Viszkok János 2015 Hidrodinamikai és hőtranszport modellezés, Eger és környéke
Tartalomjegyzék 1. Bevezetés ................................................................................................................................ 5 1.1.
Előzmények ............................................................................................................................. 5
1.2.
Felhasznált adatok ................................................................................................................... 5
2. A hidrodinamikai modellezés rövid elméleti áttekintése ........................................................... 6 2.1.
Modellezés menete ................................................................................................................. 6
2.2.
Diszkrétizáció típusai ............................................................................................................... 8
2.2.1
Véges differencia módszer .............................................................................................. 8
2.2.2
Végeselem módszer ........................................................................................................ 9
2.3.
Feflow szimulációs szoftver rövid ismertetése ..................................................................... 10
3. Felszíni és felszín alatti környezet........................................................................................... 12 3.1.
Kutatási terület elhelyezkedése, lehatárolása ...................................................................... 12
3.2.
Domborzat ............................................................................................................................. 13
3.3.
Növényzet, talaj ..................................................................................................................... 14
3.4.
Éghajlat és hidrológia ............................................................................................................ 15
3.4.1
Időjárás, csapadék ......................................................................................................... 15
3.4.2
Karszt jelenségek; források, barlangok, töbrök és víznyelők......................................... 16
3.4.3
Felszíni vizek .................................................................................................................. 17
3.5.
Földtani felépítés ................................................................................................................... 18
3.5.1
Fejlődéstörténet ............................................................................................................ 18
3.5.2
Lithosztratigráfia............................................................................................................ 21
3.5.3
Tektonikai elemek és karszt jelenségek ........................................................................ 21
3.6.
Beszivárgás, utánpótlódás ..................................................................................................... 22
3.7.
Kutatási terület geotermális viszonyai .................................................................................. 25
1
4. A hidrodinamikai modell felépítése és kalibrációja ................................................................. 28 4.1.
A modell határ kijelölése ....................................................................................................... 28
4.2.
Szerkezet ............................................................................................................................... 29
4.2.1
Hidrosztratigráfia ........................................................................................................... 29
4.2.2
Vertikális tagolás ........................................................................................................... 31
4.3.
Tulajdonság mezők ................................................................................................................ 33
4.3.1
Vízáramláshoz kapcsolódó tulajdonságok ..................................................................... 33
4.3.2
Hőtranszporthoz kapcsolódó tulajdonságok ................................................................. 37
4.4.
Kezdeti- és peremfeltételek .................................................................................................. 37
4.5.
Beállítások és kalibráció ........................................................................................................ 42
4.5.1
Futtatási beállítások ...................................................................................................... 42
4.5.2
Kalibráció ....................................................................................................................... 43
5. Hidrodinamikai és hőtranszport modellek .............................................................................. 47 5.1.
Szkenárió ............................................................................................................................... 47
5.2.
Alapeset ................................................................................................................................. 47
5.3.
Klimaváltozásos változat ....................................................................................................... 52
5.4.
Extratermeléses változat ....................................................................................................... 53
5.4.1
Strand alváltozat............................................................................................................ 54
5.4.2
Erőmű alváltozat............................................................................................................ 55
6. Eredmények, következtetések ............................................................................................... 58 6.1.
Eredmények értelmezése és megbízhatósága ...................................................................... 58
6.1.1
Általános megjegyzések ................................................................................................ 58
6.2.
Geotermális energia kinyerésére alkalmas területek lehatárolása ....................................... 59
6.3.
Kitermelhető termálvízkészletek meghatározása ................................................................. 62
6.4.
Konklúzió ............................................................................................................................... 62
7. Felhasznált irodalom ............................................................................................................. 64
2
Ábrajegyzék 2-1. ábra Modellezés elvi lépései ............................................................................................................ 7 2-2. ábra Középpontos (a) ill. sarokpontos (b) véges differencia háló .................................................... 9 2-3. ábra Jellemző végeselem-hálózat 8- és 6-csomópontos elemekből felépítve (FEN) ....................... 9 3-1. ábra Kutatási terület és fókusz terület ........................................................................................... 13 3-2. ábra Kutatási terület topográfiája .................................................................................................. 14 3-3. ábra Vízrajz ..................................................................................................................................... 18 3-4. ábra Földtani keresztszelvény ........................................................................................................ 19 3-5. ábra Tektonikai elemek a Bükk hegységben és környezetében .................................................... 21 3-6. ábra Karsztrendszerek kettősségének elméleti modellje .............................................................. 23 3-7. ábra Beszivárgás eloszlás a Bükk területén – Smaragd-GSH 2008 ................................................. 24 3-8. ábra Beszivárgás eloszlás a Bükk területén – Vatnaskil 2012 ........................................................ 24 3-9. ábra A felszín alatti hőáram [mW/m2] Eger térségében ............................................................... 26 3-10. ábra Mélységi hőmérséklet adatok .............................................................................................. 26 3-11. ábra Geotermikus gradiens .......................................................................................................... 27 4-1. ábra Modell határ és az energia régió településeinek viszonya .................................................... 29 4-2. ábra Hidrosztratigráfiai egységek térbeli elhelyezkedése felszín közelben ................................... 30 4-3. ábra Vertikális, ”hidrodinamikai” elemek a térinformatikai rendszerben ..................................... 32 4-4. ábra A modell 3D-s képe ................................................................................................................ 