osztások száma). A dupla U csővek esetében választhatunk a két U cső sorba rendezése (4.24. ábra), vagy párhuzamos összekapcsolása között egy bélésben, ahol a furat bemeneti nyílása az 1. és 3. csöveknél van. Ha a két U csövet sorozatban kötöttük össze, akkor a második U cső (3. és 100

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


4. csövek) bemeneti nyílása az első cső (1. és 2. csövek) kimeneti nyílása is egyben. Ebben az esetben azonban a nyomás lecsökken és a hőkinyerés korlátozottá válik.

4.24. ábra: A fúrólyuk és a talajszondák különböző típusainak modellezési sémái A modell eredménye minden egyes csomópont hőmérséklete T(j, 1), …, T(j, i), …T(j, n) és következésképpen minden egyes szelet hőárama q(1), …q(j), … q(m). A furatból visszaáramló folyadék hőmérsékletét is számolhatjuk. Ezáltal a környező földtani közeggel kicserélt teljes hőteljesítményt megbecsülhetjük. A szondafúrások jellemzőinek terepi mérése A tanulmány e részében a cél az, hogy a furatok valóságos viselkedését ellenőrizzük a modell előrejelzésének ismeretében. Ennek érdekében két különböző méréssorozatot végeztünk el, egy hagyományos hőeloszlású területen és másikat olyan területen, ahol a szokottnál nagyobb a hőmérséklet. A hagyományos mérést Mestré-ben, (Velence, Olaszország) egy felújítás alatt álló irodaépület területén folytettuk le. A HVAC rendszer mennyezetbe épített hőközvetítő panelekből és levegőből áll. A tervezett teljesítmény igény 100kW fűtés és 120kW hűtés esetén. Az új berendezés egy hőszivattyúból áll, melyet a talajhoz egy függőleges dupla U csöves talajszonda zárt hurka csatolt. A rendszerbe 30db 100 101 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

101


méteres fúrás lett beépítve úgy, hogy minden fúrás és a két U cső párhuzamosan csatolt ugyanolyan bemeneti hőmérséklet mellett. A hővezetőképességi egyenérték és a zavartalan talajhőmérséklet megadásához szondatesztet végeztünk el. Természetesen a talaj termális adottságait meg lehetne becsülni csupán az irodalmi adatok alapján is, de egy-egy talajtípusra meglehetősen sokféle érték található. Lényegesen pontosabb adatokat kaphatunk tehát a helyszíni szondateszt alkalmazásával (Austin, 1998, Gehlin, 1998; 2002, Kavanough, 2000). A mi esetünkben a tesztet hűtés során végeztük el tehát a rendszer elektromos ellenállást használ, amikor a furatba szállított vizet fölmelegíti (4.25. ábra). Ha az elektromos ellenállás helyett hőszivattyút alkalmazunk, mind hőkivételi, mind hővisszatáplálási kísérleteket végezhetünk el (Wittel et al., 2002), azonban az utóbbi esetben a bemeneti teljesítmény stabilitására fokozottan oda kell figyelni. A folyadék keresztüláramlik a fűtőn miközben a bemeneti és a kimeneti hőmérsékleteket regisztráljuk (4.25. ábra).

4.25. ábra: Az esetünkben alkalmazott szondateszt berendezés A zavartalan talajhőmérséklet meghatározásához a folyadékot először hő betáplálása nélkül áramoltattuk keresztül a rendszeren. A csövezés mentén az átlagos folyadék hőmérsékletet mértük, ami a zavartalan talajhőmérséklettel egyezik meg (Gehlin, 2002). Jelen folyamatban igen fontos figyelnünk a keringető szivattyú zavarására, mivel annak hője jelentősen növelheti a folyadék hőmérsékletét. A teszt adatait felhasználandó a bemeneti folyadék hőmérséklete bemeneti adatként szolgált a CaRM-hez, míg a szimulációs eszköz kimeneti hőmérsékletét összehasonlítottuk a mért értékkel. Ehhez 20, egyenként 5m mély réteget alkalmaztunk; a maximális sugarat 10mnek vettük és 20 gyűrűs térrel számoltunk a furat tengelyétől, s az expanziós faktort 1,2-nek vettük. Az expanziós faktor az éppen a számításban szereplő gyűrűs tér vastagságának és az előző térrész vastagságának az aránya. A CaRM szimulációban egy szabad területen lévő furattal számoltunk (0. típus a 4.23. ábrán). A szimuláció idejét 600s-ra állítottuk be. Az anomálisan felfűtött területen végzett szondateszttel való összehasonlítás E vizsgálathoz egy szondateszt gépet fejlesztettünk ki az ASHRAE kézikönyv ajánlásai alapján. A gép egy adatrögzítőt, szabályozó egységet és egy hőgenerátort magába foglaló központi egységből, valamint egy hűtőt tartalmazó második egységből áll (4.26. ábra). A rendszernek van vezeték nélküli csatlakozója, ami távirányítást tesz lehetővé nem csupán hiba esetére, hanem a valós idejű mérési trendek ellenőrzésére is.

102

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


4.26. ábra: Szondateszt fűtési és hűtési célokhoz a csövezés szigetelése előtt A zavartalan talajhőmérséklet meghatározásához a folyadékot először hő betáplálása nélkül áramoltattuk keresztül a rendszeren (4.27. ábra). A mérést a geotermális talajszonda beépítése után 10 nappal, tehát stabil körülmények között végeztük el. A szondatesztet mind fűtési, mind hűtési viszonyok mellett elvégeztük. A fűtés során végzett tesztnél a geotermális hőszondában cirkuláló vizet elektromos ellenállás rendszer fűti fel. A következő adatokat mértük percenként: a szivattyú és az ellenállás elektromos energia fogyasztása, a szonda bemenő és kiáramló vízének hőmérséklete, külső hőmérséklet, áramlási hozam. A talaj hővezető képességét a szondateszt eredményei (4.28. ábra) alapján ebben az esetben 1,78W/(mK)-nek mértük.

4.27. ábra: A hőmérsékletek függőleges szelvénye

103 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

103


T rend of A verag e T emperature - Heating c as e Averag e T emperature heating Averag e T emperature c ooling L og . (S tability temperature heating )

S tability temperature heating S tability temperature c ooling L og . (S tability temperature c ooling )

60 y = 2.2882L n(x) + 26.426 2 R = 0.9809

T emperature [ °C ]

55 50 45 40 35 30

y = -2.2119L n(x) + 53.375 2 R = 0.9748

25

1.0E +06

1.0E +03

1.0E +00

20

L n(T ime) [ s ]

4.28. ábra: A fűtési és hűtési tesztek hőmérsékleteinek logaritmikus szelvénye Modellvizsgálati próba A modellvizsgálatot egy átlagos észak-olaszországi családi házon (160m2 alapterület) végeztük el. A fűtés a házban padlófűtés és egy mechanikus szellőztető rendszerrel (0,5m3/h külső levegő) számoltunk, amelynél 50% érzékelhető hőmegtakarítással számoltunk. A fényt át nem eresztő falak U=0,3W(m2K) hőátbocsátási tényezővel rendelkeznek, a fényes felszínek U=1,5W(m2K) hőátbocsátási tényező jellemzi, a sugárzási faktor g=0,35. Két esettanulmányt vizsgáltunk. Az első esetben a zavartalan talajhőmérséklet állandó a mélység változásától függetlenül, értéke 15,7°C. A második esetben a 3. ábra hőmérsékleti szelvényét alkalmaztuk. Mindkét esetben a talaj hővezető képessége 1,75W/(mK), térfogat hőkapacitása pedig 2,4MJ/(m3K). Az elemzést PE-Xa-ban lévő dupla U cső alapján végeztük. A cső külső átmérője 32mm, a belső átmérője 26mm volt. A furat átmérője 140mm. Az első esetben a hőszonda teljes hossza 120m, míg a második esetben 80m volt. A furatnál az áramlási arány 0,5kg/s. A területen a súlyozott talajhőmérséklet különbség a 80m mélységig ~30°C. A 4.29. és 4.30. ábrákon a kontrol területen mért eredményeket mutatjuk be, míg a 4.31. és 4.32. ábrákon a geotermikusan felfűtött területen mért eredményeket közöljük. A fűtési szezon idején a nagyobb talajhőmérséklet előnyei nyilvánvalók: az általunk vizsgált területen rövidebb (33%-al kisebb) szondára volt szükség, ami csökkentette a beruházási költséget, ugyanakkor az átlagos COP-t 4,3-ról 5,3-ra növekedett, ami 23%-al kevesebb működési költséget jelent.

104

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

4.30. ábra: A hőszivattyú COP-je a kontroll területen

4.29. ábra: Beáramló és kifolyó folyadék hőmérséklete és a talaj hőmérséklete a fúrólyuk tengelyétől 1 m-re egy kontroll területen

4.32. ábra: A hőszivattyú COP-je a geotermálisan anomálisan felfűtött területen

4.31. ábra: Beáramló és kifolyó folyadék hőmérséklete és a talaj hőmérséklete a fúrólyuk tengelyétől 1 m-re a geotermálisan anomálisan felfűtött területen


105

105


Következtetések A közreadott munka számos érdekes aspektust mutat be. Először is a modell megfelelőnek tűnik a talajszondák termális viselkedésének értékelésére mind az átlagos hőmérséklettel, mind a nagyobb hőmérséklettel rendelkező területek esetében. Bár a modell csupán a talajon keresztül történő hővezetésen alapszik, a különböző tárolók és talajszondák egymásrahatását figyelmen kívül hagyva, úgy tűnik, hogy képes a talajszondában cirkuláló víz és a talaj között lehetséges hőcserét reprodukálni. Márpedig, e modellel, ha lehetséges megbecsülni a szondában keringő víz és a talaj közötti hőcserét igen nagy hőmérsékletek mellett kb. 100 méteres mélységben, akkor ez mélyebb kutakra, illetve furatokra vonatkozóan is előrejelezhetővé teheti a hőcserét. Tehát, ha a modell egy a valóságban is megmért esetre megfelelő megbízhatóságú, akkor a szokásosnál nagyobb hőmérsékletekkel rendelkező mély kutakra is használhatjuk, mint mértéket a potenciális hőcsere előrejelzésében. Másrészt a termálfürdők területén végzett vizsgálat azt mutatja, hogy az átlagosnál nagyobb hőmérséklettel rendelkező területen létesült talajszondák teljes hossza rövidebb lehet, mint az alacsonyabb hőmérséklettel rendelkező területeken, ami lecsökkenti a hőszivattyú beruházási költségét. Azt is bemutattuk, hogy kisebb hőmérsékletű geotermikus rendszerek alkalmazásával a talajszonda méreteinek csökkenése és a COP növekedése a hőszivattyúk gyorsabb elterjedsét engedheti meg, ami a fosszilis energiahordozókat használó fűtésekkel összehasonlítva gazdaságosságában is vonzóvá teheti a geotermális rendszert. A paramétereket vizsgáló tanulmány azt mutatja, hogy a vizsgált felfűtött északolaszországi területen a szonda teljes hosszát 1/3-ára csökkenthetjük, miközben a COP télen jelentősen növelhető (23%-al csökkentve a működési költséget a hagyományos hőszivattyú esetéhez viszonyítva). További vizsgálatokat tervezünk arra vonatkozóan, hogyan lehet a furatok zárt rendszereit alacsony hőmérsékletű fűtőrendszerekkel összekapcsolni a talajban és a furat mentén lévő hőmérsékleti profilnak megfelelően. Lehetséges magyarországi alkalmazások A tiszántúli vizsgálati körzetünkben nem található olyan anomálisan felfűtött felsőkéreg zóna a felszín alatti 100m-ben, amely analóg lenne az észak-olaszországi kísérleti területen bemutatott anomáliákkal. Részben a hőáram viszonylag egységes volta, csekély ingadozása, másrészt nagyvárosoknál a vízműves rétegek aktív vízmozgásainak hűtőhatása miatt inkább az átlagostól való negatív eltérések lehetnek helyileg jellemzők. A jelentősebb hőmérsékletkülönbségekre a medencealjzat felszínének közelében és az alatt számíthatunk elsősorban. Ezzel szemben Magyarországon a mély termokarsztok felszínrebukkanási vonalának közvetlen előterében jelenik meg az említett túlfűtöttség, bár többnyire szerényebb anomáliákkal, mint az olasz példa felszínközeli zónájára említett 30–80°C-os hőmérséklet. Hazánkban elsősorban a Bükk hegység D-i pereme, a budai termális vonal hőforrásainak és hévizes barlangjainak környezete, a Hévízi-tó és a tapolcai Tavas-barlang környéke említhető, ahol feltételezhető, hogy egy néhány száz méteres sávban, helyenként több km, vagy több tíz km hosszúságban telepíthetnénk az olasz példában megadott típusú vertikális szondahálózatot. E területeken a kéreg felső száz méterében becslésünk szerint helyenként a hőmérséklet elérheti a 20–30°C-os értéket is, sőt szűkebb lokalitások esetében ezt meg is haladhatja. Példaként említjük Miskolc-Tapolca barlangfürdőjének és csónakázó tavának környezetét, ahol a nagy számú szökevényforrásban feltörő termálvizek hőmérséklete

106

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


meghaladja a 30°C-ot, s ez kivételes mikroklímát biztosít a völgytalp közelében. Ugyanitt közel hasonló értékig felfűtheti a feláramlási csatornák környezetét is. Amennyiben a példát kiterjesztjük a nagyobb mélységi zónákra, úgy bizonyos, hogy az említett termokarsztok felszínén és fedőjében a középmély (több száz méteres) termális rétegvizet, vagy termogravitatív cirkulációban részt vevő termális mélykarszt vizet találhatunk. Ha ezeknek nem a vizét, hanem a hőjét csapoljuk meg a fedőrétegben, azzal nagy tömegű hőenergiát nyerhetnénk anélkül, hogy magát a karsztos víztartók termális vízkörforgalmát lényegesen megbolygatnánk, vagy megzavarnánk. Az Alföld aljzatában a meredekebben felpikkelyezett aljzatzónákban feltételezhetők olyan pikkelyközi, meredek helyzetű paleokarsztos becsípődések, amelyekben szubvertikális termikus vízáramok alakulhattak ki nagyobb mélységig, anélkül, hogy a rendszer külső vízutánpótlást kapna. Itt feltételezhető, hogy viszonylag nagy hőátadó felületeken keresztül csapolódik meg, akár több ezer méter mélységig a határoló metamorf kőzettestek hője, fenntartva az említett cirkulációkat. Ezek többlethője egy termikus anomália vonal mentén úgy adódik át a fölötte húzódó porózus tároló rétegvizeinek, hogy abban elmosódnak e lokális hőanomáliák és rétegmenti hőkiegyenlítődések formájában fűtődnek fel a víztartó, de nem vízadó, illetve a víztartó vízadó rétegek vizei. Ha pontosabb információink lennének e keskeny, mélybefutó paleokarsztos és/vagy hasadozott mélytárolókról, a felszínükig hatoló mélyhőszondákkal megcsapolható lenne ezek kiugró anomáliája. Ilyen meglepően magas, de lokális termikus értékek létezéséről egyes szénhidrogén-kutató fúrások nyújtottak kevés információt, de ezek alapján joggal tételezhetjük fel létezésüket egyes alföldi területek aljzatában is (pl. Békési süllyedék). 4.4 Geotermikus energia kinyerés termálvíz termeléssel Saját definíciónk szerint a termálvizes zónát tekintettük közepes mélységnek, amely hazai körülmények között 500–2500m között jelölhető ki. E zóna rendkívül gazdag hévíztartalmára az 1920-as évektől mélyített szénhidrogén-kutató fúrások irányították a figyelmet (Benke – Reményi, 1996, Nagy, 2010). Ritka kivételektől eltekintve (pl.: Bükfürdő, Abaliget, Mályi, Egerszalók, Budapest-Városliget) e középmély zóna vízadói túlnyomóan felső-pannóniai homokkő rétegek. Az 1980-as évek végére e zóna hévízkincsének, illetve hőenergiájának nem villamosáram-termelésre történő hasznosításával a világ élvonalába tartoztunk a földhő hasznosítás terén (4-8 hely). Az utóbbi 2-3 évtizedben azonban a világ rohamos szemléletváltáson és fejlődésen ment keresztül, különösen a közepes, vagy annál nagyobb entalpiájú területek hőjének kiaknázása terén, s mi nem követtük eléggé ezt a fejlődést. Így hazánkban – mint ezt már leírtuk – az ezredfordulóig gyakorlatilag csak közvetlen hévízhasznosítás történt fürdőipari, egészségügyi és ipari-mezőgazdasági céllal. Hazánk a termálvíz és gyógyvíz adottságokat tekintve Európában az első helyen áll. Az újabb statisztikák szerint mintegy 500 termálvíz előfordulási hely ismeretes, ahol egzakt módon feltárt és meghatározott a vízadó összlet és annak készlete. Ennek alapján elmondható, hogy az ország területének 70%-án található 30°C-nál melegebb felszín alatti víz. Ha a hidrogeológiában használatos 37°C-os hőmérsékleti határt tekintjük a termálvíz határértékének, akkor is meghaladja az ismert előfordulások száma a 400-at, ami szintén egyedülálló kontinensünkön. A potenciális lelőhelyek száma természetesen ennek sokszorosa, de a kutatófúrások nem fedik le egyenletesen a területeket, másrészt a hévízkiaknázásnak ott volt elsődlegesen reális értelme, ahol a felhasználó létesítmény üzemeltetését egy közeli település fel tudta vállalni. 107 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