33 4-5. ábra Vatnaskil modellben alkalmazott K és PHI(n) értékek ........................................................... 34 4-6. ábra Az 1. és 2. numerikus réteg kezdeti Kx,y,z értékei ................................................................. 35 4-7. ábra A 3. numerikus réteg kezdeti Kx,y,z értékei ........................................................................... 36 4-8. ábra A 4. numerikus réteg kezdeti Kx,y,z értékei ........................................................................... 36 4-9. ábra Referencia h.e.m. a folyóvízhálózat csomópontjaiban a legfelső két felületen .................... 38 4-10. ábra A térségi közcélú ivóvízbázisok elhelyezkedése................................................................... 39 4-11. ábra Források/fakadások a Bükkben és hévízkutak ..................................................................... 41 4-12. ábra Karszt-vízszint mérési pontok elhelyezkedése ..................................................................... 44 4-13. ábra Karszt-vízszint mérési adatok [mBf] 2011. június elsején .................................................... 44 5-1. ábra A referencia modell szimulált hőmérséklet eloszlása az 5. felületen .................................... 48 5-2. ábra Szimulált izotermák az 5. felületen ........................................................................................ 48 5-3. ábra Szimulált hőmérséklet eloszlás a 6. felületen, hőfluxus vektorok vetületével ...................... 49 5-4. ábra Hőmérséklet eloszlás közel É-D-i szelvényben....................................................................... 49 5-5. ábra A referencia modell szimulált hidraulikus potenciál eloszlása az 5. felületen ....................... 50 5-6. ábra A referencia modell szimulált hidraulikus potenciál eloszlása a 6. felületen ........................ 50 5-7. ábra Hidraulikus potenciál eloszlás közel É-D-i szelvényben ......................................................... 51 5-8. ábra Az 5. felületen szimulált hőeloszlás a "strand" alváltozatban ............................................... 54 5-9. ábra Az 5. felületen szimulált hidraulikus potenciál a "strand" alváltozatban .............................. 55
3
5-10. ábra Az 5. felületen szimulált hőmérséklet eloszlás az "erőmű" alváltozatban .......................... 56 5-11. ábra Az 5. felületen szimulált izotermák az "erőmű" alváltozatban ............................................ 56 5-12. ábra Az „erőmű” változat modell a Feflow Viewer 6.1 képernyőjén ........................................... 57 6-1. ábra Karszt-termálvíztestek ........................................................................................................... 60 6-2. ábra Vertikális, zárt hurkú geotermális rendszer sematikus ábrája............................................... 60 6-3. ábra Geotermális energia hasznosításra potenciális területek ...................................................... 61
Táblázatok listája 3-1. táblázat A csapadékátlagok időbeli változása Jávorkúton 1960-2012 között................................ 16 3-2. táblázat Beszivárgás számítások a Bükk területén ......................................................................... 23 3-3. táblázat Földhő mérések alapadatai (példa) .................................................................................. 25 4-1. táblázat Numerikus felület és réteg beosztás ................................................................................ 31 4-2. táblázat Numerikus rétegek kezdeti vezetőképesség (K - m/sec) és porozitás (PHI - %) értékei .. 34 4-3. táblázat Hővezetésre vonatkozó kezdeti paraméterek ................................................................. 37 4-4. táblázat Ivóvízbázisok napi védendő termelései............................................................................ 40 4-5. táblázat Termálkutak termelései (m3) 2011. júniusában .............................................................. 41 4-6. táblázat Kalibrációs táblázat (vízszint mBf, illetve m) .................................................................... 45 5-1. táblázat Referencia modell K értékei (10-4 m/sec)........................................................................ 47 5-2. táblázat Hidraulikus potenciál (mBf) összehasonlító táblázat klímaváltozásos verziókra ............. 52 5-3. táblázat Hőmérséklet változás összehasonlító táblázat klímaváltozásos verziókra ...................... 53
4
1. Bevezetés 1.1. Előzmények 2012-ben az Eszterházy Károly Főiskola a TÁMOP-4.2.2.A-11/1/KONV-2012-0016 pályázat keretében ”A megújuló természeti erőforrások potenciális hasznosíthatóságának komplex vizsgálata az éghajlatváltozás tükrében, egy energetikailag fenntartható modellrégió kialakítása céljából” EnergyRegion – Eger című projekt tervével finanszírozási támogatást nyert. Ehhez kapcsolódóan készült el a régió hidrodinamikai és termál modellje, melynek folyamatát és főbb eredményeit az alábbiakban ismertetjük. A modellezés fő feladata az volt, hogy megállapítsa az egri „energia régió” egészének geotermikus potenciálját, azaz mekkora mennyiségű és milyen hőmérsékletű vizet lehet feltárni adott mélységben anélkül, hogy az eddigi vízkivételeket ne veszélyeztesse, illetve a regionális vízáramlás rendszerekben visszafordíthatatlan folyamatokat ne indítson el. A tanulmány távolabbi célja, hogy elősegítse a bükki karszt rendszer jobb megismerését, hozzájáruljon a modellezési metodika fejlesztéséhez (Viszkok J. et al. 2010) és zöldenergia hasznosítás népszerűsítéséhez.
1.2. Felhasznált adatok A fentebb kitűzött célok elérése nagymértékben függ a bemenő adatok mennyiségétől és megbízhatóságától, tér- és időbeli eloszlásától, az adott terület feltártságától és a területen található különböző célból fúrt mélyfúrású kutakban mért vagy mérésekből származtatott adatoktól. A munkához a rendelkezésre álló időhöz és a lehetőségeinkhez mérten természetesen áttekintettük a területről készült és nyilvános természetföldrajzi, földtani, vízföldtani publikációkat, tanulmányokat, térképeket, stb. A modellezésben felhasznált adatok és információk részben a 7. Felhasznált irodalom fejezetben felsorolt tanulmányokból, jelentésekből és térképekből származnak, részben Lénárt László által működtetett karsztvízszint figyelő rendszer (BKÉR – Bükki Karsztvíz Észlelő Rendszer) mérésein alapszanak. Anélkül, hogy név szerint említenénk, köszönettel tartozunk minden, az adott témában dolgozó tudományos kutatónak, akik ha tudtuk nélkül is, de hozzájárultak munkánk eredményéhez.
5
2. A hidrodinamikai modellezés rövid elméleti áttekintése A felszín alatti folyadékáramlás numerikus szimulációjának nagy előnye, hogy az adott problémát meghatározó folyamatokat – hacsak egyszerűsített formában is – de egységes rendszerben lehet vizsgálni. A jól felépített modellel tetszés szerinti számú hipotézist lehet gyorsan és olcsón kipróbálni és kiválasztani közülük azt, amely az adott problémára a legjobb választ adja.
2.1. Modellezés menete A modellezés folyamatát különféle szempontok alapján többféleképpen lehet tagolni. Mi négy fázisra osztjuk (2-1. ábra) „valódi rendszer” ismeretétől kezdve a koncepcionális modell felállításán és a numerikus modell kialakításán keresztül a kapott eredmények értelmezéséig és visszacsatolásig. Az első fázis magában foglalja a probléma megfogalmazását, tér és időbeli lehatárolását. Itt gyűjtjük be azokat az információkat, melyek a modell felépítéséhez szükségesek. Lényegében a valóság ismert részének absztrakciója, az elérhető és felhasználható adatok összegyűjtése, szisztematikus kiválogatása, ellenőrzése, tematikus térinformatikai jellegű adatbázisba rendezése. A második fázis a koncepcionális modell felépítése (jelen esetben az első munkafázis). Ebben a fázisban kell meghatározni a fizikai, termodinamikai és kémiai egyenleteket, amelyek leírják az áramlást térben és időben. A valóságos rendszert igen részletesen ismerhetjük, de a probléma megoldása érdekében szükséges az egyszerűsítés. Ez az egyszerűsítés egy feltételezés rendszeren keresztül van beépítve a modellbe (ez a modellezés hipotézise). Különböző egyszerűsítési szisztémák különböző koncepcionális modellt adnak, melyek különböző megoldásokat eredményezhetnek. Ezen modellek közül az lesz a legjobb, amelyik az adott problémára a legpontosabb megoldást fogja adni. Így felállításukhoz az eredmények bizonyos fokú intuíciójára is szükség van. A koncepcionális modell tervezése és elkészítése két fő tényezőtől függ: a kutatás céljától, és az elérhető erőforrásoktól (input adatok, hardver és szoftver). A felszín alatti vízáramlás matematikai képletének megoldása a következő információk meghatározását igényli (2-1. ábra):
a modellezni kívánt objektumok térgeometriai topológiája; hidrológiai vezetőképesség (K) mező; fajlagos tározásiképesség (S) mező; kezdeti és peremfeltételek.
A megfelelő koncepcionális modell felépítése a modellezési folyamat legfontosabb és legidőigényesebb része.
6
2-1. ábra Modellezés elvi lépései
7
A harmadik fázis a numerikus modellezés (matematikai szimuláció). Ez a lépés további nagyfokú egyszerűsítést tartalmaz a megoldhatóság és értelmezhetőség érdekében. Ebben a fázisban történik a tanulmányozott térfogat kisebb egységekre osztása (diszkrétizáció), és a hidrogeológiai egyenletek megoldása a választott perem- és kezdeti feltételekkel. A diszkrétizaciót a kiválasztott szoftvernek és a feladatnak megfelelően kell elvégezni. A matematikai szimuláció magában foglalja a szoftvert, a felhasznált adatbázist (mért és feltételezett értékek) és az eredmények bemutatását, reprezentációját. A negyedik fázis a numerikus szimuláció során kapott eredmények értelmezése. Ez a modellezési folyamat legkényesebb része. Ellenőrizni kell a felállított hipotézisek következményeit. A szimuláció eredménye nem fog megegyezni a koncepcionális modellel, de egy adott pontosságon belül a második fázisban kidolgozott áramlásra vonatkozó elméletet megerősíti, vagy elveti. Amennyiben az eredményt nem fogadjuk el, a koncepcionális modellt módosítani kell a kapott eredmények és a valóság össze-hasonlításával és új elméletek felállításával.
2.2. Diszkrétizáció típusai Ahogy fentebb említettük, a numerikus modellezéshez a teljes kőzettérfogatot kisebb egységekre kell osztani. A kisebb egységekre való felosztást diszkrétizációnak hívják. A diszkrétizációt többféleképpen lehet elvégezni, mi most itt csak a legelterjedtebb, véges differencia és végeselem módszert ismertetjük nagyon röviden. 2.2.1
Véges differencia módszer
A véges differencia módszer esetén a teret ortogonális vonalakkal osztják kisebb egységekre. Ezen ortogonális vonalak mentén történik a területlehatárolás is. Az elem-háló vagy a vonalak kereszteződési, vagy a kialakított négyszög közép-pontokon elhelyezkedő csomópontokkal van meghatározva (2-2. ábra). A véges differencia módszer matematikailag egyszerű felépítésű, megbízható, gyors és széles körben elterjedt. Legismertebb véges differencia módszerrel dolgozó szoftver a MODFLOW (USGS), amire számos kiegészítő programrendszer települ: (Visual Modflow, Waterloo Hydrogeologic Software; Processing Modflow, PMWIN, Chiang and Kinzelbach; GMS-Modflow USA, Deparment of Defense). Kétségtelen előnyei mellett vannak olyan hátrányai, melyek jelentősen korlátozzák alkalmazhatóságát: -
a modell terület lehatárolása pontatlan és nehézkes, az irreguláris pont eloszlást nehéz követni, a tenzoriális tulajdonság modellezése bonyolult.
Ezen hátrányok miatt a bonyolult felépítésű komplex geológiai rendszerek, repedezett karsztos tárolók, vagy változó peremfeltételek esetén pontos modellezésre nem alkalmas.
8
a aquifer boundary
node
b
2-2. ábra Középpontos (a) ill. sarokpontos (b) véges differencia háló
2.2.2
Végeselem módszer
A végeselem módszer az 1970-es évek elejétől építőmérnöki problémákra lett kifejlesztve, de fokozatosan terjedt el a matematikai szimuláció egyéb területeire is. A fokozatos fejlesztés és általánosítás eredményeképpen a felszín alatti víz-, hő- és anyag-áramlás problémáira is sikeresen használható. Néhány végeselem módszerrel dolgozó program: Feflow (Diersch, WASY, Institute for Water Resource Planning and System Research Ltd), MicroFem (Hemker, Hemker Geohydroloog Amsterdam), Triwaco (IWACO), FEN (Király, Université de Neuchâtel), GMS-Femwater (USA, Deparment of Defense). A végeselem módszernél a vizsgált tartományt résztartományokra (végeselemekre) osztjuk fel (2-3. ábra). A végeselemek lehetnek egy dimenziósak (szakaszok), két dimenziósak (háromszögek és négyszögek) és három dimenziósak (három és négyszög alakú gúlák, prizmák és téglatestek). Az elemek csúcsokon és éleken elhelyezkedő csomópontokon keresztül kapcsolódhatnak egymáshoz.
2-3. ábra Jellemző végeselem-hálózat 8- és 6-csomópontos elemekből felépítve (FEN) (Egy 8- és egy 6-csomópontos quadratikus elem kiemelésével. A szaggatott vonalak az 1D-s elemeket jelzik.)
9
Az ismeretlen hidraulikus emelkedési magasság (h) eloszlást egyszerű, de ismert típusú függvényekkel (általában első-, másod- vagy harmadrendű polynomiálokkal) közelítjük meg minden elemen belül. Ha a hidraulikus emelkedési magasság (h) helyett az ismert típusú közelítő függvényt írjuk be a vízmozgást leíró differenciál egyenletbe, akkor ez a differenciál egyenlet (melyet rendszerint egy súlyfüggvénnyel megszorzunk) minden elemen belül integrálható. Az integrálás eredményeként annyi szimultán, legtöbbnyire lineáris, egyenletet kapunk, mint amennyi csomópont van a modellben. Ennek az egyenletrendszernek a megoldása minden csomópontra ad egy közelítő hidraulikus emelkedési magasság (h*) értéket. Tekintve, hogy a polynomiális megközelítés (vagy interpolácios függvény) ismert minden elemen belül, a csomópontokban lévő értékek ismeretében meghatározhatjuk a hidraulikus emelkedési magasság értékét a modellezett tartomány bármelyik pontjában. A numerikus számítások pontossága növelhető a választott matematikai módszerrel (iteratív vagy direkt), hálósűrítéssel vagy az alkalmazott közelítő függvények típusával (első, másod magasabb fokú). A direkt matematikai módszer memória igénye nagy, így csak néhány száz elemes problémákra használható, a hálózat sűrítéssel a számítások időigénye exponenciálisan növekszik és az eredmények értelmezése is összetettebbé válik, a magasabb fokú közelítő függvények numerikus megoldásai pedig túl bonyolultak.
2.3. Feflow szimulációs szoftver rövid ismertetése A feladat összetettsége, a komplex, repedezett környezet miatt a Feflow programcsomagot választottuk az adott probléma megoldására. A program a következő karakterisztikus jellemzőkkel rendelkezik: -
végeselem módszer alkalmazása, 1D-, 2D- és 3D-s elemek, valódi 3D-s szimuláció, grafikus interaktív adatbevitel és látványos megjelenítési lehetőségek, széleskörű referencia munkák és kiterjedt irodalom, közvetlen kapcsolat a térinformatika felé (Arcview/ArcMap, AutoCAD), raster típusú adatok bevitele és georeferálása.