107


A termálvizet szolgáltató mélyfúrású kutakból percenként összesen átlagosan ~440m³ víz kerül felszínre. A felszín alatti termálvíz készletünket több mint 4000km³-re becsülik, ami azt jelenti, hogy felszínre emelve egy 70m mélységű forró vizű tenger borítaná be hazánk területét. Egyes óvatos becslések szerint ennek csupán alig 10%-a termelhető ki. Komoly viták forrása az 1950-es évektől kezdve, hogy milyen mértékű és minden esetben kimutatható-e a mélységi termálvízadók utánpótlódása. A termelési adatokat pozitív irányban torzítja el a rétegenergiát fokozó oldott gáztartalom, amely túlnyomórészt metán, s helyenként – így körzetünkben is – igen nagy mennyiségben lehet oldva egyes rétegvizeinkben. Mivel a kompakció okozta fluidummozgás és vele együtt a szénhidrogén-származékok, különösen a földgáz, ezen belül pedig a metán felszín felé történő mozgása erőteljes lehet, így számos helyen az ún. vízműves rétegekben is anomálisan sok az oldott gáz tartalom. E helyeken az ivóvizes kutak sem működtethetők megfelelő gáztalanító berendezés nélkül, míg a termálkutak esetében e szükségszerűség rendszeresen fennáll. A főként mezőgazdasági jellegű tiszántúli régió fejlődése szempontjából kiemelkedő jelentőségű a termálvízkincs, mivel nagyfokú fejlesztést tett lehetővé a fürdőipar, a gyógyturizmus, a balneoterápia és az egyéb hasznosítások (pl.: kertészetek, bőrgyár, élelmiszeripar, gyógyszeripar) terén. Újabban pedig egyéb, multifunkciós lehetőségek is felvetődtek az energetikai hasznosítás új irányai mellett (Bálint 2011). Kutatási körzetünk termálvízre alapozott gyógyhelyeinek száma (2.1. ábra) meghaladja a 40-et, s ezek földrajzi helyzete viszonylag egyenletes eloszlású, bár az átlagosnál valamivel nagyobb koncentrációt mutat a belső flisöv zónájában és a Békési-süllyedék egyes részein. Ez a kép azonban félrevezető lehet a geotermikus potenciált illetően, és sokkal inkább a szénhidrogén-kutatás dominancia területeihez igazodott. Termálvízre alapozott gyógyhelyeink között három nemzetközi jelentőségű akad (lásd 2.1. ábra) Debrecen, Hajdúszoboszló és Nyíregyháza. Közülük az előbbi kettő európai jelentősége mellett világviszonylatban is a számottevő fürdőipari központok közé tartozik. Regionális jelentőségű fürdőhelyeink száma 6, északról dél felé, nyugatról kelet felé haladva ezek sorra a következők: Berekfürdő, Túrkeve, Füzesgyarmat, Gyomaendrőd, Cserkeszőlő, Szarvas. A fejlesztett regionális fürdőhelyek száma jelenleg kettő, Tiszavasvári és Martfű, de e tekintetben továbbiak várhatók. Legnagyobb a jelenleg lokális jelentőségű termálvizű gyógyhelyek száma, közel 30, de e tekintetben még számos település léphet be az alábbiak együttesébe: Baktalórántháza, Mátészalka, Polgár, Hajdúnánás, Hajdúdorog, Nagykálló, Máriapócs, Nyírbátor, Tiszakeszi, Tiszacsege, Hajdúböszörmény, Tiszafüred, Balmazújváros, Tiszaörs, Abádszalók, Nádudvar, Kunhegyes, Karcag, Püspökladány, Kaba, Földes, Berettyóújfalu, Kisújszállás, Törökszentmiklós, Tiszaföldvár, Mezőtúr, Dévaványa, Komádi és Mezőberény. A munka során számos olyan tanulmány született pályázatunkhoz kapcsolódva, amely a belső flisöv fürdővárosainak fürdőhelyeiről ad összefoglaló képet, kitérve a hidrogeológiára, a víztermelés minőségi, mennyiségi jellemzőire és a létesítmények társadalmi és környezeti hatásaira (Berekfürdő – Szabó Tibor 2011; Püspökladány – Bálint Béla 2009; Hajdúszoboszló – Miron Zsófia 2011; Hajdúszoboszló – Bulátkó Kornél; Balmazújváros – Varga Viktória Alexandra; Debrecen Nagyerdei Gyógyfürdő – Barabás Enikő 2010; Debrecen-Kerekestelep – Győri Zsuzsa; Debrecen-Bőrgyár – Vas Viktor 2011; regionális jellemzés – Szalma Raul 2011, Vadász Katalin 2011; Békés – Kertész Gréta Titanilla). Kiemelt jelentősége miatt behatóbban foglalkoztunk a Debrecen-Hajdúszoboszló körzettel, annak termálvízadóival, mivel itt több fürdőhely, számos termálfúrás sok évtizedes

108

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


működési tapasztalatai alapján lehet következtetéseket leszűrni és a nagy számú szénhidrogén-kutató fúrás az egymásrahatás vizsgálatokat és a három dimenziós kiterjesztést is lehetővé teszi. Debrecenben és környékén, valamint a Tiszántúlon számos kísérlet történt a termálvizek nem fürdőipari célú hasznosítására (Árpási, 2002, 2005, Mádlné, 2006, Tóth, 2010, Szanyi – Kovács 2010, 2011, Fábián – Zsembery, 1976, TIKÖVIZIG, 1995, Kozák et al., 1996, Kozák – Mikó 2004, Mózes – Pálfalvi, 2005). 4.5 A talajvizes zóna hőjének kinyerése víztermeléssel – Geotermikus – hőszivattyús kútpárok alkalmazási lehetőségei A Debreceni Egyetem által koordinált kutatási feladat kiemelt célja a megújuló energiák, ezen belül a geotermikus energiahasznosítás elterjedésének az elősegítése. Megújuló energia-kihasználásra irányuló projektekről jelenleg nagyon divatos beszélni, de még ma is nehéz a felmerülő lehetőségeket áttekinteni. Minden egyes projekt több alternatíva közötti döntést foglal magában. Legalábbis az elvi lehetőség adott kellene legyen ahhoz, hogy több műszaki megoldás közül lehessen választani. A geotermikus energia kihasználására is több eltérő módszer létezik, és az ezek között történő reális döntéshez is hasznos az adott technológiák, lehetőségek és korlátok ismerete.

4. 32. ábra: Hőszivattyús kútpárra alapozott épületfűtés magyar nyelven megjelent első sablonábrája (Jüttemann, 1983) Munkánk e részének célkitűzése áttekintést adni a kútpárokkal operáló vizes hőszivattyús rendszerekről (4.32. ábra), e technológia tiszántúli kutatási területen lehetséges elterjedésének a részletes elemzésével. E tanulmánynak (Lorberer, 2011) it csak rövid kivonatát mutatjuk be. Ez az alkalmazás kevéssé elterjedt akár országos, akár a Tiszántúl területét vizsgáljuk. A hidegvizes hőszivattyús rendszerek energiatermelését a termálvízhasznosítás mellett a zárt födhő-szonda-fúrások telepítése, a maradékhő-hasznosítás, sőt a kifejezetten ritka kútmetángáz-hasznosítás volumene is megelőzi. Ez a helyzet annak ellenére is, hogy a vizsgált tiszántúli területen vizes hőszivattyús rendszer elvileg mindenhol létesíthető, a területet felépítő kőzetek jól fúrhatóak, a vízkútfúrási 109 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

109


technológia jól ismert, és sok helyen elég jók a felszín-közeli rétegek vízbeszerzési lehetőségei is. Tény az is, hogy a geotermikus energia-hasznosításnak ez a legrégebben alkalmazott és kidolgozott módszere Nyugat-Európában is inkább a korai hőszivattyús időszakban a kilencvenes években volt gyakoribb, és ennek volumene se tudott erőteljesen növekedni. Kutatómunkánkban a hőszivattyús rendszerek telepítését befolyásoló helyi adottságokat, az ilyen rendszerek gazdaságos telepítési lehetőségeit, és ideális elhelyezésük lehetőségeit vizsgáltuk. Vizes hőszivattyús rendszer melletti döntést megalapozó ill. pozitívan elősegítő tényezők az alábbiak: 1. Az adottságok megfelelőek, azaz az év nagy részében van könnyen és tervszerűen felhasználható vízmennyiség a tervezési helyszín mellett (pl. elfolyó fürdővíz, ivóvíz, szennyvíz, esetleg öntözőcsatorna) vagy jók a vízbeszerzési lehetőségek a terület alatt, elsődlegesen a felszínközeli rétegekben. 2. Hatékony, magas COP-számmal működő rendszer kiépítése a cél – hidegvizes vagy langyos vizet használó rendszekkel lehetett bizonyítottan a legmagasabb hatásfokot elérni. (Figyelni kell a túlméretezés veszélyeire! Sok forgalmazott gép minimális vízigénye is elég nagy, ami biztonsági ráhagyásokkal a szükséges vízigény többszörös túlbecsülését eredményezi.) 3. Jelentős igény mutatkozik hűtésre, esetleg vizes párologtatásra, vagy ugyanazon térben más jellegű vízfelhasználás is történhet (ez leggyakrabban fürdőmedence, de lehet öntözővíz, ipari víz, ivóvíz, vagy egyéb pl. WC-öblítővíz is). 4. Korlátozott hely áll rendelkezésre a fúrásos munkákhoz (azaz csak pár kút fúrására van hely és nincs mód nagyszámú szondafúrást lemélyíteni a területen). 5. Alacsonyabb a kiépítési költség. A vizes hőszivattyús rendszerek elterjedését negatívan befolyásoló tényezők: 6. Sok területen nem áll rendelkezésre hasznosítható vízmennyiség, vagy nehézkes a víz visszasajtolása. 7. Kutas rendszer rendszeres karbantartást igényel, a kutaknak kijelölt helyi gondozója kell legyen, ami sok helyen nem áll rendelkezésre. A primer energiaforrásnak is jelentős fenntartási-karbantartási költsége van, ez a tétel más hőszivattyús rendszereknél általában fel sem merül. 8. A jogszerű telepítéshez szükséges vízjogi engedélyezés drága, sokszor nehézkes és az engedélyesek számára általában érthetetlen. A 4. munkafélévi jeletésben konkrét gazdasági összehasonlító számítást állítottunk össze (4.2. táblázat) kitűnő és közepes vízbeszerzési adottságú területekre, mindkét esetben egy 10kW és egy 200 kW hőigényű rendszer telepítését megbecsülve. Tételes számításaink alapján 2011 évi árak mellett úgy tűnt, hogy a vízkutas rendszer kis hőigények, családi házas rendszerek esetén mindenképpen drágább, mint zárt földhő-szonda-fúrások telepítése. Kis hőigények esetén eredményeink szerint csak sekély aknakutak, ásott kutak kismérvű hasznosítása lehet költséghatékony – emennyiben megfelelő belső gépészeti rendszer kapcsolható az öntözési igények kielégítése mellett a kutakhoz. Nagy hőigények esetén a telepítési költségben akár 50% megtakarítás is elérhető, de ez az előny sajnos ez esetben is fokozatosan eliminálódik kb. 10 év alatt a folyamatosan jelentkező karbantartási költségek miatt.

110

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


4.2. táblázat: Költségbecslés-összesítő táblázat 2011 évi becsült árak mellett Kb. 10 kW Kb. 200 kW. Hőigény Jó / közepes Jó / közepes Becsült kiviteli költség

3,2M.Ft. / 4M.Ft.

9M.Ft. / 15M.Ft.

Karbantartási költség kb. / Év

440EFt. / 250EFt.

1,2MFt. / 700EFt.

Földhő-szondafúrásmező esetén

1,5 M.Ft.

28M.Ft.

Egy jó minőségű kút ára a hőszonda-fúrás árának legalább a négyszerese, sokszor ötszöröse. Első körben tehát ötször kisebb mélységet érdemes megvizsgálni összehasonlító értékelés során. Ez praktikusan hidegvíz-beszerzés esetében legfeljebb 20-35 méteres mélységet jelent. Hidegvizes hőszivattyús rendszer-telepítésénél véleményünk szerint tehát ritkán érdemes 35 méternél nagyobb mélységeket vizsgálni! Minden esetben a legfelső szabad tükrű vízadó használatát kell elsősorban előirányozni, és minél kevésbé kell a mélyebb vízadó rétegeket befolyásolni! Így minimalizálható a mesterséges beavatkozás, és egyszerűsíthető a visszatáplálás is. Gazdasági elemzésünkből az is kiderült, hogy a vizes rendszerek kiviteli költséginek kb. 10-15%-a lehet az állami intézmények előírásaira, illetve közvetlenül az intézmények részére befizetendő eljárási díj. Jelenleg tehát a Magyar Állam a hőszivattyús piacot úgy befolyásolja, hogy a vizes kútpárokkal működő rendszerek jelenős anyagi hátrányba kerülnek. Felszíni vizek és csatornák vizének ilyen hasznosítását meg se szokták kísérelni Magyarországon, láthatólag az engedélyező hatóságok és érvényes előírások hátráltató hatása miatt. A hazai hidrogeológiai, hidrológiai, agrogeológiai, talajtani, vízbeszerzési, mérnöki kutatások keretében sok részletes adatfeldolgozás készült a felszín-közeli vízadó rétegekről. Hőszivattyús kutatáshoz és konkrét tervezéshez is igen sok jól használható, bár eredetileg egészen más célra készült publikált adat és térkép lenne felhasználható ezek révén. A publikált adatok nagy száma ellenére is ritkán hallani alkalmazásukról, újraértékelésükről, holott specifikus újraértelmezésük révén alig lenne szükség új adatgyűjtésre Hidegvizes hőszivattyús rendszerek telepítésére ideálisnak elsősorban a vastag folyami kavicsterasz tekinthető – ez azonban inkább a Duna mentén jellemző, északkelet-magyarországon csak a Sajó torkolatában, a Berettyó mentén és a Beregi térségben találunk ilyen vízadókra (4.33. ábra). Az országos vízügyi keretterv munkái keretében a megszerkesztett kitermelhető talajvízkészletet bemutató ábra jól szemlélteti a hőszivattyús hasznosításra ideális körzeteket is. A sekély zóna feltárása esetén az alföldi környezetben a legtöbb esetben inhomogén kevert homoklisztes, iszapos, homokos, esetleg kavicsos felszínközeli vízadó várható. Egy ilyen kevert zóna megfelelő értékeléséhez nagyobb felbontású adatértékelésre van szükség. Nagyobb felbontású felszín-közeli vízkutatásra akár egy-egy településen belül is mód van akár publikált M=1:200.000-es földtani térképsorozatok újraértékelésével, akár egy-egy terület rétegsorainak a feldolgozásával. Kutatási jelentésünkben a könnyen hozzáférhető, és a felső 10 méteres mélységig egységes vízföldtani feltárást, és értékelést bemutató Földtani Intézeti kiadványnak, az Alföld Földtani Atlaszának (Rónai et al., 1972-86) a hőszivattyúspecifikus újraértékelésére mutattunk be egy kidolgozott metodikát. 111 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

111


4.33 ábra: Hidegvizes hőszivattyús rendszerek országos telepíthetősége (Stelcer, 2000)

Kútpárok adottságokhoz igazodó rendszer-tervezése érdekében hangsúlyozni szeretnénk a következőket:  A Nagyalföld terület vízföldtani szempontból kifejezetten jól feldolgozott, elég nagy mélységig ismert. Új tervek esetén gyakorlatilag mindenhol indokolt lenne a meglévő adat-feldolgozások eredményeit ismertetni és hasznosítani, viszont komolyabb projekteknél elvárható a tervezőtől a szakirodalom specifikus újraértékelése.  Hőszivattyús kitermelő-betápláló rendszer tervezésekor a visszatáplálás szempontjait a kezdettől figyelembe kell venni. Nem igaz az, hogy a vízvisszatápláláshoz csak a legjobb vízadó-képességű nagyobb szemcseméretű réteg a legjobb! Az sem feltétlenül igaz hogy más réteg kell kitermelésre és más a visszatáplálásra! Aki ebben gondolkodik, az nem veszi figyelembe a rétegek természetes nyomásállapotát! Egy folyómenti feláramlási (más néven pozitív nyomásgradiensű) területen vizet visszatáplálni csak a legfelső, szabad tükrű talajvíz-rétegbe érdemes, még akkor is, ha az alatta levő második vízadó réteg jobb vízvezető képességű. Az alsóbb réteget megnyitva (vagy akár a két réteget együtt megnyitva) ugyanis már a betáplálás ellen hat a természetes pozitív nyomásgradiens, a természetes feláramlás.  Nem a kivitelező szempontjainak kellene dominálnia! A vizsgálati területen mindenhol található jó vízadó réteg, legfeljebb le kell fúrni érte esetleg egészen -300 méter mélységig. A mélyebb rétegekkel szinte soha sem érdemes foglalkozni, hacsak nincs legalább egy meglévő mélyebb rétegvíz-kút, vagy ha nagyon nincs a felszín közelében vízadó réteg. Ez utóbbi esetben azonban a rétegvíz-visszasajtolás sokat kutatott és máig megoldatlan problematikájával kerül szembe a rendszer-üzemeltető.  A konkrét telepítésnél és tervezésnél a legtöbbször könnyen homokolódó és adott esetben könnyen eltömődő, esetleg vasas vizű kútpár-telepítésekre kell felkészülni. A kevert homokos vízadóknak megfelelő műszaki kialakítást, azaz nagyátmérőjű jól kavicsolt kutak, vagy lehetőleg inkább sekély aknakutak és drének telepítésére kell törekedni. Ez nemcsak jóval olcsóbb, de könnyebben karbantartható, kitisztítható, újragyártható és könnyebben ellenőrizhető műszaki kialakítás. A drénbe történő visszatáplálás magában a drénben nem okoz károsodást, míg fúrt kutak esetében a kútpalást is nagymértékben károsodhat. Több kisebb depressziót illetve víz-rátöltést okozó víztermelő ill. 112

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017






vízleadó létesítményt kell inkább telepíteni nagyobb koncentráltabb vízkivételek helyett. Nagyobb rendszer esetén próbakutat és próbaszikkasztást kell telepíteni a területre már a projekt-előkészítés fázisában pl. a talajmechanikai feltárással egy időben. Ez az előkészítő munka is költség-megtérülést eredményez – a később hosszabb ideig jelentkező karbantartási költségek minimalizálását. A piezométeres vízszintmérés mellett nagyon fontos a kitermelt víz vasasodásának a figyelése – a vastartalom ugyanis a létesítéskor sem feltétlenül azonos az üzemközti állapottal, azaz legalább három-öt vízminta-elemzésre kell felkészülni az esetleg szükséges vastalanító kiválasztásához. Új kitermelő-betápláló kútpár üzemelésének és pár fokos talajvíz-hőmérséklet változásának a káros környezeti hatását tudomásunk szerint sehol sem sikerült még igazolni. A sok helyen előírt hatástanulmányi kötelezettséget ezért nem kell túlértékelni. A sekély rendszerek a geotermikus mélységi hőháztartást alig befolyásolják Székely F. (2011) elemzése szerint E modell-hatástanulmányokkal szemben a vizes rendszerek nagy előnyének azt kellene bemutatni, hogy e rendszerek működése még a felszín alatti zónában is kifejezetten olcsón és könnyen figyelemmel kísérhető (pár sekély figyelőkút telepítésével). Sajnos a tiszántúli területen az elkészült kutas rendszernél sem került sor publikált egymásrahatás-mérésekre, próbaüzemre, és ezek elvégzését az engedélyező hatóságok sem hiányolták.

Hidegvizes hőszivattyús rendszerek kivitelezésekor tehát előnybe kerülnek a mélyépítési technológiához közelebb álló beruházók, vagy kivitelezők. Aknakutak és drének alkalmazásának a megtakarítási költsége nehezen becsülhető, jelentősen szórnak az értékek, de előzetes becslésünk szerint a kútfúrási árakhoz képest 50% megtakarítás érhető el. Ez a költség-megtakarítás is könnyebben érhető el ahol jók a vízbeszerzési adottságok, de a Tiszántúli területen gyakorlatilag mindenütt alkalmazható, szinte mindenhol van lehetőség drének földmunkagépekkel vagy akár kézi erővel történő kialakítására kútfúrás helyett. Gyengébb vízbeszerzésű adottságú futóhomokos, löszös, homoklisztes területen nagy hozamú kutak létesítésével nem is érdemes próbálkozni, viszont a javasolt aknakutak és drének alkalmazásával kisebb helyi vízigény és hőigény hatékonyan biztosítható lehet! A kisebb beruházási, és nagyobb élőmunka és karbantartás-igény ez esetben nem feltétlenül nagy hátrány, inkább itt is a vízjogi engedélyezés kötelezettségei jelenthetnek inkább problémát az üzemeltetőknek. Kutatásainak alapján a hidegvizes hőszivattyús rendszerek Tiszántúli alkalmazása nagyobb arányban a jövőben sem várható. E rendszerek inkább a kavicsos dunai területeken jelennek meg, de ott is csak korlátozott számban – az újabb zárt szondás vagy levegős hőszivattyús alkalmazások ugyanis korszerűbb és gazdaságosabb alternatívát kínálnak a legtöbb esetben. Vizes hőszivattyús rendszerek nagyobb arányú térnyerését a kapcsolt alkalmazások térnyerése, a környező alföldi területhasználat fokozatos energiatudatos átalakulása segítené elő (valamint nem elhanyagolható mértékben a vonatkozó jogszabályok egyszerűsítése és a díjak csökkentése!). Amennyiben a természeti erőforrásgazdálkodás jellege megváltozik, és a mezőgazdaság felértékelődik, ezen belül a legális helyi öntözés és a diszperzebb energiahasznosítás lesz a jellemzőbb a jövőben, akkor e technológiákon belül a vizes hőszivattyúk is helyet kapnak. Ez esetben fokozatosan egyre inkább jellemzővé válik majd a kapcsolódó mezőgazdasági kutatások – pl. a háromfázisú zóna víztelítődésére és a drénezésre vonatkozó eredmények – átvétele és alkalmazása, az energetika, a mezőgazdaság és a vízgazdálkodás új típusú kapcsolódásával. 113 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

113


5. A fenntartható kitermelés lehetőségei a jelenlegi kitermelési adatok tükrében A Tiszántúlon a hévíztermelés gyakorlatilag a pannóniai üledéksorok rezervoárjait érinti. Ezekben az üledéksorokban korlátozott vastagságú, relatíve nagy horizontális kiterjedésű homokrétegek képezik a vízadó szinteket. Ezek rétegvastagsága 2–3m-től 15– 20m-ig terjed, s közöttük aleurolitek, agyagos, ritkábban márgás képződmények települnek. A pannóniai rétegvízadók legfontosabb hidrogeológiai jellemzőit az 5.1. táblázat mutatja be a legnagyobb hévízkitermelő körzetek, a debreceni és hajdúszoboszlói hévízkutak adatainak felhasználásával. A debreceni termálkutak vízadó rétegeinek mélysége 500–1200m közötti, az itt beszűrőzhető szakaszok teljes hossza 15–80m között változik, a kifolyó víz hőmérséklete 40–70°C. Egyes kutak közel 70 éve működnek, a legfiatalabb termálkutak az ezredfordulón lettek átadva. Az eredetileg többnyire pozitív kutak a több évtizedes termelés következtében lecsökkenő rétegnyomás miatt több tíz méterrel leszállt nyugalmi vízszinttel jellemezhetők. Hasonló rétegtani, hidrogeológiai és termelési adatok jellemzik a hajdúszoboszlói terület termálkútjait is. Az általunk elvégzett sekélyszonda-monitoring vizsgálatok értékelése kimutatta, hogy a Debrecen körzetében felszín felé irányuló földhőáram és a felszínközeli gradiensérték lényegesen kisebb a vártnál, holott a feltolódási öv pozitív anomáliasávot jelent a hőterjedésben. Ennek okát abban látjuk, hogy e többlethőt az ivó- és termálvizes zónák intenzív termelése miatt kiváltott rétegvízmozgások és hűtőhatások eltorzítják.

114

felső és alsó hossza határa (m) (m)

Talpmélység (m)

Nyugalmi vízszint (m)

Kifolyási vízhőfok (oC)

Hajdúsz.

Debrecen

648–683 508–785 834,5–846,5 746–848 826–966 1003–1038 858–957 858–1053 1042–1099 1059–1108 878.5–987 985–1166 552.5–598 913–1001 969–1054 1018–1432

758 800 871.5 907 1611 1060 1764 1100 1110 1200 1200 1200 621.4 1013 1054 2032

-35 -22.1 -70.85 -40.8 -36 -82 -10.5 -52.8 47.5 -63.5 -34.7 -10.06 -2.85 -51.8 16 15

47.2 40 50 49 62 70.3 60 61 69 64 64 64 48 67 67 78

Szűrőzött szakaszok Jel

Település

5.1. táblázat: Debrecen és Hajdúszoboszló termálkútjainak vízföldtani adatai

K B B B B B K K B K B B B B K B

Szám

2317 1771 2313 2335 208 2407 1912 2188 2109 2499 1998 2268 391 375 212 72

A termálkút helye, használata Sámsoni út 8. kút V. kút Kerekestelep, fürdő Nagyerdő VII. kút HBm-i Állatforgalmi V. kút I. sz. termálkút Gyógyfürdő 9. termálkút Strand III. sz „Szabadság úti strandfürdő” Kertészet, Vértes utca FUN központ Nagyerdő IV. kút Bőrgyár XIV. sz. kút XIII. sz. kút TIGÁZ III. kút Jókai sor II. kút

száma 3 5 3 3 3 2 6 5 6 3 6 8 4 5 1 7

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

17 19 24 25 60 30 58 67 22 20 78 58 30 41 85 133


Az ivóvizes rétegek veszélyeztetettségére a termelési tapasztalatok már évtizedekkel ezelőtt ráirányították a figyelmet. Debrecen esetében felmerült számos probléma, amelyet több szakember a túlzott rétegvízhasználatnak tulajdonít (a talajvízszintek süllyedése, az élővízfolyások hozamcsökkenése és időszakossá válása, az erdőpusztulás, az erdőspusztai tavak tragikus beszáradásai, a belváros területének egyenetlen térszínsüllyedése stb.(Bendefy, 1968, Orlóci, 1968)). E feltételezett negatív hatások mérséklésére vált szükségessé a Keletifőcsatorna vizének csővezetéken történő bevezetése. Ezek a kárelhárító intézkedések sem szüntették azonban meg a beindult folyamatokat, így fokozott igényként fogalmazódott meg az egzakt modellezés, a vízbázisvédelmi program, monitoring kutak elhelyezése a vízmű-kútcsoportok környezetében, stb. A hosszútávú vízmozgás pontos meghatározását szolgálták a vízkor elemzések (Marton – Mikó, 1990). Ezek alapján az alsó-pleisztocén rétegekben számítható szivárgási sebességek 1–2m/év nagyságúak, míg a szivárgási tényező 1700–7000m/év között változik. Radiokarbon vizsgálatok alapján a Nyírség közepén (beszivárgási ablak) 7000–9000 éves, a perem felé pedig idősebb, 20000–27000 éves vizeket találunk. A koncentrált vízkitermelés hatására hívja fel a figyelmet az 5.1. ábra is, melyen a Hajdú-Bihar megében 2008-ban kitermelt vizek összmennyiségét mutatjuk be, településenként összevonva. Jól látható, hogy a Hajdúszoboszló közigazgatási területén található kutak a vizsgált terület hévízkitermelésének kb. felét adják, míg Debrecen részesedése közel 20%-os. Bár Hajdúszoboszló esetében ez az érték 8 kút együttes hozamát jelöli, Debrecen esetében pedig 6 kút adja ezt a hozamot, ezek az értékek még kutanként is kiemelkedőnek számítanak a megyében. Az erőltetett kitermelés hatására csökken a nyugalmi vízszint, így a beáramlás sebessége is. Túlnyomásos zónákban már a kis mértékű kitermelés is elősegíti a kompakciót, a porozitás csökkenését, így a további beáramlás üteme is csökkenhet. A növekvő vízigény vagy a csökkenő hozamok problémáját újabb kutak fúrásával igyekeznek megoldani, mellyel tovább növelik a kitermelés térségi depresszióját. A termelt víz hőmérséklete a hévíz alsó hőmérsékleti határától 72°C-ig terjedt, a vízhozamok egyes kutak esetében meghaladták az 500l/perc értéket. Ezekből az adatokból kiszámoltuk a kutak hőteljesítményét, melynek jellemző tartománya 0,5–2,5MW.