A Feflow (Finite Element subsurface FLOW system) egy interaktív, grafikus, menü-rendszerű, hierarchizált szerkezetű szoftver rendszer, amelyik tartalmaz egy teljesen integrált grafikus adatszerkesztőt és elemzőt, egy mesh-generátort a legösszetettebb geológiai környezetek leképzésére és különböző típusú adat regionalizálót. A szoftver alkalmas 2 és 3 dimenzióban csatolt, permanens vagy tranziens egyfázisú folyadékáramlások, transzport folyamatok és hőáramlatok numerikus szimulációjára akár telített akár telítetlen környezetben. Közvetlenül felhasználható felszín alatti szennyezőanyagok áramlásának térbeli és időbeli leírására, a szennyeződés terjedésének előrejelzésére, geotermális folyamatok modellezésére, áramvonalak és áramlási izokron felületek megjelenítésére, megelőzési és kárelhárítási munkatervek elkészítésére továbbá monitoring rendszerek tervezésére.
10
Az általunk használt 5.4-es változat tartalmazza a végeselemek keverhetőségének lehetőségét, azaz 1D-s (csatorna, meder), 2D-s (tektonikai sík, repedezettség, gát) és 3D-s (mátrix) elemek használatát ugyanabban a modellben. A Feflow 6.1 Viewer szabadanon letölthető a forgalmazó honlapjáról (DHI) és a korábbi változatokban készült bemeneti modellek (*.fem) és eredmény fájlok (*.dac) is megjeleníthetők benne, sőt kisebb prezentációk is készíthetők vele. 2013. év végén jelent meg a 6.2 változat megújult grafikai interfésszel, beépített automatikus paraméter becslés (PEST) modullal és sok más újdonsággal. A programban használt és az általános áramlási valamint transzport egyenletek leírása a szakirodalomban (Diersch, H-J. G. 2013), illetve a Feflow program elméleti útmutatóiban megtalálhatóak.
11
3. Felszíni és felszín alatti környezet A modellezés fentebb említett alapelveihez igazodva, az adatgyűjtés után, először a kutatási terület elméleti modelljét állítottuk fel. Ehhez első lépcső a kutatási terület lehatárolása.
3.1. Kutatási terület elhelyezkedése, lehatárolása Eger és környéke (energia régió) a Bükk DNy-i részén és előterében helyezkedik el. A szorosabb értelemben vett Bükköt nyugatról a Tarna, keletről a Sajó völgye fogja közre. Északnyugaton a Hevesaranyos-Mikófalvi medence a határa. Északon a Bükkhát a Szilvás, majd a Bán patak völgyéig terjed. Délen, délkeleten a Bükkalja széles hegylábfelszínével simul az Alföldbe. Földtani értelemben Bükkalján a Miskolctól Demjénig húzódó, ÉK-DNy-i csapású, mintegy 40 km hosszú, 8-10 km széles dombvonulatot értjük. A kutatási terület a Bükk déli-nyugati felét érinti, melyen belül a fókusz területet kijelölő EOTR, M= 1:10’000-es topográfiai térképek voltak az irányadók (3-1. ábra). Érintett települések listája: Mátraderecske, Recsk, Szajla, Terpes, Bükkszék, Kisnána, Kápolna, Tófalu, Aldebrő, Feldebrő, Verpelét, Tarnaszentmária, Sirok, Füzesabony, Kerecsend, Demjén, Egerszalók, Egerszólát, Egerbakta, Eger, Bátor, Hevesaranyos, Egerbocs, Bükkszentmárton, Mikófalva, Mónosbél, Szarvaskő, Bélapátfalva, Répáshuta, Felsőtárkány, Bükkzsérc, Kács, Cserépfalu, Cserépváralja, Noszvaj, Bogács, Szomolya, Tard, Ostoros, Novaj, Andornaktálya, Nagytálya, Maklár, Mezőkövesd. A kutatási terület sarokpont koordinátái (Y_EOV; X_EOV) (3-1. ábra): ÉNy: ÉK: DNy: DK:
1. sarokpont: 2. sarokpont: 3. sarokpont: 4. sarokpont:
726’000; 768’000; 726’000; 768’000;
304’000 304’000 268’000 268’000.
12
3-1. ábra Kutatási terület és fókusz terület (Kutatási terület: 1. - 4. zöld sarokpontok által kijelölt téglalap, fókusz terület: bézs színű kiemelés)
3.2. Domborzat A Bükk az Észak-Magyarországi középhegység legterjedelmesebb és legnagyobb átlagmagasságú tagja. A Bükk domborzatára a 115-959 m tszf-i magasság a jellemző. Északról délre haladva az Upponyi-hegység környékére a dombvidék, és az alacsony középhegység a jellemző (tszf. max. 454 m), tőle keletre alacsonyabb területek vannak, a Tardonai-dombság területén a völgyközi hátakra jellemző tagolt egykori hegylábfelszíneket találunk (tsz. max. 408 m). Délebbre jórészt alacsony és középmagasságú középhegységet találjuk (tszf. max. 790 m, majd elérkezünk a Bükk középhegységi magas fennsíkjaihoz, melyeknek legmagasabb pontjai: Kettős-bérc (961 m), majd Istállós-kő (959 m), ezt követi a Bálvány (956 m) és a Tar-kő (949 m), de még további kb. 20 csúcs emelkedik 900 méter fölé. E területen a magasság 425 és 961 m közé esik. Tovább haladva déli irányban a tszf. magasság fokozatosan csökken (max. értéke 703 m), a lejtés D-DNy és DK irányú. Kezdetben még zömében középmagas hegyeket találunk, majd egy medencedombságot (Tárkányimedence), ami külön kistájat alkot. Végül középmagasságú és alacsony dombhátak találhatók az egri és miskolci területeken. A Bükki előtér fokozatosan simul bele az Alföldi sík tájba (3-2. ábra).
13
3-2. ábra Kutatási terület topográfiája
3.3. Növényzet, talaj A Bükk északi területein a cseres-tölgyes, gyertyános-tölgyes, bükkös, keletebbre cserestölgyes, erdeifenyő, akác, mezei juhar, gyertyán és a füzes-égeres ligeterdők a legelterjedtebbek. A Bükk-fennsík jellemző növénytársulása a 700 m felett kialakuló ún. montán (magashegységi) bükkös. Aljnövényzetében nagyszámú magashegységi eredetű faj (pl. farkasboroszlán, madárberkenye) él. A montán bükkösökön kívül megtalálhatók még cseres-gyertyános tölgyes, szubmontán bükkös, égeres fatársulások, égerlápok, mészkerülő bokorerdők, sziklaerdők, hársas-kőris, sziklagyep, sztyepréteg és telepített fenyvesek. Délebbi területeken az erdősztyep-növényzet, tatárjuharos lösztölgyes, cseres-tölgyes, mezei juharos tölgyes, gyertyános-tölgyes, füzes, mocsárrétek, löszgyep, erdősztyep-rét a jellemzőek (Váry H. 2010). A Bükk vegetációjának nagy részét ma már a telepített fafajok képezik. Ezek a fekete fenyő, erdei fenyő, lucfenyő és akácfa. A különböző talajtípusok kialakulásáért a talajképző kőzet, a domborzat, a klíma, a vegetáció, az idő, és az emberi behatások a felelősek. Ezeket összefoglalóan talajképző tényezőknek nevezik. A talajképző tényezőkön túl a talajképző folyamatok segítségével alakul ki az adott talajtípus. A
14
talajképző folyamatok a következőek: mállás, humuszosodás, kilúgzás, sófelhalmozódás, glejesedés, agyagosodás, agyagvándorlás, podzolosodás, tőzegesedés. A Bükk talajainak nagy része mezőgazdasági felhasználásra nem kedvező. A Tárkányimedencében a területek 21%-án szőlőt termesztenek és 40%-án vannak szántók. Az Egri-bükkalja területén a csernozjom talajokon a szőlők aránya 23%, itt jelentős a borkészítés is. A Bükkben többféle talajtípus keveredik, mint fekete nyirok, öntéstalaj, barnaföld, rendzina, csernozjom, savanyú, nem podzolos barna erdőtalaj, földes kopár, agyagbemosódásos barna erdőtalaj (Váry H. 2010).
3.4. Éghajlat és hidrológia 3.4.1
Időjárás, csapadék
A Bükk hegység éghajlatának sajátosságait a tengerszint feletti magasság, valamint a domborzati viszonyok határozzák meg. Az évi középhőmérséklet az országos átlagnál körülbelül 2 °C-al alacsonyabb, mindössze 7-8 °C, a Bükk-fennsík legmagasabb részein még alacsonyabb, csupán 6 °C. A jelentős kontinentális hatás miatt a tél hideg (a januári átlaghőmérséklet -4 °C), a havas napok száma az országban itt a legmagasabb. Az első fagyok október elején jelentkeznek, az utolsók azonban április végéig is elhúzódhatnak. A nyár meleg, gyakoriak a júliusi eleji és augusztus végi zivatarok. Az éves csapadék eloszlására a kontinentalitás szintén hatással van. Két csapadékmaximum figyelhető meg, egy kora nyári és egy őszi. Az éves csapadékmennyiség 600-700 mm, a Bükk-fennsíkon 800 mm. A viszonylag bőséges csapadék (3-1. táblázat) ellenére a hegység folyó- és állóvizekben szegény, a beszivárgó víz a mészkőterületek peremén karsztforrások formájában bukkan a felszínre. A hegység alapkőzetéből adódó változatos felszíni formák gazdag mezo- és mikroklimatikus viszonyokat hoznak létre. Az Alföldre tekintő hegylábi részeken száraz, meleg, míg a központi fennsíkon, valamint a szurdokvölgyekben hűvös, párás klíma uralkodik. A fennsíkon található töbrökben még nyár közepén is mértek 0 °C alatti hőmérsékleteket. A napsütéses órák száma átlagban olyan 1850 körül vannak, a középső terülteken 1900 körül, a déli részeken inkább 1830-1820 ez a szám. A szél többnyire D és DNy irányú, a sebessége a Bükk túlnyomó részein 2,5 m/s, de a középső területeken néhol meghaladja a 4 m/s-ot is.
15
3-1. táblázat A csapadékátlagok időbeli változása Jávorkúton 1960-2012 között Időszak
Hidr. téli félév [mm] átlag
1960-2012 1961-2012 1971-2012 1981-2012 1992-2012 2000-2012 1961-1970 1971-1980 1981-1991 1992-1999 2000-2012
332,9 333,7 324,2 327,1 353,9 376,6 374,0 314,8 275,9 317,0 376,6
Hidr. nyári félév [mm]
Naptári év [mm]
eltérés az átlagtól
átlag
eltérés az átlagtól
átlag
eltérés az átlagtól
0,0 0,8 -8,8 -5,9 20,9 43,7 41,1 -18,1 -57,0 -16,0 43,7
504,2 503,4 516,9 514,6 562,5 571,6 446,9 524,2 423,2 547,8 571,6
0,0 -0,8 12,7 10,4 58,3 67,3 -57,3 20,0 -81,0 43,6 67,3
837,2 835,1 839,2 839,8 914,3 940,6 818,1 837,1 697,5 871,7 940,6
0,0 -2,1 2,0 2,6 77,1 103,4 -19,1 -0,1 -139,7 34,5 103,4
(2001. júliusától 2005. december végéig korrigált bánkúti adatokkal helyettesítve) (A kiinduló átlag: 1960-2012)
Ha az 1960-2011-es időszakot a csapadékminimumok alapján bontjuk fel 5, természetes módon kirajzolódó szakaszra, akkor azokban az 1981-1991-es időszak minden hidrológiai félévében egy nagyon jelentős minimummal, a 2000-2011-es időszak pedig egy jelentős maximummal jellemezhető. (Az elmúlt 53 évben egyszer sem fordult elő, hogy 10 egymást követő naptári évben a csapadék összege magasabb volt az 53 év átlagánál, csak 2000-2011 között. Ezzel szemben 19811991 között 10 egymást követő évben volt alacsonyabb a naptári évi csapadékmagasság, mint az 52 éves átlag!) Az igen erőteljes változással jellemezhető 1992-2011-es időszak. Az elmúlt 21 évben előfordult rendkívüli csapadékhiány (1992, 1993, 2000, 2002) és rendkívüli csapadékbőség (1996, 2002, 2004, 2010) is. A 2010-es év az 1992-2011 közötti vizsgálataink szerint egyedülálló volt abból a szempontból, hogy nem volt még egy olyan esztendő, ahol mindkét hidrológiai félévben rendkívüli csapadékbőségű csapadék hullott volna. A 2010-2011-es esztendők abban voltak rendkívüliek, hogy általában a rendkívüli csapadékbőséget a következő évben rendkívüli csapadékhiány követte!
3.4.2
Karszt jelenségek; források, barlangok, töbrök és víznyelők
A források száma a Bükki Nemzeti Park Igazgatósága szerint meghaladja az 1000-t, de a számuk rendkívül pontatlan. A jogszabály minden 5 l/p hozamú természetes vízkilépést forrásnak tekint, de nem rendelkezik a hozam állandóságáról. Ily módon egy adott területen, annak megfelelően, hogy mikor vizsgáljuk, igencsak eltérő számú forrás lehet. (Vízgazdálkodási szempontból az állandó forrásoknak van igazán jelentősége.) A Bükkben található Magyarország barlangjainak kb. a negyed része, mintegy 1130 barlang. Ezeknek a hossza eltérő, 2-8700 m között változik. A legmélyebb 254 m, a hegység teljes barlanghosszúsága 65 km-t meghaladja. A Bükkben 53 fokozottan védett barlang található, köztük vannak az ország legmélyebb és leghosszabb barlangjai is. A barlangok alapján azt mondjuk, hogy a Bükk nyíltkarsztjának barlangosodott vastagsága 250300 m közé tehető, alatta a hézagtérfogat lecsökken, a barlangjáratok helyett a vízmozgás a 16
litoklázisokban történik. (Ennek elsősorban a termálkarsztvizet tápláló hidegkarsztvizes rendszer mozgásainak értelmezésében van jelentősége.) A nyitott víznyelők – melyek zöme víznyelő barlangokban folytatódik – száma 3-4 tucatra tehető, pontosan nem adható meg, mivel a vízmozgások miatt gyakran beomlanak, újra nyílnak (3-3. ábra). A Bükk töbreinek számáról nincs pontos információ. A Miskolci Vízműforrások töbörkataszterének elkészítéséhez végzett munka során mintegy 1200 töbröt (víznyelőt) vettek fel. (A vízmozgások miatt minden töbröt víznyelőnek tekintettek, bár a barlangkutatók, és részben a szaknyelv is víznyelők alatt csak a koncentrált víznyeléssel és tölcsér formával jellemezhető negatív képződményeket érti. (Ezen túlmenően a víznyelők védettek, a töbör nem!) A Miskolci Vízműforrások vízbázisai részben a Bükk legkarsztosabb területén helyezkednek el. A mi vizsgálati területünkön viszont zömmel rosszul karsztosodott mészkövek találhatók, ezért mind a számuk, mind a nagyságok jóval kisebb lehet. Becslések szerint az adott területen 400-500 töbör (víznyelő) lehet, míg a Bükk teljes területén a töbrök számát 2500 körülire becsülik.