5.1. ábra: Hajdú-Bihar megye területére eső termálvízkivétel településenként 2008-ban 115 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

115


Azon kutak esetén, ahol volt vízhozam és oldott anyag tartalom érték is, meghatároztuk az 1GJ energia kitermelésekor felszínre lépő oldott só mennyiségét is. Ennek értéke a tiszacsegei fürdő esetében a legkevesebb, 10kg/GJ, míg Debrecen kútjaiban 23–28kg/GJ, Hajdúdorog esetében több, mint 50kg/GJ érték adódott. Az ismert éves kitermelési adatokból kiszámoltuk az egyes kutak vizével évente kitermelt oldott anyag mennyiségét, mely a különböző hidrogeológiai és termelési adottságok miatt széles tartományba esik: a püspökladányi 1-es hévízkút esetében a viszonylag kis mennyiségű víz hasznosítása miatt ez az érték 10t volt, míg a debreceni 9-es hévízkút esetében elérte a 2000t-t. A kutak által termelt víz mennyisége évről-évre változik, elsősorban a fürdők vízigényének megfelelően. Ennek nagy hátránya, hogy így a kitermelt energia mennyisége is évről évre más. Épületgépészeti szempontból ez a geotermikus energia hasznosításának egyik korlátja. Másik problémát jelenthet a kutak időszakos, elsősorban nyári üzemeltetése. Valószínűsíthető azonban, hogy a téli fűtési igény megjelenésével a kutak egy részét egész évben lehetne üzemeltetni. Ennek viszont az lenne a hátránya a fürdők szempontjából, hogy a jelenlegi üzemelési rendben a kutak utánpótlódási területének egy része télen regenerálódhat, így a termelés tavasszal kedvezőbb paraméterekkel történik, mint ahogy azt az előző ősszel abba hagyták. Ez a regeneráció nem teljesül az egész éves vízbányászat esetén. Az adatok jelzik a vízadók korlátozott teljesítőképességét, kapacitását, illetve az egyes területrészeken jelentkező gyengébb utánpótlódást és a túlhasználatot. Ezek együtt arra figyelmeztetnek, hogy szükséges egy olyan 3 dimenziós hidrodinamikai modell, mely figyelembe veszi a rendszeregységek hosszútávú termelési adatait, az oldott gáz tartalom mennyiségi és minőségi változásait, a rétegnyomás-értékek csökkenését, a hőfok és az oldottanyag-tartalom változásait. Ez szükséges annak a termelési ütemnek a optimumszámításához, amely a hosszútávú fenntarthatóságot biztosíthatja. Előreláthatóan ennek biztosításához a vízkivételi pontok dekoncentrálása és az egyes egységek termelési volumenének jelentős csökkentése szükséges. Reális termelési adatok és megbízható modellanalízis nélkül a pontos értékek nem állapíthatók meg. Ezek a vizsgálatok képezik a folyamatban levő kutatás legnagyobb részét. A geotermikus energia nem balneológiai célú használatára egyre több fürdő esetén látunk példákat. Ezek közé tartozik a hideg vizek hőmérsékletének „medencemeleggé” növelése hőcserélők segítségével (pl. Hajdúdorog), használati melegvíz előállítása, fűtésrásegítés, levegő és fürdővíz hőmérsékletének tartása (pl. Debrecen). Mindezek mellett a hévízzel felszínre kerülő földgáz gázturbinákban történő elégetését is több helyen végzik, vagy tervezik a beruházást (pl. Hajdúszoboszló, Berekfürdő). Ilyen rendszerekben a tényleges energiahasznosítás arányát nehéz megállapítani, mert az üzemviszonyok függvényében jelentősen változik, de a többi hőhasznosító felé pozitív példaként jelentkeznek, és a beruházás normál üzemeltetés és gondos tervezés mellett hamar megtérül. Az ilyen módon történő alternáló, vagy párhuzamos vízhasználat vízigényeinek kielégítéséhez újabb hidrogeológiai modellezéseket kell elvégezni. A hosszú távon gazdaságos termelésnek ezen felül az is feltétele, hogy a vízbányászatnak közös érdeknek kell lennie, azaz célszerű lenne egy tulajdonosi csoportnak széles vertikumú geotermikus energiahasznosításban gondolkodni, mert így minden döntési helyzetben saját érdekkörön belül tudja eldönteni, hogy melyik az a választás, ami a legkevésbé rossz üzletileg, mi az, ami a fenntartható, gazdaságos üzemeltetést elősegíti. Ezekkel a problémákkal már a projekt más kutatócsoportjai foglalkoznak.

116

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


6. Egymásrahatások és terhelhetőség vizsgálata 3D modell segítségével Hajdúszoboszló és Debrecen térségében 6.1 Kisérségi szintű hidrogeológiai modell 6.1.1 A modell geometriai és hidrogeológiai jellemzése A kutatási célnak megfelelően a földtani modell alapján létrehoztunk egy olyan hidrodinamikai és geotermikai modellt, mely a legintenzívebben termelt rétegek paramétereiben bekövetkező változásokat vizsgálja (Buday, 2011). A téglalap alakú modellterület Hajdúszoboszló nyugati határától Debrecen keleti határáig terjed (6.1. ábra). Az aljzat jellemző irányához igazítottuk a modell határait, így a hosszabbik oldalának azimutszöge 28°. A modellterület sarokponti koordinátái: 1. EOV X=229670,2 3. EOV X=258000,0 EOV Y=827499,9 EOV Y=846300,0 2. EOV X=243920,2 4. EOV X=243750,0 EOV Y=853899,9 EOV Y=819900,0 A terület 16km x 30km-es, a rácskiosztás mindkét irányban 200m-es, így egy 150 oszlopból és 80 sorból álló mátrixot kapunk minden modellezési rétegre.

6.1. ábra: A modellterület képe a kutakkal 117 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

117


A terület viszonylag jól feltárt, a mélyített 200m-nél mélyebb kutak száma meghaladja a 250-et, az 1000 m-t meghaladó fúrások száma is közel száz. A sztratigráfiai alapú kőzetvázmodell elkészítéséhez 19 fúrás alapadatait használtuk fel. A modellrétegek geometriáját a fúrások alapján a GOCAD szoftver segítségével határoztuk meg. A beállított minimális rétegvastagság 4m volt. Ennél kisebb vastagságok csupán a pleisztocén rétegekben valószínűsíthetők, de a modellezés igényeinek megfelelően ezeket ezzel a vastagsággal futtatunk ki a modell szélére. A felső szakaszok beosztása a kutak geofizikai adatai alapján gyakran problémás, mert a vezető cső mögött csak természetes gamma sugárzást tudnak mérni, és az sem hasonlítható össze a nyitott csőszakasz TG görbéjével. A többi egység lehatárolásánál nem volt hasonló probléma, bár 500m környékén általában minden karotázs újra léptéket vált. A felszín a terület északi részén mind a Hajdúháton, mind a Dél-Nyírségben eléri a 150m-t. A Dél-Hajdúság területén, így Hajdúszoboszló környezetében is ez az érték 110m alá csökken, a legmélyebb rész a terület délnyugati oldala, ahol a 90m alatti magasságok jellemzőek. A sztratigráfiai modell alapján a terület nyugati felén a felső-pleisztocén rétegek vastagsága néhány méter, míg Debrecen alatt ez az érték eléri a 60m-t is. Hasonló képet mutat az alsó-pleisztocén réteg (3. modellréteg) fedője és feküje is, a felület keleti, északkeleti lejtésű, mértéke a területen meghaladja a 10%-ot. A Zagyvai-Újfalui kifejlődés felső (4. modellréteg) és alsó (5. modellréteg) részét elválasztó határfelület hullámos, Debrecen és Hajdúszoboszló alatt egy mélyedés (-350m), míg a köztes területen egy kiemelkedés jelentkezik (-250m). A deltasík (6. modellréteg) teteje délkelet felé lejt, míg a jó vízadó tulajdonságokkal jellemezhető 7. modellréteg fedőjében valószínűsíthető egy hát (-640m), mely környezetétől 40–50m-re emelkedik ki. A 8. modellréteg fedője és feküje D felé erősen lejt (15%), mely az ebesi pikkely kiemelt aljzatrögének tulajdonítható. A hidrosztratigráfiai jellemzők meghatározására a területre vonatkozó korábbi regionális kutatások és lokális modellezések eredményeit vettük át. A területre vonatkozó víztermelés nélküli nyomáseloszlásokat Székely et al., (2003) regionális modelljéből a Szerző engedélyével alkalmazzuk. A Pannon-medence üledékeinek hidrosztratigráfiai értelmezése (Tóth – Almási, 2001) alapján a legalsó modellezési rétegünk az Algyői Vízfogónak felel meg, melyben a korlátozott kiterjedésű vízadó lencsék mellett K=1–10 md permeabilitású üledékek jellemzők. A felső 7 modellezési réteg a Nagyalföldi Vízadóba sorolható, melynek permeabilitása a kifejlődéstől jelentősen függ, a jó vízadóké K=1000md. A debreceni hévizes kutakra vonatkozó hidrodinamikai védőidom számítás (GÁMAGEO, 2008) a pannóniai homokos üledékek horizontális szivárgási tényezőit 2–5m/nap értékűnek határozta meg, míg a köztes vízrekesztőknél 0,005 m/nap értéket tekintettek mérvadónak. A függőleges szivárgási tényező a pannóniai vízadók esetében 0,4–0,7 m/nap, míg a vízrekesztők esetében 0,001m/nap. Az általuk használt modell 14 rétegű, litológiai alapú. Az általunk készített, a képződési fácies meghatározásán alapuló beosztásban a rétegzett rendszerek átlagos horizontális és vertikális szivárgási tényezőjét a földtani kifejlődés jellegének megfelelő litológiai arányok, mint súlyok segítségével becsültük meg (részletek: Buday, 2011). A kúthidraulikai vizsgálatok a fenti eredményekkel összhangban állnak. A geofizikai adatok teljes körű feldolgozásáig a modellrétegekben nem látjuk indokoltnak a horizontális változatosságot alkalmazni.

118

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


A területre minden modellezési szinten jellemző a hidraulikus emelkedési magasság DNy irányú csökkenése, így a terület nem tekinthető zártnak. A 2. és 8. réteg kivételével az összes rétegben GHB peremfeltételt alkalmaztunk, 10m2/nap GHB hidraulikus vezetőképességgel. A terület Ny-i határán húzódik a Keleti-főcsatorna, melynek hatásától a kis érintettség miatt eltekintünk. Ezen felül a területen néhány kisebb állandó vízfolyás (Tócó, Kösely stb.), és számos belvízelvezető-csatorna található. A terület Ny-i határán több halastavat létesítettek, míg a keleti oldalon az Erdőspuszták buckaközi laposainak lecsapolásával, majd mesterséges visszaállításával több tó is keletkezett. Ezek vízmennyisége egy-két kivételtől eltekintve szélsőségesen változó. A terület közepén, egykori folyómederben szintén létesítettek egy kis kiterjedésű tavat. A modell jelenlegi szintjén a felszíni vizek betápláló hatásától eltekintünk, ugyanis véleményünk szerint a termálvíz-rezervoár vízforgalmában szerepük elenyésző. A legfelső modellezési réteget nyílt tükrűnek, míg az alsó rétegeket zárt tükrűnek tekintettük. A beszivárgás mennyiségét a felhasznált modellben a teljes területre egységesen 6·10-5m/nap (22mm/év).

6.2. ábra: Természetes vízmozgás a modellezett egységekben (nyilak 1000 évenként) 6.1.2 A permanens áramlási modell hidrodinamikai viszonyai A fenti feltételekkel futtatott modell a beszűrőzött rétegekben a meglévő paraméterek hibáihoz mérten megfelelő pontossággal adta vissza a kiindulási hidraulikus emelkedési magasság értékeket. A pleisztocén rétegekben a hidraulikus emelkedési magasság értékei az É-i részen meghaladják a 120m-t, míg a Ny-i részen 100m alá süllyednek. Ennek megfelelően a vízszintes gradiens kb. 1m/km. A nyugati részen a mélységgel a hidraulikus emelkedési magasság a 8. rétegig enyhén emelkedik 107m-re, míg az északi részen csökken 109m-re. A negyedik rétegben a horizontális gradiens 0,5m/km, az ötödikben 0,25m/km, míg a vízadó 6. és 7. rétegben 0,1m/km. Ennek megfelelően az északi, nyírségi részen a beszivárgás dominál, míg nyugati részen a mérséklet feláramlás, amit a PMPATH részecskekövető program segítségével is igazolható (6.2. ábra). 119 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

119


A vízháztartási számítás (Water Budget Calculator) alapján a beszivárgás 28803,1m3/nap, a határfelületeken 20649,4m3/nap vízmennyiség lép be a területre, míg összegük (49449,3m3/nap) a határfelületeken lép ki (különbözet 3,2m3/nap). 6.1.3 A termelés hatása a nyomásszintekre – permanens hidrodinamikai modell A rezervoárból kitermelt víz mennyiségére vonatkozó adatok hiányosak, különösen a kezdeti időszakból. Mint korábban arról már volt szó, a korai fúrások szabadkifolyású kútként termeltek viszonylag hosszú ideig, melynek következtében nagy mennyiségű víz került a felszínre méretlenül. A hozamok ismeretében kutanként kb. 1000l/perc (1440m3/nap) hozammal számolhatunk a 80-as évek végéig. A hat legjelentősebb régi kúton keresztül a fentiek alapján 1990-ig kb. 0,15km3 víz jutott a felszínre. Figyelembe véve a kutak számának növekedését mára ez az érték megduplázódhatott. A kitermelés ráadásul két viszonylag kis területrészre koncentrálódott. A kitermelés elmúlt évekbeli alakulásáról a TIKÖVIZIG adatbázisa tájékoztat minket, ez utóbbiakat használtuk fel a második permanens modell bemenő adataiként. A kapott permanens állapothoz képest határoztuk meg azt az állandósult nyomásszintű állapotot, melyben a kutakon keresztül a kitermelt vízmennyiség kivehető. A kapott eredményeket a 6.3.-6.6. ábrák tartalmazzák. A termálvíztermelés hatására Hajdúszoboszló térségében már a pleisztocén rétegekben megjelenik a depresszió, de értéke a 0, m-t nem haladja meg. A 4. modellrétegben már van termelő kút, annak környeztében akár 0,6m érték is kimutatható, míg a rétegre általánosan jellemző a hidraulikus emelkedési magasság 0,1– 0,2m-es csökkenése. Az 5. modellrétegből termelő X. számú hévízkút környezetében a leszívás 3m-nél nagyobb, a teljes rétegre jellemző a kimutatható csökkenés. A Debrecen környéki területeken a leszívási tölcsér izovonalainak futását jelentősen befolyásolja a határfeltétel. Hasonló mértékű depresszió jellemzi a hajdúszoboszlói 14-es kút környezetét a 6. modellrétegben. Debrecenben ezt a réteget egy viszonylag kis hozamú kút termeli, így itt a térségi depressziót csak mérsékelten módosítja a lokális hatás. A legintenzívebben termelt 7. réteg depressziója a peremeken 0,4–0,5m, míg a temelési központokban, Debrecenben 1,4m, míg Hajdúszoboszló környezetében 2m. A vízzárónak tekinthető Algyői Formáció rétegében szintén jelentős depresszió mutatható ki, melynek okát a 7. réteg irányába meginduló „víztelenedésnek” tulajdoníthatjuk (a viszonylag nagy agyagtartalom miatt a vertikális és horizontális szivárgási tényezők közel azonos értékűek). A kapott leszívási értékek területi eloszlása hasonló a debreceni területen elvégzett korábbi modellezéshez (GÁMA-GEO, 2008). A kialakult áramlási térben mind a 6., mind a 7. modellréteg beszivárgási területe mindkét település esetében a nyírségi ablak, a hajdúszoboszlói kutak leszívó hatása a debreceni kutak felé érvényesül (6.7. és 6.8. ábra). Ennek időbeli kiterjedése 8000–10000 év, így nem tekinthető aktuális veszélynek a két kútcsoport egymásra hatása. A kompakciós vizek utánpótló hatásával a modell nem számol. A modellezéshez elkészült vízkészlet-számításban új kivételi elemként jelenik meg a kutak hozama (6634,3m3/nap), a termelés hatására 2361m3/nap értékkel nő a peremeken befolyó víz mennyisége (23010,4m3/nap), míg a kifolyó víz mennyisége csökken (45176,0m3/nap). A beszivárgás a kutak által kitermelt hozamnak 4,34-szerese.

120

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


6.3. ábra: A termálvízkutak termelésének hatására kialakuló depresszió az 5. rétegben

6.4. ábra: A termálvízkutak termelésének hatására kialakuló depresszió a 6. rétegben 121 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

121


6.5. ábra: A termálvízkutak termelésének hatására kialakuló depresszió a 7. rétegben

6.6. ábra: A termálvízkutak termelésének hatására kialakuló depresszió a 8. rétegben

122

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


6.7. ábra: Termelés hatására kialakuló potenciálszintek és a vízrészecskék mozgása a 6. modellrétegben (nyilak 1000 évenként)

6.8. ábra: Termelés hatására kialakuló potenciálszintek és a vízrészecskék mozgása a 7. modellrétegben (nyilak 1000 évenként)

123 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

123


6.1.4 Regionális hőmérsékleti viszonyok és kitermelhető energiasűrűség A modellterületről származő hőmérsékleti adatok segítségével vizsgáltuk a térségi mélységi hőmérséklet függvényt. Ehhez talphőmérséklet, termelési hőmérséklet adatokat (6.9. ábra), figyelő kutak hőmérsékleti viszonyait (6.10. ábra), valamint termelés közben elvégzett hőmérsékletmérések (6.11. ábra) adatait is fel tudtuk használni.