3.4.3
Felszíni vizek
A modell terület északi része (Bükk-fennsík) a Sajóba torkolló mellékpatakok forrásvidéke. A területen található legnagyobb patak a Garadna, Szinva mellékfolyása, tavak közül a Garadna-halastó és a Hámori-tó. Források közül csak néhány említésképpen: Garadna-forrás, Szinva-felső-forrás, Sebesvíz-forrás, Szalajka-forrás, Bánpatak-forrás, stb. Ezek vízhozam ingadozása nagy, mert a Bükkfennsík alatt húzódó nagy karsztvíztározó rendszer túlfolyói. A Bükk-fennsíktól délre fakadó patakok dél-délkeletre folynak szinte párhuzamosan. Ezek név szerint keletről nyugatra haladva: Kácsi-patak, Száraz-tó-ér, Lator és Tardi-ér, Hór és mellékvízfolyásai, mint Hideg-kút, Örvény, Szoros; Kánya, Ostoros (Rima), Eger-patak és mellék-vízfolyásai, mint Tárkányi-patak és Vöröskő-völgyi-patak, és Villói-patak; Laskó és mellékvízfolyásai, mint szólási-patak és Örvény; Tarna és mellékvízfolyásai, mint Kígyós, Bükkszéki-patak, Fedémes, Leleszi-patak, Búzás, Csevice és Tarnóca (3-3. ábra). Néhány patakon víztározót és halastavakat alakítottak ki.
17
3-3. ábra Vízrajz (Jelmagyarázat: kék csillag – forrás; kék háromszög – vízellátásra foglalt forrás; piros pont – víznyelő, töbör; kék vonal – vízfolyás; zöld vonal – modell határ.)
3.5. Földtani felépítés A kutatási terület földtani felépítés természetesen a szakirodalomban részletesen megtalálható (Pelikán P. (ed.) 2005; Gyalog L. (ed.) 2005, Less Gy. 2011, stb); itt csak a modellezéshez felhasznált legfontosabb információkat összegezzük. A Bükk újpaleozoós-mezozoós kőzetei két sorozatba sorolhatók, melyek közül a bükki autochton epi-anchimetamorf középső-karbon – perm – triász-júra kőzetei kontinentális kérgen, míg a rajta fekvő Szarvaskői-Darnói-takaró gyengén anchimetamorf júra képződményei óceáni kérgen képződtek. A legkorábbi takarós áttolódás kora valószínűleg késői-júra, míg a metamorfózis kréta korú.
3.5.1
Fejlődéstörténet
A Bükk kialakulását és kőzeteit – különböző terjedelemben és tudományos vagy éppen ismeretterjesztői szinten – már sokan feldolgozták és publikálták (3-4. ábra). A jelen anyagban nagymértékben támaszkodunk ezekre a korábbi földtani-vízföldtani irodalmakra (Baráz Cs. (ed.) 2002; Haas J. (ed.) 2001; Csontos L. 1999; Pelikán P. (ed.) 2005; Lénárt L. 2011; Less Gy. 2011; etc.) és csak néhány helyen egészítjük ki saját megfigyeléseinkkel és értelmezésünkkel a projekt céljainak megfelelően.
18
3-4. ábra Földtani keresztszelvény (Módosítva Haas J. (ed.) 2001 után. Szelvény nyomvonala a 2. ábrán. Jelölések: 3 - Mórágy Komplex (Variszkuszi); 4 – Bükki egység késő-paleozoós tengeri képződményei; 5-Aggteleki egység triász tengeri képződményei; 6 – Bükk egység triász tengeri képződményei); 8 – Tisza egység triász szárazföldi és tengeri képződményei; 9 – Bükk egység júra tengeri képződményei; 11 – Mecsek zóna júra tengeri képződményei; 14 – Meccsekjánosi Bazalt Formáció – alsó-kréta; 15 – Szolnoki Flis Formáció – kréta-paleogén; 16- Felső-eocén tengeri képződmények; 17 – Oligocén tengeri képződmények; 18 – Felső-egerian-eggenburgian képződmények; 19 – Alsó-miocén (eggenburgian) képződmények; 20 – Alsó riolit tufa szint és barnakőszén – ottnangian; 22 – Középső-miocén bazális képződmények (karpatian, alsó-badenian); 23 – Középső riolit tufa szint (karpatian); 26 – Felső riolit tufa szint (sarmatian); 27 – Felső-miocénn bazális formációk (felső-badinian, sarmatian, pannonian); 29 – Pilocén-quaternary képződmények)
A Bükk fejlődéstörténetét Paleozoikumtól tudják nyomon követni. Ekkor a Bükk tömbje a Variszkuszi hegységrendszer tagja, amelynek feldarabolódása és lesüllyedése után a karbon időszakban a területet a tenger elöntötte. A Bükk hegység kőzeteinek java ekkor, a karbon időszak második felétől (330 millió évvel ezelőtt) a jura időszakának végéig (145 millió évvel ezelőtt) képződött. Nagy részük üledékes kőzet; mészkő, márga, agyag és kovapalák, dolomit, radiolarit és homokkő. Ezen kőzetek képződése mai helyüktől lényegesen délebbre történt, az akkor Afrikát Európától elválasztó Tethys óceán afrikai partjainál. Ezen 185 millió éves üledékképződés alatt a tenger mélysége, helyzete többször is változott, amely jól megfigyelhető a kőzetek minőségében A középső és késő triászban (245 - 200 millió éve) erős tengeralatti vulkánosság hatására porfirit és diabáz lávák és tufák települtek az üledékrétegek közé. Később, a jura időszakban a Tethys óceáni hasadékvölgye mentén mélységi magmás és kiömlési kőzetek keletkeztek (mint pl. a gabbró és a diabáz). Az ezt követő időszakból - a késő-jurától a késő-eocénig - a hegységben kőzetek nem találhatók. A Bükk ekkorra már gyűrt hegységgé vált. Mivel a hegységet alkotó kőzetek csak akkor lehettek képlékeny gyúrható állapotban, ha rájuk 2-3 km vastag kőzettakaró nehezedik, ezért a tengerrel való elöntést megelőző időszakra szárazföldet kell feltételezni és hosszantartó erős szárazföldi lepusztulást kőzettakaró lehordódásához. A késő eocénban, úgy 50 millió évvel ezelőtt a Bükk egy részét ismét elborította a tenger. Az előrenyomult tenger üledékei jelenleg csak a Déli-Bükk déli, és a Kis-fennsík északi, észak-keleti
19