6.9. ábra: A területen mért talphőmérsékletek összefüggése a mélységgel

6.10. ábra: Hőmérséklet-eloszlás a vízszintfigyelő kutakban

124

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


A területre jellemző geotermikus gradiens 61°C/km értékűnek adódott, mely hazai viszonylatban is kiemelkedő. Figyelembe véve a flisöv kiemelt helyzetét, a felső-pannóniai összletekből termelhető termálvíz maximális hőmérséklete így 70–80°C közé esik. A beáramló víz hőmérséklete egy átlagos kútkiképzés során 6–8°C-kal is csökkenhet. A nagyobb vízhozamok elérése miatt kisebb mélységben is szűrőzött kutak esetében az alacsonyabb hőmérsékletű vizek bekeveredése is csökkenti a víz hőmérsékletét.

6.11. ábra: Termelés közben mért hőmérsékletprofilok a vizsgálati terület három kútjában A termálvízzel kivehető teljes hőteljesítmény értékek a kis hőmérsékletű kutak alig 0,01MW-os teljesítményétől 2,2MW-ig terjednek. A területen kitermelt összes hőenergia 13,64MW. A termálvizet elsősorban fürdőüzemi célra hasznosítják, így a vizek hőtartalmát feloszthatjuk a medencebeli hasznosítás előtti (>40°C), közbeni (30–40°C) és utáni (<30°C) részekre. A terület vizsgált kútjainak összegzett energetikai adatai alapján a medencékbe juttatás előtt a víz energiájának 41,4%-át veszti el, a medencékben további 23,2%-ot, míg a hulladékvíznek tekinthető 30°C alatti vizek energiatartalma további 35,4 % (4,84MW). A vízzel kitermelt metán mennyisége a gáztartalom vizsgálatok és a bevallott hozamok alapján szintén megbecsülhető, melyből kiszámolható a gáz elégetéséből nyerhető energia. A legkisebb metánhozamú kút 2kW teljesítményű égetéssel felszabadítható energiát hoz a felszínre, míg a nagy hozamú és metán-víz viszonyú kutak esetében ez az érték meghaladja a 130kW-ot. Ez már kellően nagy mennyiség ahhoz, hogy a beruházók (újra) gondolkodnak a gáz hasznosításában. A terület kútjainak energiatartalma azonban elsősorban a vízhez kötődik, a víz energiája a gázból nyerhető energiának 5–75-szöröse. 125 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

125


A kutakat üzemeltető fürdők meglátták a lehetőséget a geotermikus energia energetikai célú hasznosításában, így mind a Nagyerdei Gyógyfürdő, mind a Hungarospa komoly lépéseket tett a korszerű, kaszkád rendszerű hőkinyerés irányába. Ennek egyszerűsített sémája a következő:  a metán elégetése áramtermelés vagy hőtermelés céljából  a 40 °C feletti termálvizek energiáját hőcserélőn keresztülvezetve használni fűtésre, fűtés rásegítésre, használati melegvíz előállítására  a medencék zárt térben alkalmasak a levegő melegítésére  a medencékből kifolyó víz hőcserélőn átvezetve alkalmas előfűtésre, levegőtemperálásra, kisebb hőmérsékletű kiszolgáló egységek és medencék (pl. lábmosó) hőmérsékletének kívánt értéken tartására  a hőcserélős energiaátadásra már nem alkalmas vizek energiatartalmát potenciálisan hasznosíthatják víz/víz hőszivattyúk segítségével A fenti módszerek segítségével elérhető, hogy a hazai balneológiai célú termálvízkitermelés a geotermikus potenciált minél kevésbé csökkentse, miközben a fürdőüzem gazdaságilag fenntarthatóbb. 6.2 Hidrodinamikai és hő transzport modell készítése egy feltételezett termelővisszasajtoló kút pár komplex hidrogeológiai vizsgálatához Ebes település térségében A regionális léptékű hidrodinamikai modell eredményeit figyelembe véve lokális hő transzport modellt is készítettünk, hogy vizsgálni tudjuk egy feltételezett termelővisszasajtoló kút pár működését Ebes település térségében. Ebes Debrecen és Hajdúszoboszló között található, és a regionális áramlási modellben is ezen a területen került feltételezésre hévíz visszasajtolás a 7. (hévizes) modell rétegbe, amely az Újfalui Formáció deltafrontjának felel meg. A vizsgált régióban ezt a hévízadó összletet termelik leginkább Hajdúszoboszló és Debrecen hévíz és gyógyvíz szükségleteinek biztosítása érdekében. Mivel a térségben jelenleg nincs üzemelő visszasajtolás a hévíztároló rétegekbe, azért különösen fontos a jelenlegi hő transzport vizsgálat és szimuláció szakmai következtetések nyerése céljából. Az itt szerzett tapasztalatok segítségével lehet a későbbiekben tényleges visszasajtoló kutakat tervezni és üzemeltetni. 6.2.1 Hő transzport modell készítése egy feltételezett termelő-visszasajtoló kút pár komplex hidrogeológiai vizsgálatához Ebes település térségében A rendelkezésre álló dokumentációkban szerepelő földtani és vízföldtani információk alapján, illetve a regionális léptékű hidrodinamikai modellezés eredményei alapján 3dimenziós hő transzport modellt készítettünk, ahol elsősorban a regionális modell 7. hévíztároló rétegére koncentráltunk. A szimulációs vizsgálatokkal egy feltételezett termelő-visszasajtoló kút pár működését kívántuk szemléltetni Ebes település környezetében. A lokális modell paramétereinek megadásánál a regionális modell idevonatkozó paramétereit vettük figyelembe. A modellezett térrész nagysága a részletes hő transzport számításoknál 4.0km x 4.0km. A felszín alatti víz áramlásának megfelelően elfordított modell rácsot egy 6.0km x 6.0km nagyságú területen helyeztük el Ebes térségében, amelynek a koordináta viszonyai az alábbiak szerint adhatók meg.

126

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


EOV Y: 831000 m – 837000 m EOV X: 236000 m – 242000 m A hidrodinamikai vizsgálathoz képest a hő transzport modellezés során finomabb cellaméretet célszerű alkalmazni. Az alap cellaméret egységesen 50m x 50m. A vizsgált kutak (T - termelő1 és I - visszasajtoló) környékén besűrítettük a cellákat, hogy a hőmérséklet változásait pontosabban lehessen nyomon követni. A legkisebb cellaméret 5.0m x 5.0m. A feltételezett vizsgált kút pár Ebes település környezetében található. A tervezett kutak pontszerű helyének EOV [km] koordinátái: Termelő kút T: EOV Y: EOV X: Visszasajtoló kút I: EOV Y: EOV X:

834886 m 238903 m 833473 m 238527 m

Ebben az esetben a kutak közötti távolság kb. 1500 méter. A vízkivétel célja: hévíztermelés és a lehűlt víz visszasajtolása. A vizsgált hévíztároló összlet hőmérséklete 70°C. A visszasajtolt víz hőmérsékletére két feltételezéssel is éltünk. Első esetben 30°C, majd a későbbiekben 15°C hőmérsékletű víz visszasajtolást tételeztünk fel. A vizsgált hévíztároló réteg geometria jellemzőit a regionális modellből vettük át. Ezen a területen a 7. hévíztároló modell réteg vastagsága eléri a 250 métert. A hévíztároló összlet hidraulikus emelkedési magasságának (h) az értékeit is a regionális modell idevonatkozó adatai alapján adtuk meg. Ebes környezetében a felszín alatti víz regionális áramlási iránya délnyugat irányba mutat nagyon kis hidraulikus gradiens értékekkel (kisebb, mint 0.001). Mivel a hévíztároló réteg esetében a modellezett lokális területen felszín alatti vízválasztó nem található, ezért a modellben a jellemző felszín alatti vízáramlás „upstream és downstream” oldalán állandó vízszintű határfeltételt alkalmaztunk. Ez a hidraulikai feltétel jelen esetben teljesen indokoltan használható, hiszen a megadott peremek jelentős távolságban vannak a feltételezett kutaktól. Mint említettük, a modell rácsot többé-kevésbé a terület regionális vízáramlási irányának megfelelően állítottuk be. Ha rácsháló orientációját a regionális vízáramlás irányához igazítjuk, jelentősen csökkenthetjük a numerikus-modellezési hibákat (Székely, 1975). A lokális modellben szereplő rétegekre a szivárgási tényező és szabad hézagtérfogat értékeket a regionális áramlási modellből ültettük ültettük át (Szűcs – Ritter, 2002). A hévíztermelés szempontjából érdekes 7. modell réteg horizontális és vertikális szivárgási tényezője 5m/nap és 0.0463m/nap. A vizsgált hévíz tároló effektív porozitása 0.1. A termelési viszonyokat illetően a következő adatokkal dolgoztunk. A kitermelt 70°Cos hévíz átlagos hozama 800 m3/nap. A feltételezett visszasajtoló kút ugyanekkora, azaz 800m3/nap hozammal működik. Mint korábban említettük, első esetben 30°C, majd a későbbiekben 15°C fok hőmérsékletű víz visszasajtolást szimuláltuk a hő transzport modell segítségével. Természetesen vizsgáltuk a hideg hő front alakulását az idő függvényében a besajtoló kút környezetében (Neville – Tonkin, 2004). Először 30 éves idejű üzemeltetést szimuláltunk, míg a későbbiekben hosszabb, 100 éves hosszúságú üzemeltetés hatását is vizsgáltuk fenntarthatósági szempontból. 127 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

127


A Processing SHEMAT modellező programcsomag segítségével végeztük el a hő transzport szimulációkat. A Processing SHEMAT programcsomagot német kutatók a Processing MODFLOW rendszer továbbfejlesztése révén hozták létre. A hő transzport modellezési szimulációk is minden esetben az áramlási viszonyok megadásával kezdődnek. Az ehhez szükséges információkat a korábban elkészült regionális áramlási modellből emeltük át (Peaceman, 1983). Ezután történik meg hő transzporttal kapcsolatos modell paraméterek feltöltése. Jelen esetben a hő transzport feladat viszonylag egyszerű. Egyrészt az állandó hőmérsékletű hévizes felszín alatti közegből (70°C) vizet termelünk, illetve csökkentett hőmérsékletű (30 vagy 15°C) fluidumot juttatunk vissza egy visszasajtoló kúton keresztül a vízadóba. Természetesen a hő transzport szimulációk során tranziens modellezést hajtottunk végre, hogy különböző időintervallumokban vizsgálni tudjuk a felszín alatti hőmérsékletváltozásokat a termelő-visszasajtoló kút pár működésének hatására az üzemeltetési időszakban. Az elvégzett komplex hidrodinamikai és hőtranszport vizsgálatok alapján a következő (6.12-6.13. ábrákon szereplő) eredményeket kaptuk.

6.12. ábra: Az alkalmazott rácsháló a hő transzport modellben.

128

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


a

b

c

d 6.13. ábra:

30 éves folyamatos üzemi időszak végén a hőmérséklet eloszlás 2 dimenziós ábrázolása a vizsgált hévíztároló (7.) rétegben a Processing SHEMAT hő transzport szimuláció során. A termelő (-800m3/d) és a visszasajtoló (800m3/d) kutak közötti távolság 1500 m. A réteg és a benne tárolt hévíz hőmérséklete 70°C a, hidraulikus emelkedési magasság; b hőmérsékleteloszlás 30 év után, ha a visszasajtolt víz hőmérséklete 30°C; c hőmérsékleteloszlás 100 év után, ha a visszasajtolt víz hőmérséklete 30°C; d hőmérsékleteloszlás 100 év után, ha a visszasajtolt víz hőmérséklete 15°C

129 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

129


6.2.2 Összefoglalás, következtetések Jelen hő transzport modell szimulációk keretében elvégeztük egy feltételezett termelővisszasajtoló kút működésének komplex hidrogeológiai vizsgálatát Ebes térségében. Az elvégzett modellezési vizsgálatok alapján a következő megállapításokat és javaslatokat tehetjük. -

-

-

-

-

-

-

130

A regionális modell mellett ez a lokális léptékű modell is igazolta, hogy hidrodinamikai szempontból az egymástól 1500 méter távolságban telepített termelő-nyelő kút pár megfelelően működik. A térség fő hévízadó összletéből, az Újfalui Formáció deltafront részéből a termelőkút segítségével könnyedén lehet kitermelni a vizsgált átlagos 800 m3/nap termálvíz hozamot. Hasonlóan kivitelezhető és megvalósítható ugyanennek a vízhozamnak a besajtolása a vizsgált hévízadó rétegbe a feltételezett visszasajtoló kút alkalmazásával. A tényleges kivitelezés esetében természetesen a visszasajtoló kút esetében speciális feltételeket is teljesíteni kell a kútkiképzés során, mint pl. megfelelő kavicsolás alkalmazása a kút szűrőzött szakaszának környezetében. Hasonló módon vizsgálat tárgya kell, hogy legyen a megfelelő vízkezelési és szűrési technológia kiválasztása annak érdekében, hogy a porózus kőzetbe történő visszasajtolást hosszú időn keresztül működtetni lehessen. A vizsgált visszasajtoló kút környezetében kialakult hőmérséklet eloszlás alapján következtetni lehet a termelő-visszasajtoló kút pár üzemeltetésének jellegére és fenntarthatóságára az idő függvényében. A kapott szimulációs eredmények alapján megállapítható, hogy a térségben a termelő és a visszasajtoló kút között 1000 méteres távolság már biztonsággal megfelelő lehet az üzemeltetés szempontjából átlagosnak tekinthető (kb. 500-1200m3/nap) hévíztermelés esetén Debrecen és Hajdúszoboszló térségében. Ilyen kúttávolságok esetén sem 30 éves átlagos üzemeltetési idő esetén, de még 100 éves időtávlatban sem kell arra számítani, hogy a visszasajtolt alacsonyabb hőmérsékleti víz hő frontja elérné a termelő kutat. A regionális áramlási viszonyokat a két kút cask közvetlen környezetében módosítja, így a besajtolt víz jelentős hányada a hajdúszoboszlói központok irányába fog áramlani, 1500 év elérési idővel. Az elvégzett hidrodinamikai és hő transzport modellezés megállapítható, hogy a térségben hévíz termelő-visszasajtoló rendszerek víz és hő háztartás szempontjából is fenntartható módon üzemeltethetőek. Ha a kutak közötti távolság kisebb, mint 1000 méter (pl. 500-800m), akkor jelentősen megnő az esélye annak, hogy a visszasajtolt vízből adódó hidegfront a tervezett üzemeltetési időn belül elérheti a termelő kutat. Természetesen egy-egy konkrét esetben az adott feltételeknek megfelelő hidrodinamikai és hő transzport modellezési szimulációval lehet az optimális üzemmódot kialakítani egy hévíz termelő- visszasajtoló kút pár tervezésénél, méretezésénél és kivitelezésénél.