szegélyén fordulnak csak elő, amelyek üledéksora bükki eredetű abráziós kaviccsal kezdődik, tehát a Bükk hegység magasabb része bizonyíthatóan szárazulat volt. Az oligocénban többször előrenyomult tenger üledékei szintén a fenti helyszíneken fordulnak elő, így nem állapítható meg teljes bizonyossággal az elöntés mértéke, de az biztos, hogy az oligocén végéig a késő eocéntól a Bükk több ideig volt szárazulat, mint tengeri elöntés színtere. Időközben a Bükk és környezete fokozatosan északabbra tolódott. A Bükk az oligocén végére (kb. 25 millió éve) ért jelenlegi helyének közelébe. Ekkor, a miocén korszak kezdetén, valószínűleg a Bükk hegység magasabb és nagyobb kiterjedésű lehetett. A miocén közepére az eocénban és oligocénban keletkezett tengeri kőzetek nagy része lehordódott, így a fiatalabb neogén üledékek egy része közvetlenül a triász - júra kori kőzetekre települ. A kora miocéntől a késő miocénig a hegység észak alföldi és mátrai környezetében három fő szakaszban zajló vulkáni tevékenység a hegységet beterítette többé-kevésbé összesült riolit-riodácit tufákkal, tufitokkal. A miocén közepén a hegységet feltehetően teljes mértékben elborította a tenger. A késő miocénra a terület újra kiemelkedett, majd a vízszint újabb emelkedésekor már csak a hegység peremeit borította el a tenger. A fokozódó kiemelkedés következtében, az erózió hatására a fiatalabb sekély tengeri és vulkáni üledékek alól előtűntek a mezozoós kőzeteket is, tehát a Bükk mai vízhálózatának kialakulása és karsztosodása a miocén végétől számítható. A pliocénban a miocénban megkezdődött kiemelkedés, vízrajz és geomorfológiai forma világ kialakulása folytatódott. Ebben a korszakban kezdtek kialakulni a mai táj részei: Déli, Északi Bükk, Bükk-fennsík. A fő vízfolyások is ekkor kezdtek kialakulni. A pleisztocénban a hegység felszínének formálódását elsősorban az éghajlat határozta meg. Az eljegesedési szakaszokban a Bükk magassága és területe ahhoz nem volt elegendő, hogy tetőin hómezők, gleccserek jöhessenek létre, de az eső mennyisége csökkent, így a völgyek kialakulása lelassult, helyette a talaj aprózódása, völgytalpak és töbrök, barlangok feltöltődése került előtérbe. A jelenlegihez hasonló időjárású jégkorszakközökben ismét felélénkült a karsztosodás, a mállás és a csapadékvizek felszínformáló hatása. A 200-300 ezer éve lejátszódott emelkedés következtében kialakultak a fiatalabb forrásbarlangok, mai helyükre kerültek Mónosbéli, Kácsi, Latorúti források és a melegvizekkel keveredő egri, miskolc-tapolcai, diósgyőri karsztforrások is. A holocénba is átnyúló emelkedés következtében a Bükk elérte mai magasságát. A bükki karsztosodás jelenkori megélénkülésével kb. 7000 évvel ezelőttől számolhatunk, ekkor kezdődött meg korábban eltömődött töbrök, üregek kihantolódása, kitakarítása, majd a dús aljnövényzetű erdő talajában termelődő szén-dioxid közreműködésével a karsztformák, töbrök, barlangok növekedése, szaporodása. Ezen folyamatok a bekövetkezett hűvösödés és szárazosodás miatt kissé lassabban, de ma is tartanak.
20
3.5.2
Lithosztratigráfia
A kutatási terület - Bükk hegység és Bükk-alja – lithosztratigráfiája jól feldolgozott. A munkánkban mi is az irodalomjegyzékben felsorolt tanulmányokra támaszkodtunk, melyet itt külön nem kívánunk megismételni.
3.5.3
Tektonikai elemek és karszt jelenségek
A Bükkben megtalálható kőzeteken kívül a tektonikai elemek - és az tektonikához köthető különböző karszt jelenségek - is jelentős szerepet játszhatnak a felszín alatti vízáramkép kialakulásában. A tektonikai elemeket általában nagyobb vezetőképességi értékekkel jellemezzük, mint az őket magába foglaló kőzetmátrixot. A tektonikai elemeket különböző térinformatikai adatbázisokból (MÁFI, Miskolci Egyetem) vettük át, melyek alapja a szeizmikus vonalak és a légifelvételek értelmezése. A terület legjelentősebb törései a Darnó-vonal, mely gyakorlatilag a hidrodinamikai modell terület nyugati határa, és a Vatta-Maklári árkot kialakító normál vetők, melyek a déli határral esnek egybe (3-5. ábra). A kisebb töréseket lokális jellegük és alacsonyabb megbízhatóságuk miatt töröltük az adatbázisunkból.
3-5. ábra Tektonikai elemek a Bükk hegységben és környezetében (Jelmagyarázat: piros és lila – különböző forrásból származó tektonikai elemek; világos és sötét kék – folyóvizek; zöld vonal – modell terület)
21
3.6. Beszivárgás, utánpótlódás A fejezet korábbi pontjaiban felsorolt adatok, folyamatok és fogalmak főleg a felszín alatti vízáramlási rendszert befolyásoló tényezők illetve arra utaló jelenségek. A 3.1, 3.2, 3.3. és 3.4. fejezetekben említett folyamatok a beszivárgást, illetve a felszín alatti áramlási rendszer utánpótlódását szabályozzák. A szakirodalomban mindegyik témakörnek hatalmas irodalma van. Mi ezeket csak az adott célkitűzés megoldásához szükséges mértékében és mélységben, az input adatok és az eredmények értelmezése szempontjából foglaltuk össze. A 3.5. fejezetben részletezett kőzetek és azok elterjedése illetve tektonikai elemek pedig a felszín alatti vízmozgásra vannak hatással. A felszín alatti vízáramlási rendszer értelmezéséhez első lépés az utánpótlódás (lehullott csapadék azon része, mely belép a felszín alatti vízáramlási rendszerbe) mértékének és területi elterjedésének a becslése. Ehhez ismerni kell a modellezendő terület elhelyezkedését, ami befolyásolja az éghajlatát, az éves szinten lehulló csapadékot, annak halmazállapotát, éves és területi eloszlását, napsütéses órák számát, szélerősséget és irányt; a domborzatot, tszf-i magassági viszonyokat, lejtő meredekséget, talaj típusokat, és a talajtípusokhoz kapcsolódó növényzetet és talajművelési ágakat, stb. A felsoroltakból látszik, hogy az utánpótlódás meghatározása komplex, sokváltozós időfüggvény, mely egy önálló térinformatikai tanulmány tárgya is lehet (Gondárné Sőregi K. et al. 2008). A hierarchikus felépítésű felszín alatti vízáramlási rendszerek elmélete (Tóth J. 1963) alapján minden lokális