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


7. Kiválthatók-e és érdemes-e mellőzni a fosszilis energiahordozókat? Magyarországon jelentős mennyiségű a még kiaknázatlan kőszénvagyon és évtizedekre elegendő a paksi atomerőmű működtetéséhez elegendő uránérc készlet. Kőszeneink megfelelő technológiákkal és a környezetvédelmi szempontok figyelembevételével is még legalább másfél-két évszázadig kielégíthetik saját energiaszükségleteinket e belső, stratégiai tartalékokból. Az EU országai között több olyan is akad (pl.: Németország, Csehország), amelyek mintául szolgálhatnak a kombinált megoldások alkalmazásához. E közismerten nagy bányászati múlttal rendelkező országok hazánknál óvatosabb ütemben fejlesztették vissza a hagyományos energiahordozóik bányászatát, megőrizve egyúttal a hozzá kapcsolódó szellemi tőkét, szakmai tudást és tapasztalatot, valamint azt a technikát és technológiát, amelyeket tovább korszerűsítettek a 21. század igényeinek megfelelően. Ebben jelentős szerepet kapott náluk az élő munkaerő kiváltása (gépesítés, automatizálás) a kockázatok mérséklése (gazdasági és életvédelmi), valamint a szigorodó környezetvédelmi előírások figyelembevétele a technológia korszerűsítések során. A fentiek megfontolása és az újabb technológiák átvétele és alkalmazása számunkra is lehetőség, ami egyrészt megfelel az EU által is elfogadott nemzetközi gyakorlatnak, másrészt jelentősen mérsékelheti energiafüggőségünket és stabilizálhatja az ipari és lakossági szolgáltatások körét, javítva gazdasági mutatóinkat és növelve a foglalkoztatottságot. Közismert kifogás a hagyományos bányászattal szemben, hogy hasznos teret foglal, hogy rendezetlen környezetet hagy maga után, hogy meddőhányóinak égése, bomlása, víztelenítő rendszereinek depressziós hatásai, valamint tüzelőanyagának káros melléktermékei (pernye, füstgáz, CO2, SO2) erőteljesen környezetszennyezők, közvetlenül és közvetve károsítják az élő környezetet. Mindez tekinthető kiküszöbölhető velejárónak is, hiszen korábban is léteztek környezetvédelmi előírások és rekultivációs tervek, legfeljebb nem tartották be őket. Más esetekben (pl.: Hévíz) bebizonyosodott, hogy nem a bányászat az egyetlen, ami miatt leszállhatnak a vízszintek. A korszerű technológiákban csekély az élőmunka, a kutatás és tervezés korszerű anyagvizsgálatok, új típusú adatbázisok, modellezőprogramok és térinformatika segítségével valósulnak meg, megbízhatóságuk lényegesen jobb a korábbiaknál. A káros melléktermékek szintén kiküszöbölhetők, ahogy erre a mátrai erőmű tüzeléstechnikai gyakorlata és környezetvédelmi rendszere a bizonyíték. A felszín alatti bányászat esetében kiaknázatlan lehetőség a megnyitott mélyszinti vágatok természetes földhőjének megcsapolása. A bizonytalan jövőjű és igen nagy beruházásokat igénylő import gáz- és olajvezetékek működtetése helyett és mellett célszerű lenne a saját kőszénvagyonunk korszerű módszerekkel történő hasznosítását az alternatív, főként geotermikus energetikai beruházásokkal kombinálva felhasználni a hazai energiaszektor stabilizálására, importfüggőségének csökkentésére és kiszámíthatóbbá, gazdaságosabbá tételére. Véleményünk szerint a hagyományos energiahordozók hosszú távon nem lesznek kiválthatók, így különösen ésszerű lenne mielőbb összekapcsolni szénbányászatunk rehabilitációját és a megújuló energiaforrások rendszerbeállításának és fejlesztésének kérdését (regionális tervek). Az Európai Uniós tagságunk számos olyan kötöttséget jelent, amelyet be kell tartanunk, de sok tekintetben van némi mozgásterünk egyéni adottságaink jobb kiaknázására. Az energetika terén is célszerű lenne ezt az elvet követni a fentiek figyelembevételével. 131 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

131


8. Összefoglalás A pályázat 4 munkaféléve során sikerült lezárni az áthúzódó és az egyedi munkafázisokat, s kellő tapasztalatot szerezni annak megítéléséhez, hogy a terület egészének 12 szelvény menti részletes feldolgozása és 3D kiterjesztésre történő modellezése milyen munka, idő és anyagi ráfordítást igényelne, ha teljes mélységig feldolgozzuk a területet. Ez azonban egy következő lépés lehet, hiszen csupán az adatbeszerzés tízmilliós nagyságrendű adatbevitelét jelentené, s ennek anyagi vonzatai is többmilliós értékűek. Jelen munka legfőbb eredménye, hogy a Tiszántúlról sikerült egy a korábbiaknál részletesebb komplex földtani és alkalmazott földtani (hidrogeotermikai) jellemzés megalkotása. Ennek szempontjai között közel azonos súllyal szerepeltek a hagyományos rétegtani-litológiai, valamint a műszaki földtudományi jellegű szempontok és ismeretek. Ez tette lehetővé, hogy a feldolgozott fúráshálón keresztül elkészülhessen egy olyan őskörnyezeti rekonstrukció, amely jelentősen finomítja a terület fejlődéstörténetének fő eseményeiről és annak hatásairól alkotott képünket. Másfelől egy térinformatikai segédlettel összeállított kőzetváz modell alapjait sikerült lerakni, amelyben jól megfeleltethetők egymásnak a geofizikai paraméterekkel meghatározható fáciestani-rétegtani egységek és a vízháztartás és termálenergetikai szempontok szerint elkülöníthető kőzettestek. E kétféle közelítési mód kompatibilitása és a több milliós digitális adatbázis számítástechnikailag jól mobilizálható adattömege egy a korábbiaknál sokkal hatékonyabb és gyakorlatiasabb komplex földtani megismerést tesz lehetővé. Erre sokféle kimenettel lehet ráépíteni különböző típusú gyakorlati hasznosítású célvizsgálatokat. Az adatfeldolgozás során nyert tapasztalatok birtokában kijelenthetjük, hogy a Pannonmedence területén geotermikai szempontból talán a tiszántúli körzet a leginkább perspektivikus kutatási terület. Ez egyaránt igaz a sekély mélységű felszínközeli rétegekre, a termálvizes porózus hévíztárolókra, s méginkább az aljzat anomálisan felfűtött nagy hőtartalmú zónáira. Ez utóbbiakban kiemelt jelentősége lehet a belső flisöv (feltolt aljzathát) hőkupola szerepének, valamint a Derecskei- és Békési-süllyedékek hévíztartalékainak. A legvitatottabb és továbbra is lezáratlan kérdés a nyírségi süllyedék szubmiocén képződményeinek kora, litológiája, fáciestana, valamint karotázsgeofizikai és termikus állapota, hőtartaléka. Ez utóbbi még meglepetéseket tartogathat, mivel a nagy vastagságú bádeni-szarmata vulkáni-vulkanoszediment összlet hidrogeotermikai értelemben vett szigetelő hatása miatt olyan akkumulált többlethő mennyiséget tartalmazhat lefojtott állapotban, melynek közvetítőközeges megcsapolása (pl.: GEOHIL, vagy mélyhőszonda), jelentősen hozzájárulhat a térség energiaellátáshoz. A Hajdúszoboszló és Debrecen térségében egymást metsző szelvényekben folytatott és háromdimenziósan is elvégzett modellezések igazolják, hogy a termálviz készleteknek hosszútávon fenntartható módon legfeljebb 8–10 %-a termelhető ki a környezet tartós károsodása, a rétegenergiák veszélyes lecsökkenése nélkül. Megoldást a termálkutak dekoncentrált elrendezése és a visszasajtolás nyújthat, szétterítve a depressziós hatásokat. A terület talajvíz szintjeinek drasztikus leszállása jelzi, hogy a rendszerben a köztes vízrekesztők ellenére létezik egy vertikális kommunikáció, ami az eltérő mélységzónák igénybevételének jó összehangolását sürgeti. Fejlesztendő a hulladékhő-hasznosítás a térség termálvizes gyógyhelyeinek területén. Ez a pályázat kitűnő lehetőséget biztosított ahhoz, hogy a különböző szakterületek összefogásával megalapozzuk a jövőbeli együttműködés lehetőségét és hozzájáruljunk régiónk geotermális potenciáljának ésszerűbb és intenzívebb hasznosításához. 132

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Felhasznált szakirodalom Albu I. – Bodoky T. – Hoffer E. – Polcz I. – Verő L. (1970). Komplex geofizikai kutatás a Nyírségben, MÁELGI 1969. évi jelentése, p. 15–24. Antonelli R. – Fabbri P. – Iliceto V. – Majorana C. – Previatello P. – Schrefler B.A. – Sedea R. (1995). The hydrothermal Euganean field. A subsidence modelling approach, In: Proceedings of the World Geothermal Congress, Florence, p. 1263–1268. Armstead H.C.H. (1983). Geothermal energy, E.&F.N. Spon., London Austin WA. (1998). Development of an in situ system for measuring ground thermal properties, Master Science thesis, Oklahoma State University, USA Árpási M. (2002). A termálvíz többcélú hasznosításának helyzete és lehetőségei Magyarországon, Kőolaj és Földgáz, 35 (135), p. 109-121. Árpási M. (2005). Geothermal update of Hungary 2000–2004 – Proceedings World Geothermal Congress, http://iga.igg.cnr.it/geoworld/pdf/WGC/2005/0127.pdf Bagi R. (1968). Áttekintő gravimétermérések az alföldi ún. flisöv területén (Mérési eredmények a hevesikunmadarasi területen és a Nyírségben), MÁELGI 1967. évi jelentése, p. 117-121. Bagi R. – Bodoky T. – Sz. Pintér A. – Polcz I. – Ráner G. – Sz. Woynarovicz Zs. (1969). Komplex geofizikai kutatás a Hajdúságban és a Nyírségben, MÁELGI 1968. évi jelentése, p. 13-30. Bálint B. (2011). A Sárrét gyógyvizeinek és geotermális potenciáljának hasznosíthatóságáról. – Calandrella, megjelenés alatt, p. 1-12. Balla Z. (1984). The Carpathian loop and the Pannonian basin. A kinematic analysis, Geophysical Transactions, 30, p. 313-353. Balla Z. (1988). On the origin of structural pattern of Hungary, Acta Geologica Hungarica, 31, p. 53-63. Barabás E. (2010). Debrecen vízföldtani adottságai, a Debreceni Gyógyfürdő, szakdolgozat, Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-43. Baria R. – Baumgärtner J. – Gerard A. – Garnish J. (2000). The European HDR Programme: Main Targets and Results of the Deepening of the Well GPK2 to 5000 m – Proceedings World Geothermal Congress 2000, Kyushu-Tohoku, May 28-June 10, International Geothermal Association, Pisa, Italy. Baria, R. – Baumgärtner, J. – Gérard, A. – Weidler, R. – Hopkirk, R. (2001). European Hot Dry Rock Geothermal Research Programme 1998–2001, Final Report, p. 1-89. Baria R. – Michelet S. – Baumgärtner J. – Dyer B. – Nicholls J. – Hettkamp T. – Teza D. – Soma N. – Asanuma H. – Garnish J. – Megel T. (2005). Creation and mapping of 5000m deep HDR/HFR reservoir to produce electricity – Proceedings of the World Geothermal Congress 2005, Antalya, Turkey, Paper 1627, p. 1-8. Bálint B. (2009). A vizek szerepe Püspökladány életében és fejlődésében, szakdolgozat, Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-101. Bányai O. (2008): A geotermikus energia szabályozása Magyarországon – Közigazgatási Szemle, 2008/1, p. 9197. Bellani S. – Brogi A. – Lazzarotto A. – Liotta D. – Ranalli G. (2004). Heat flow, deep temperatures and extensional structures in the Larderello Geothermal Field (Italy): constraints on geothermal fluid flow, Journal of Volcanology and Geothermal Research, 132, p. 15-29. Bendefy L. (1968). Debrecen városi belsősége süllyedésének hidrogeológiai vonatkozásai, Hidrológiai Közlöny 68/12, p. 549-558 Benke I. – Reményi V. (szerk.) (1996). A magyar bányászat évezredes története II. – Országos Magyar Bányászati és Kohászati Egyesület, p. 1-752. Bertani R. (2005). World geothermal power generation in the period 2001–2005, Geothermics, 34, 651-690. Bérczi I. – Jámbor Á. (szerk.) (1998). Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana – MOL Rt., MÁFI, Budapest, p. 1-517. Bobok E. (1987). Geotermikus energiatermelés. – Tankönyvkiadó, Budapest, p. 1-246. Bobok E. – Tóth A. (2009). A geotermikusenergia termelés hőmérsékletviszonyai zárt rendszerbeli kút esetében – kézirat, kutatási jelentés, DE Ásvány- és Földtani Tanszék adattára, ME Kőolaj és Földgáz Intézet adattára, p. 1-28. Bodoky T. – Jánvári J. – Pintér A. – Szeidovitz Gyné – Varga G. – Zsille A. (1965). Geofizikai kutatás az Alföldön, MÁELGI 1974. évi jelentése, p. 37-42. Boldizsár T. (1956). Terrestrial heat-flow in Hungary, Nature, 178, p. 35. Bolddizsár T. (1964). Heat-flow in the Hungarian Basin, Nature, 202, p. 1278-1280. Brogi A. – Lazzarotto A. – Liotta D. – Ranalli G. (2003). Extensional shear zones as imaged by reflection seismic lines: the Larderello geothermal field (central Italy), Tectonophysics, 363, p. 127-139.

133 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

133


Bresee J.C. (szerk.) (1992). Geothermal Energy in Europe. The Soultz Hot Dry Rock projekt – Gordon and Breach Science Publishers, Montreux, p. 1-308. Brown L.R. (szerk.) (1991). State of the world 1991 – Worldwatch Institute, W. W. Norton and Company, New York Buday, T. (2009). Temperature changes of the upper crust based on operation of borehole heat exchangers (Debrecen), in: Kalmár F. et al. (szerk.). 15th „Building Services, Mechanical and Building Industry days” GEOREN International Conference, 15-16 October 2009, Debrecen, Hungary, pp. 113–118. Buday, T. (2010). Effects of operating heat pump systems on the underground temperature based on a case study in Debrecen, in: Kalmár F. – Csomós Gy. – Csáki I. (szerk.). 16th „Building Services, Mechanical and Building Industry Days” GEOREN International Conference, 14-15 October 2010, Debrecen, Hungary, pp. 107–114. Buday T. (2011). A termálvízkivétel hatása Hajdúszoboszló–Debrecen környezetében, diplomamunka, Miskolci Egyetem, Hidrogeológiai–Mérnökgeológiai Intézeti Tanszék, p. 70. Buday T. – Kozák M. (2007). Necessity, experiences and abilities of deep heat mining – Acta GGM Debrecina Geology, Geomorphology, Physical Geography Series, 2, p. 199-207 Buday T. – Kozák M. (2008). A környezetbarát földhőbányászat, in: Fodor I. – Suvák A. (szerk.): A fenntartható fejlődés és a megújuló természeti erőforrások környezetvédelmi összefüggései a Kárpát-medencében – konferenciakötet, MTA Regionális Kutatások Központja, Pécs, p. 191-198. Buday T. – Török I. (2011), Működő hőszivattyús rendszerek hatása a felszínközeli üledékek hőmérsékletére egy Debreceni példa alapján, Magyar Épületgépészet, 2011/1-2., p. 21-24. Buday T. – Kozák M. – McIntosh R.W. (2008). International experience of geothermal energy production regarding sustainability, in: 14th „Building Services, Mechanical and Building Industry days” International Conference, Debrecen, Hungary, p. 23-30. Büki G. – Lovas R. (szerk.)(2010). Megújuló energiák hasznosítása – Köztestületi Stratégiai Programok sorozat, MTA Energetikai Munkabizottság összeállítása, MTA kiadvány, Budapest, p. 1-142. Capetti G. – Ceppatelli L. (2005). Geothermal Power Generation in Italy 2000–2004 Update Report – Proceedings World Geothermal Congress 2005, Antalya, Turkey, p. 1-7. Cermák V. – Rybach L. ed. (1979). Terrestrial Heat Flow in Europe. – Springer-Verlag, Berlin, p. 1-328. Chapman D. Rybach L. (1985). Heat flow anomalies and their interpretation – Journal of Geodynamics, 4, p. 337. Chiang W.H. – Kinzelbach W. (2001). 3D groundwater modelling with PMWIN. A simulation system for modelling groundwater flow and pollution – Springer-Verlag, p.1-346. Császár G. (1997). Magyarország litosztratigráfiai alapegységei, MÁFI, Budapest, p. 1-114. Császár G. (2005). Magyarország és környezetének regionális földtana I. paleozoikum–paleogén, Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, p. 1-328. Csontos L. – Tari G. – Bergerat F. – Fodor L. (1991). Structural evolution of the Carpatho Pannonian area during the Neogene, Tectonophysics, Vol. 199, p. 73-91. de Carli M. – Tonon M. – Zarrella A. – Zecchin R. (2008). Comparison between simplified and detailed models for vertical ground-coupled heat exchangers, In: 14th “Building Services, Mechanical and Building Industry days”. Debrecen, Hungary, 30-31 October Dittus FW. – Boelter LMK. (1930). Heat transfer in automobile radiators of the tubular type, Publications in Engineering, Vol.: 2, p. 443-461. DOE (2000). International Energy Outlook (2000). U. S. Dept. of Energy, Washington, USA, p. 1-254. DOE (2002). International Energy Annual. www.eia.doe.gov/pub/international/iea2002/iea_2002.zip Dövényi P. – Horváth F. – Liebe P. – Gálfi J. – Erki I. (1983). Geothermal conditions of Hungary, Geophysical Transactions, 29, p. 3–114. Dövényi, P. – Homola, V. – Horváth, F. – Kohl, T. – Rybach, L. (2005). European HDR/EGS resources. Future potential development in Hungary, Order no: G109/05-22.13., Final Report, GEOWATT AG (May 26, 2005), p. 1-41 Erdélyi M. (1979). A magyar medence hidrodinamikája, VITUKI kiadvány, p. 1-82. Erdélyi M. – Gálfi J. (1988). Surface and subsurface mapping in hydrogeology, Akadémiai Kiadó, Budapest, p. 1-384. Fabbri P. – Trevisani S. (2005). Spatial distribution of temperature in the low-temperature geothermal Euganean field (NE Italy): a simulated annealing approach, Geothermics, 34, p. 617-631. Fábián Gy. – Zsembery Gy. (1976). „Tiszántúli” MgTSz. thermál kút komplex hasznosításának tanulmánya, „Tiszántúli” MgTSz. munkacsoportja, p. 1-46.

134

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Fodor L. – Csontos L. (1998). Magyarországi szerkezetföldtani kutatások és ezek legújabb eredményei, Földtani Közlöny, 128, p. 123-143. Fülöp J. – Dank V. (1987). Magyarország Nemzeti Atlasza, Magyarország földtani térképe a kainozoikum elhagyásával – Magyar állami Földtani Intézet kiadványa GÁMA-GEO (2008). Debrecen hévizes kútjainak 123/1997. (VII.18.) Kormányrendelet szerinti hidrodinamikai védőidoma. – kézirat, Miskolc, p. 1-24 + mell. Genter A. – Guillou-Frottier L. – Feybesse J-L. – Nicol N. – Dezayes C. – Schwartz S. (2003). Typology of potential Hot Fractured Rock resources in Europe, Geothermics, 62, p. 701-710. Gérard, A. – Genter, A. – Kohl, TH. – Lutz, PH. – Rose, P. – Rummel, P. (2006). The deep EGS (Enhanced Geothermal System) project at Soultz-sous-Forêts (Alsace, France), Geothermics, 35, p. 473-483. Gabor D. – Colombo U. (1976). Beyond the age of Waste, Pergamon Press, New York, 1978 Gehlin S. (1998). Thermal response test: in situ measurements of thermal properties in hard rock, Licentiate thesis, Lulea University of Technology, Sweden Gehlin S. (2002). Thermal response test: method, development and evaluation, Doctoral thesis, Lulea University of Technology, Sweden Goff F. – Decker E.R. (1983). Candidate Sites for Future Hot Dry Rock Development in the United States, Journal of Volcanology and Geothermal Research, 15, p. 187-221. Goldemberg J. – Johansson T.B. – Reddy A.K.N. – Williams R.H. (1985). An End-Use Oriented Global Energy Strategy, Annual Review of Energy, 10, p. 613-688. Goguel J. (1976). Geothermics, New York, USA, p. 1-200. Göőz L. (2005). A geotermális, vagyis a FÖLDHŐ energia hasznosítási lehetőségei a világban az antalyai kongresszus tükrében – Természettudományi Közlemények, 2005/5, Nyíregyháza, p. 117-124. Gunnlaugsson E. – Rangnarsson Á. – Stefánsson V. (2001). Geothermal energy in Iceland – International Symposium, Izmir, Turkey Gyalog L. (szerk.) (1996). A földtani térképek jelkulcsa és a rétegtani egységek rövid leírása – MÁFI kiadvány Gyula G. – Németh G. (2005). Szoftverfejlesztés a vízadó képződmények adatbázis építéséhez és lekérdezéséhez, In: Püspöki Z. – Lazányi J. (szerk.). A fenntartható vízgazdálkodás eszköztárának bővítése Mátészalka–Beregszász térségében, Westsik Vilmos Nyírségi Tájfejlesztési Alapítvány, Nyíregyháza, p. 9-36. Haefele W. (1981). Energy in a Finite World, Vol. 2. A Global System Analysis – Ballinger Publishing Company, Cambridge, USA Halász B. (1995). Felszín alatti vizekkel való gazdálkodás rétegzett rendszerekben, BME doktori disszertáció, p. 1-134. Halász B. – Szőke S. (1992). Nem-lineáris vízgazdálkodási modell rétegzett hidrogeológiai rendszerekben, Hidrológiai Közlöny, 72/5–6. p. 332–337. Halász Gy.-né – Kozák M. – Kalmár F. – Buday T. – Papp I. (2009). A hő és távhőellátási célú geotermikus energiahasznosítás nemzetközi és hazai gyakorlatának ismertetése. Geotermikus energia debreceni távhő rendszerben történő hasznosítási lehetőségének vizsgálata, kézirat, K+F tanulmány a Debreceni Hőszolgáltató Zrt. megbízásából, 163 p. + mellékletek Harbaugh A.W. – Banta E.R. – Hill M.C. – McDonald M.G. (2000). MODFLOW-2000, The U.S. Geological Survey Modular Ground Water Model – User guide to modularization concepts and the groundwater flow process, U.S. Geological Survey, Open File Report 00-92. Harman László (2011). Hőszivattyús rendszer üzemállapotainak hatása a földtani közeg, mint primeroldali hőforrás hőmérsékletére, szakdolgozat, kézirat, DE Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-55. Hámor G. (1997). Miocene palaeographic and facies maps of the Pannonian Basin, in: Geological Atlas of Hungary 19 – MÁFI, Budapest Hellström G. (1991). Ground heat storage. Thermal analysis of duct storage systems: theory, Doctoral Thesis, Department of Mathematical Physics, University of Lund, Sweden Hildebrand, H. (2011). Tiefengrundwasser oder geothermische Energiegewinnung; Energie mittels der EinlochTechnologie, http://www.ivt.uni-linz.ac.at/Veranstaltungen/VDI-Forum2011/pdf/4.Hildebrand%20VDIForum14.04.2011-Linz.pdf Hill M.C. (1992). A computer program (MODFLOWP) for estimating parameters of a transient, three dimensional ground water flow model using nonlinear regression, U.S. Geological Survey, Open File Report 91-484 Hill M.C. – Banta E.R. – Harbaugh A.W. – Anderman E.R. (2000). MODFLOW-2000, The U.S. Geological Survey Modular Ground Water Model, User guide to the observation, sensitivity and parameter

135 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

135


estimation processes and three post processing programs – U.S. Geological Survey, Open File Report 00184 Hooijkaas G.R. – Genter A. – Dezayes Ch. (2006). Deep-seated geology of the granite intrusions at the Soultz EGS site based on data from 5 km-deep boreholes, Geothermics, 35, p. 484–506. Hurter S. – Haenel R. (szerk.) (2002). Atlas of Geothermal Resources in Europe, Publication No. 17311 of the European Commission, Office for Official Publications of the European Communities (L-2985), Luxemburg, p. 1-147. Ingersoll LR. – Zobel OJ. – Ingersoll AC. (1954). Heat conduction: with engineering and geological applications, McGraw-Hill Book Co, New York Juhász Gy. (1992). A pannóniai s.l. litofáciesek és a molluszka-biofáciesek jellemzése és korrelációja az Alföldön, Földtani Közlöny, Vol. 122, p. 133-165. Juhász Gy. (1994). Magyarországi neogén medencerészek pannóniai s.l. üledéksorának összehasonlító elemzése, Földtani Közlöny, Vol. 124, pp. 341-364. Jüttemann H. (1983). Energiatakarékos villamos fűtés és klimatizálás – Műszaki Könyvkiadó, Budapest, p. 1388 Kavanaugh SP. – Rafferty K. (1997). Ground source heat pumps-Design of geothermal systems for commercial and institutional buildings, Ashrae Applications Handbook Kázmér M. – Kovács S. (1985). Permian–Paleogene Paleogeography along the Eastern part of the InsurbicPeriadritic Lineament System: Evidence for continental escape of the Bakony-Drauzug Unit, Acta Geologica Hungarica, 28, p. 71–84. Korim K (1981). GEOINFORM. Üledékes medencékben előforduló termálvizek kutatásának módszerei és eszközei, MÁFI, Budapest Kovács B. (2004). Hidrodinamikai és transzport modellezés I., Gáma–Geo, p. 1-159. Kovács G. – Kurucz B. (1984). A Dél-Alföld mezeozoikumnál idősebb képződményei. MÁFI kiadvány, Budapest, 55. p. Kovács S. – Kozák M. (2007). A new application of geothermal energy, Acta GGM Debrecina Geology, Geomorphology, Physical Geography Series Vol. 2, p. 209–216. Kozák M. (2000). A kubai vulkáni szigetív és atipikus orogén tektonosztratigráfiai-tektonomagmagenetikai rekonstrukciója és Kárpát-medencei tanulságai, kézirat, habilitációs dolgozat, DE Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-210. Kozák M. – Buday T. – McIntosh R.W. (szerk.) (2010). Hidrogeotermikus rendszerek és földtani vetületeik, kézirat, a 3. munkacsoport 1. féléves jelentése a Geotermikus Rendszerek Fenntarthatóságának Integrált Modellezése című projekt keretében, p. 1-165. Kozák M. – Buday T. – McIntosh R.W. – Püspöki Z. – Bálint B. (szerk.) (2010a). Hidrogeotermikus rendszerek és földtani vetületeik, kézirat, a 3. munkacsoport 2. féléves jelentése a Geotermikus Rendszerek Fenntarthatóságának Integrált Modellezése című projekt keretében, p. 1-86. Kozák M. – Buday T. – McIntosh R.W. – Püspöki Z. – Bálint B. (szerk.)(2010b). Hidrogeotermikus rendszerek és földtani vetületeik, kézirat, a 3. munkacsoport 3. féléves jelentése a Geotermikus Rendszerek Fenntarthatóságának Integrált Modellezése című projekt keretében, p. 1-81. Kozák M. – Buday T. – McIntosh R.W. – Püspöki Z. – Bálint B. (szerk.)(2011). Hidrogeotermikus rendszerek és földtani vetületeik, kézirat, a 3. munkacsoport 4. féléves jelentése a Geotermikus Rendszerek Fenntarthatóságának Integrált Modellezése című projekt keretében, p. 1-95. Kozák M. – Buday T. – McIntosh R.W. – Püspöki Z. – Bálint B. (2010c). Geotermia, I. évf. 4. sz., p. 1-16. Kozák M. – Buday T. – McIntosh R.W. – Püspöki Z. – Bálint B. (2010d). Geotermia, I. évf. 9. sz., p. 1-12. Kozák M. – Mikó L. (2004). Geotermikus potenciál hasznosításának lehetőségei Kelet-Magyarországon, in: Kircsi A. – Baros Z. (szerk.): A megújuló energiák kutatása és hasznosítása az Észak-Alföldi Régióban – konferenciakötet, Magyar Szélenergia Társaság, p. 11-19. Kozák M. – Püspöki Z. – Pálfalvi F. (1996). Előzetes környezeti hatástanulmány a Debrecen Hőszolgáltató Rt. használati melegvíz ellátásához hévízkutakból, kézirat, DE Ásvány- és Földtani Tanszék adattára Kozák M. – Püspöki Z. – McIntosh R. (2001). A Bükkium szerkezetfejlődési vázlata az újabb regionális vizsgálatok tükrében, Acta Geographica, Geologica ac Meteorologica Debrecina, Tom. 35. p. 125-159. Kozák M. – McIntosh R.W. – Buday T. (2010). A mélyszerkezetek szerepe a tiszántúli regionális geotermikus potenciál és annak kiaknázási lehetőségei szempontjából, Interdiszciplaniritás a természet és társadalomtudományokban, Tiszteletkötet Dr. Szabó József 70. születésnapjára, Debrecen, p. 181-188. Köhler S. (2005). Analysis of the combined heat and power plant Neustadt-Glewe – in: Proceedings World Geothermal Congress 2005, Antalya, Turkey, (CD-ROM)

136

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Krassay Z. (2010). Large scale Miocene igneous activity at the NE part of the Carpathian-Pannonian region, Central Europe, PhD értekezés, Chiba University, Japán, p. 1-47. Lorberer Á. (2011). Geotermikus-hőszivattyús kútpárok alkalmazási lehetőségei a Tiszántúlon, kutatási jelentés a Geotermikus Rendszerek Fenntarthatóságának Integrált Modellezése című projekt keretében, p. 1-30. Lund J.W. – Freeston D.H. (2001). World-wide direct uses of geothermal energy 2000, Geotermics, 30, p. 29-68. Lund J.W. – Freeston D.H. – Boyd T.L. (2005). Direct application of geothermal energy: 2005 Worldwide review, Geotermics, 34, p. 691-727. Mádlné Szőnyi J. (2006). A geotermikus energia, készletek, kutatás. hasznosítás, Grafon Kiadó, Nagykovácsi, p. 1-144. Mádlné Szőnyi J. – Rybach L. – Lenkey L. – Hámor T. – Zsemle F. (2008). A geotermikus emergiahasznosítás nemzetközi és hazai helyzete, jövőbeni lehetőségei Magyarországon. (Ajánlások a hasznosítást előmozdító kormányzati lépésekre és háttértanulmány) Mádlné Szőnyi J. – Rybach L. – Lenkey L. – Hámor T. – Zsemle F. (2009). Fejlődési lehetőségek a geotermikus energia hasznosításában különös tekintettel a hazai adottságokra. (Egy MTA számára készített tanulmány margójára…) – Magyar Tudomány, 170/8, p. 989–1003. Marchetti C. (1980). The Evolution of the Energy Systems and the Aircraft Industry, Chemical Economy & Engineering Review, 12, p. 7–13. Marton L. – Mikó L. (1990). Izotóphidrogeológiai kutatások az Alföldön, MÁFI Évi Jelentés 1988-ról, p. 135– 152. Marton L. – Szanyi J. (2000). A talajvíztükör helyzete és a rétegvíztermelés kapcsolata Debrecen térségében, Hidrológiai Közlöny, 80/1, p. 2–18. McIntosh R.W. – Kozák M. (2006). Tektonikai felvételezés tapasztalatai a Bükk-hegységben, Bányászat, Kohászat, Földtan Konferencia Kiadvány, EMT, Sepsiszentgyörgy, p. 262–267. McIntosh R.W. – Kozák M. (2007). Morfotektonikai rekonstrukció a Bükk-hegységben, Bányászat, Kohászat, Földtan Konferencia Kiadvány, EMT, Buziásfürdő, p. 241-246. Mesarovic M. – Pestel E. (1974). Mankind at the Turning Point, E. P. Dutton, New York Penguin, USA, p. 1210. Miron Zs. (2009). A hajdúszoboszlói termálvizek vízkémiai karaktere és ezek összefüggése a sztratigráfiai viszonyokkal, szakdolgozat, Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-33. Mózes E. – Pálfalvi F. (2005). Club – Hotel, Hortobágy hévízkút és hévízellátás terve, kézirat, kutatási jelentés, VIKUV Rt adattár, p. 1-45. Nagy L.J. (2010). A „Hévizek Atyja” Dr. Pávai-Vajna Ferenc regényes életútja, Fábián Nyomdaipari Bt., p. 1375. Neville, C.J. – Tonkin, M.J. (2004). Modeling Multiaquifer wells with MODFLOW. Ground Water, Vol. 42, No. 6, p. 910-919. Orlóci I. (1968). A felszínalatti vízkészlet igénybevételének vizsgálata Debrecenben a terepszint süllyedésének mérése alapján, Hidrológiai Közlöny 68/5, p. 205-213 Pantó G. (1962). The role of ignimbrites in the volcanism of Hungary, Acta Geologica Hungarica, 6, p. 307-331. Pantó G. (1965). Miozän Tuffhorizonte Ungarns, Acta Geologica Hungarica, 9, p. 225-233. Pantó G. (1966). Gelénes 1. sz. alapfúrás dokumentációja, kézirat, DE Ásvány- és Földtani Tsz. adattár Pantó G. (1968). A Tokaji-hegység és előtere szerkezeti-vulkanológiai kapcsolata, MÁFI Évi Jelentés 1966-ról, p. 225-233. Pap S. (1990). Felpikkelyezett rétegsorok a Közép-Tiszántúlon, MÁFI, Budapest, p. 1-33 Parker, R. (1999). The Rosemanowes HDR Project 1983–1991. Geothermics, 28, p. 603-615. Paul ND. (1996). The effect of grout thermal conductivity on vertical geothermal heat exchanger design and performance, Master’s thesis, South Dakota State University, USA Pauwels H. – Fouillac C. – Fouillac A.M. (1993). Chemistry and isotopes of deep geothermal saline fluids in the Upper Rhine Graben: Origin of compounds and water–rock interactions, Geochimica et Cosmochimica Acta, 57, p. 2737-2749. Pálfalvi F. – Kozák M. (1999). Előzetes környezeti hatástanulmány a Debreceni Gyógyfürdő Kft. IX. sz. hévízkút létesítéséhez, kézirat, Debreceni Gyógyfürdő Kft. adattár, Debrecen, p. 1-83. Peaceman, D.W. (1983). Interpretation of well-block pressures in numerical reservoir simulation with nonsquare grid blocks and anisotropic permeability. Society of Petroleum Engineers Journal, p. 531-543. Pogácsás Gy. (1982). A kelet-magyarországi miocén képződmények szeizmikus kutatása, Földtani Kutatás, Vol. 25, p. 53-59. Pogácsás Gy. (1984). Seismic stratigraphic features of Neogene sediments in the Pannonian Basin, Geophysical Transactions, Vol. 30/4, p. 373-410.

137 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

137


Pogácsás Gy. – Jámbor Á. – Mattick R.E. – Elston D.P. – Hámor T. – Lakatos L. – Lantos M. – Simon E. – Vakarcs G. – Várkonyi L. – Várnai P. (1990). Chronostratigraphic relations of Neogene Formations of the Great Hungarian Plain based on interpretation of seismic and paleomagnetic data, International Geology Review, Vol. 32, p. 449-467. Pogácsás Gy. – Szabó A. – Szalay J. (1992). Chronostratigraphic relations of the progradational delta sequence of the Great Hungarian Plain, Acta Geologica Hungarica, Vol. 35, p. 311–327. Posgay K. (1993). Formation of the crust–mantle boundary in the previous upper mantle, Geophysical Transactions, 37, p. 243-251. Posgay K. – Falus Gy. – Kovács I. – Kovács A.Cs. – Bodoky T. – Hegedűs E. (2009). A Tisza nagyszerkezeti egység takaróinak litoszféra méretű vázlata, in: M. Tóth T. (szerk.): Magmás és metamorf képződmények a Tiszai Egységben, GeoLitera, Szeged, p. 11-27. Posgay K. – Hegedűs E. – Bodoky T. – Csabafi R. – Fancsik T. – Kovács A. – Takács E. (2004). A mélyszeizmikus kutatások újabb eredményei: kapcsolat az alkalmazott kutatásokkal, Magyar Geofizika, 45, p. 87-93. Posgay K. – Nagymarosy A. – Pápa A. – Hegedűs E. – Lőrincz D.K. (2000). Deep structure of the Szolnok Flysch Belt, Geophysical Transactions, Vol. 43/2, p. 71-91. Posgay K. – Takács E. – Szalay I. – Bodoky T. – Hegedűs E. – Jánváriné K.I. – Timár Z. – Varga G.– Bérczy I. – Szalay Á. – Nagy Z. – Pápa A. – Hajnal Z. – Reikoff B. – Mueller St. – Ansorge J. – Dejaco R. – Asudeh I. (1996). International deep reflection survey along the Hungarian Geotraverse, Geophysical Transactions, 40/1-2, p. 1-44. Potter P.E. – Pettijohn F.J. (1963). Paleocurrents and basin analysis, Berlin, etc., Springer, p. 1-269. Püspöki Z. – Lazányi J. (szerk.) (2005). A fenntartható vízgazdálkodás eszköztárának bővítése Mátészalka– Beregszász térségében, Westsik Vilmos Tájfejlesztési Alapítvány, Nyíregyháza, p. 1-211. REKK (2009). Geotermikus villamosenergia-termelés lehetőségei Magyarországon, kézirat, tanulmány, Corvinus Egyetem Regionális Energiagazdasági Kutatóközpont Remund CP. (1999). Borehole thermal resistance: laboratory and field studies, Ashrae Transactions 105(1), CH99-02-1, p. 439-445. Rezessy G. – Szanyi J. – Hámor, T. (2005). A geotermikus energiavagyon állami nyilvántartásának előkészítéséről. I. Fázis, Jelentés, Magyar Geológiai Szolgálat, Budapest, p. 1-82. Rónai A. et al (1972-1986). Alföld Földtan Atlasza MÁFI térképsorozatok és magyarázók M=1:200.000 Rybach L. (1985). Heat flow and geothermal processes, in: Proceedings of IUGG Interdisciplinary Symposium No. 10, Hamburg, Germany, August 1983 – Journal of Geodynamics, Special Issue 4, 1–4, p. 349. Rybach L. – Mégel Th. – Eugster W.J. (2000). At what timescale are geothermal resource renewable?, in: Proc. World Geothermal Congress 2000, p. 867-873. Rybach L. – Muffler L.J.P. (1981). Geothermal systems: Principles and case histories, John Wiley Sons, Chichester–New York–Brisbane–Toronto Samu Tamás (2011). Talajhőmérséklet meghatározásának lehetőségei hőszivattyús rendszer monitoringadatai alapján, szakdolgozat, kézirat, DE Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-48. Sanjuan B. – Pinault J.-L. – Rose P. – Gérard A. – Brach M. – Braibant G. – Crouzet C. – Foucher J.-C. – Gautier A. – Touzelet S. (2006). Tracer testing of geothermal heat exchanger at Soultz-sous-Forêts (France) between 2000 and 2005, Geothermics, 35, p. 622-653. Schellschmidt R. – Clauser C. (1996). The Thermal Regime of the Upper Rhine Graben and the Anomaly at Soultz, Z. angew. Geol., 42, p. 40-46. Schlünder EU. (1983). HEDH – Heat exchanger design handbook, Vol. 2. Hemisphere Publishing Corporation, New York, USA. Somfai A. – Ferenczy L. – Szalay Á. – Várnai P. (1990). Üledékföldtani környezetek elkülönítése a Pannonmedence neogén összletében geofizikai lyukszelvények alkalmazásával, kutatási jelentés, Miskolci Egyetem Földtan-Teleptan Tanszék Könyvtára, p. 1-82. Stelcer K. (2000). A vízkészlet-gazdálkodás hidrológiai alapjai kézikönyv, ELTE Eötvös Kiadó p. 1-410. Szabó T. (2011). A berekfürdői Termál- és Strandfürdő hidrogeológiája és vízbázisvédelmi feladatai, szakdolgozat, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-26. Szabó, Z. – Páncsics, Z. (1999a). Bouguer anomaly map of Hungary corrected using variable density, Geophysical Transactions, 42, p. 29-40. Szabó, Z. – Páncsics, Z. (1999b). Gravity map of Hungary corrected for basin effect, Geophysical Transactions, 42, p. 41-54.

138

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017


Szalma R. (2010). A termálvízkivételek alakulása Hajdú-Bihar megyében, szakdolgozat, Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-40. Szanyi J. – Kovács B. (2010). Utilization of geothermal systems in South-East Hungary, Geothermics, 39, p. 357-364. Szanyi J. – Kovács B. (2011). A geotermikus energia hasznosítási lehetőségei az Alföldön. in: Rakonczai J. (szerk.): Környezeti változások és az Alföld, Nagyalföld Alapítvány, Békéscsaba, p. 373-378. Szederkényi T. (1983). Összefoglaló földtani jelentés az Alföld kristályos alaphegységének komplex földtanikőzettani-geokémiai vizsgálatáról, JATE, ÁGKT, Szeged Szederkényi, T (2007). Banatite association in the basement of the southern part of the Great Hungarian Plain, ACTA GGM DEBRECINA Geology, Geomorphology, Physical Geography Series, 2, p. 67-77. Szepesházy K. (1973). A Tiszántúl északnyugati részének felsőkréta és paleogén korú képződményei, Akadémiai Kiadó, Budapest, p. 1-96. Székely F. (1975). Estimation by digital computer of the drawdown caused by groundwater withdrawal. Hydrological Sciences, Bulletin des Sciences Hydrologiques, XX, 3 9/1975., p. 341-351. Székely F. (2006a). A háromdimenziós kúthidraulikai modellezési módszer és gyakorlati alkalmazása, VITUKI 79, Budapest, p. 1-113. Székely F. (2006b). Vízkutak és heterogén földtani környezet kölcsönhatásának modellezése, MTA doktori értekezés, Budapest Székely F. (2011). Éghajlati- víz- és hőáramlási folyamatok kölcsönhatása felszín alatti áramlási rendszerekben – Hidrológiai Közlöny 91 évf. 2 szám, p. 45-49. Székely F. – Liebe P. – Veres K. – Pető Zs. – B. Gyurcsik K. (2003). Az ÉK-Alföld vízföldtani modelljének fejlesztése. 1. fázis, kutatási jelentés, VITUKI Széky-Fux V. – Kozák M. – Gyarmati P. (1982). A Tiszántúl mélyszinti neogén vulkánossága I-III. Zárójelentés, kézirat, DE Ásvány- és Földtani Tanszék adattára Széky-Fux V. – Kozák M. – Püspöki Z. (2007). Covered Neogene magmatism in eastern Hungary, ACTA GGM DEBRECINA Geology, Geomorphology, Physical Geography Series, 2, p. 79-104. Széky-Fux V. – Kozák M. – Püspöki Z. (szerk.) (1998a). Kelet-Magyarország fedett neogén vulkanológiai térképe 1:500 000, 8 db 1:200 000-es szerkesztési lappal együtt Széky-Fux V. – Kozák M. – Püspöki Z. (szerk.) (1998b). Magyarázó Kelet-Magyarország fedett neogén vulkanológiai térképéhez 1:500000, (Készült az IGCP 356/7 Mcs "Kárpát-medence neogén vulkanizmusa" 1:1000000 térképéhez) Széky-Fux V. – Pécskay Z. – Balogh K. (1987). Észak- és Közép-Tiszántúl fedett miocén vulkanitjai és K/Ar radiometrikus kronológiájuk, Földtani Közlöny, 117, p. 223-235. Szűcs, P. – Ritter Gy. (2002). Improved interpretation of pumping test results using simulated annealing optimization, ModelCARE 2002, Proceedings of the 4th International Conference on Calibration and Reliability in Groundwater Modeling. Prague, Czech Republic, 17- 20 June 2002, ACTA UNIVERSITAS CAROLINAE – GEOLOGICA 2002, 46 (2/3), p. 238-241. Szűcs P. – Sallai F. – Zákányi B. – Madarász T. (szerk) (2009). Vízkészletvédelem. A vízminőség-védelem aktuális kérdései, Bíbor Kiadó, Miskolc, p. 1-418. Tanczenberger S. (2003). Érmelléki geotermikus erőmű, Megvalósíthatósági tanulmány, kézirat, MGSZ adattár, p. 1-66. Tari G. (1988). Strike-slip origin of the Vatta-Maklár trough, Northeastern Hungary, Acta Geologica Hungarica, 31, p. 101-109. Tari G. – Horváth F. – Rumpler J. (1992). Styles of extension in the Pannonian Basin, Tectonophysics, 208, p. 203-219. Tenzer H. (2001). Development of Hot Dry Rock Technology, GHC Bulletin, 2001/12, p. 14-22. Tester J.W. (szerk.) (2006). The Future of Geothermal Energy. Impact of Enhanced Geothermal Systems (EGS) on the United States in the 21st Century, Massachusetts Institute of Technology, p. 1-372. TIKÖVIZIG (1995). Vízjogi létesítési engedély a Tócó I. hőközpont hévízkútjának létesítéséhez, TIKÖVIZIG adattár Tóth A. (2010). Hungary Country Update 2005-2009, Proceedings World Geothermal Congress 2010, Bali, Indonesia, 25-29 April, 2010, paper no. 0125. Tóth J. (1995). Groundwater flow as a geological agent, ELTE, Budapest Tóth J. – Almási I., (1998). Zárójelentés. Szénhidrogén kutatás az Alföldön Hidrogeológiai szempontok figyelembevételével, Megbízó: MOL Rt., p. 1-72. Tóth, J. – Almási, I. (2001). Interpretation of observed fluid potential patterns in a deep sedimentary basin under tectonic compression, Geofluids, 1, p. 11-36.

139 TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

139


Tóth J. – Angelus B. – Bakacsi Zs. – Molnár Zs. – Szanyi J. – Szőnyi J. – Szűcs P. – Varsányi I. (2000). Pannonian Basin Hydrogeological Research Program (PBHRP) Proposal {#3} and List of Suggested Component Projects, University of Alberta, Edmonton, 2000 December 1, p. 34. Török Imre (2011). Irodaház környezeti energiát hasznosító rendszereinek üzemeltetési tapasztalatai, diplomamunka, kézirat, p.1-67 + mellékletek Vadász K. (2010). Hajdú-Bihar megyei szénhidrogénkutató fúrások utóhasznosításainak lehetőségei, szakdolgozat, Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-47. Vas V. (2011). A debreceni Bőrgyár termálkút (B-2268) vízföldtani szempontú értékelése, különös tekintettel a geotermikus potenciál hasznosíthatóságára, szakdolgozat, Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék, p. 1-42. Vass I. – M. Tóth T. – Szanyi J. – Kovács B. (2009). Az aljzati kristályos hátak szerepe az Alföld fluidum áramlási és hőtranszport folyamataiban, in M. Tóth T. (ed). Magmás és metamorf képződmények a Tiszai Egységben, GeoLitera, Szeged, p. 325-339. WCED (1987). Our Common Future, Oxford, Oxford University Press Wittel HJL – Gelder GJ. – van Spitler JD. (2002). In-situ measurement of ground thermal conductivity: The Dutch perspective, Ashrae Transactions 108(1), p. 1-21 http://www.eia.gov http://www.fold-energia.hu http://www.geopower-basel.ch/de/pilotprojektbasel/chronologie/2006.php http://www.georen.unideb.hu

140

TÁMOP-4.2.2-08/1-2008-0017

GEOTERMIKUS RENDSZEREK FENNTARTHATÓSÁGÁNAK INTEGRÁLT MODELLEZÉSE. 3. munkacsoport. Hidrogeotermikus rendszerek és földtani vetületeik

Recommend Documents