rendszer, ha csak kis mértékben is, de egy nagyobb regionális rendszerbe is ad át vizet. Így a karsztvízrendszer modellezésénél nem hagyható figyelmen kívül a fedett területeken beszivárgó vízmennyiség sem. A fedett területeken, a fedő kőzeten beszivárgó víz nagy része ugyan lokálisan, a patak völgyekben, vagy kisebb forrásokban a felszínre jön, de egy kisebb rész átadódik a karsztvíztárolóba. Az átszivárgás mértéke nyilván csekély, de mivel a hegység nagy részén, különösen a délnyugati vidéken, jelentős területeken található a karszt fedett helyzetben, az átszivárgó vízmennyiség területileg már számottevő lehet (Gondárné Sőregi K. et al. 2008). Myer E.M. et al. (2012) ugyancsak külön számolta a fedett és fedetlen karsztos területek beszivárgását. A medenceterületeken a felszínről beszivárgó vízmennyiséggel, a fedő vastagsága, a fedő kőzeteinek rendkívül vízvezető képessége, de leginkább a karsztvíz-rezervoárban uralkodó nyomásviszonyok miatt gyakorlatilag nem kell számolni. A rendszeres csapadék és a mészköves földtani környezet kettősséggel jellemezhető karsztos vízáramlási rendszert (Király L. 1998) alakított ki a Bükkben is. Az utánpótlódást tekintve az epikarszt lassú diffúz, míg a víznyelők koncentrált és rendkívül gyors beáramlást biztosítanak (3-6. ábra). (Hasonló kettősség jellemzi az áramlási mezőt; állandó, lassú vízmozgás a kőzetmátrixban és gyors, epizódikus a karszt járatokban; illetve a megcsapolásoknál is: karsztforrásoknak hidrogramja: gyors kiáramlás nagyvíz eseményeknél és lassú alapáramlás nyugalmi időszakban.) A termálkarsztvíz utánpótlódása is a bükki nyíltkarszton keresztül történik, melynek egyetlen és meghatározó táplálója a csapadék, ill. a csapadékból származó beszivárgás. Emiatt az utánpótlódás becslésénél a bükki, nyíltkarsztos területen lévő csapadékmérő állomások adatait használtuk fel, a hegységperemi, hegység előtéri csapadékmérő állomások adataival nem foglalkoztunk. A 3-7. ábra és a 3-8. ábra a Smaragd-GSH (Gondárné Sőregi K. et al. 2008) és a Vatnaskil (Myer E.M. et al. 2012) által számított éves beszivárgás eloszlását mutatja be a Bükk területén.
22
A különböző beszivárgási számításokat a 3-2. táblázat tartalmazza. Az allokált input értékek meghatározását és az alkalmazott egyszerűsítéseket az 5. fejezetben részletezzük.
3-6. ábra Karsztrendszerek kettősségének elméleti modellje (Doerflinger N., Zwahlen F. 1995 után)
A modellezés során az utánpótlódást a lehullott csapadék, közvetlen lefolyás, és az evapotranspiráció értékei alapján becsültük: utánpótlódás = éves csapadék napi átlaga - (közvetlen lefolyás + evapotranspiráció)
3-2. táblázat Beszivárgás számítások a Bükk területén Év
Sokévi átlagos karsztos beszivárgás
Karsztos vízgyűjtő terület
Szerző
Intézmény
(mm/év)
(km²)
Kessler H.
VITUKI
1954
217
199,8
Schmidt E. R.
MÁFI
1962
213
199,8
Sárváry I.
VITUKI
1964
237
235,2
Szlabóczky P.
KEVITERV
1973
155
450,0
Böcker T.
VITUKI
1977
390
200,0
Tóth G.
Egri Főiskola
1983
288
100,0
Dénes Gy.
VITUKI
1983
313
114,5
Rádai Ö.
VITUKI
1984
254
255,0
Maucha L.
VITUKI
1984
280
254,9
Rádai Ö.
VITUKI
1984
296
256,7
Rádai Ö.
VITUKI
1986
259
258,4
Szabó-Lénárt
MNME
1989
242
230,3
Gondárné S. K.
Smaragd
2008
177*
232,0*
Gondárné S. K.
Smaragd
2008
105**
581,0**
Myer E. M.
Vatnaskil
2012
350-400*
?
Myer E. M.
Vatnaskil
2012
5-20**
440,0*, **
* csak a mészkő kibukkanásokra vonatkozóan, ** fedőképződményekre vonatkozóan
23
3-7. ábra Beszivárgás eloszlás a Bükk területén – Smaragd-GSH 2008
3-8. ábra Beszivárgás eloszlás a Bükk területén – Vatnaskil 2012
24
3.7. Kutatási terület geotermális viszonyai A terület mélységi hőmérsékletét a mélységi hőáram (3-9. ábra), a kőzetek hővezetési képessége és a konvektív hőátadás (hőáramlás) határozza meg. Habár a kutatási területen számos szénhidrogénkutató fúrás mélyült a múlt század közepe táján, ezek főleg néhány produktív területre koncentrálódnak (Demjén, Fedémes) és az elvégzett hőmérséklet mérések is szórványosak. A 3-3. táblázatban példaként bemutatunk a kutatási területen és környékén talált hőmérséklet mérési adatokat és információkat. (A több száz, különböző rendeltetésű kút átnézése és a hozzáférhető szakirodalom kivonatolása után kigyűjtött adatok közlésére itt nincs lehetőség.) A mélységi hőmérséklet mérésekbe bevont kutak elhelyezkedése a 3-10. ábran közölt térképen látható. A 3-3. táblázatban szereplő adatokból szerkesztett mélység / mért mélységi hőmérséklet összefüggés a 3-11. ábran látható. A geotermikus gradiens egyenese (kék vonal) körül tapasztalt nagy szórása a nagy kutatási területnek, illetve a karszt rendszernek köszönhető. A felszálló meleg ágak és a leszálló hideg ágak viszonylag közel helyezkednek el egymás mellett, utal a felszín alatti áramlási rendszerek jelentős szerepére a felszín alatti hőmérséklet eloszlásában és izoláltságára.
3-3. táblázat Földhő mérések alapadatai (példa) fúrás
jel
hozam mérés helye m3/nap
m
perf. kif. hőm hőm
hévíz katsz.
víz katsz.
°C
geo. szám. grad. g.grad °C/km
°C/km
Andornaktálya-8
At-8
2880
752
49
46 adat eltérő
9-6
K-21
51,9
51,9
Andornaktálya-10
At-10
525,6
815
54
50 vízmű
9-21
K-15a
54,0
54,0
Andornaktálya
K-5
89,3
1114
62
62 felszámolt
9-28
K-5
Andornaktálya
112,3
48 CH kút
9-42
Andornaktálya
Dem-K-1 Dem-K357
28,8
53 CH kút
9-48
Andornaktálya
e-3
1700
48
nincs kat.szám
22,4
Andornaktálya
e-2
1622
38
nincs kat.szám
17,3
Boconád
K-12
480
35
felszámolt
Boconád
K-13
380
40
Boconád
K-17
478
39,6
Bogács
1
959
Bogács
4
346
171
Bogács
5
86
248
Bogács-6a
Bs-6a
518,4
Bogács
B-6
839,5
489,7
°C
megjegyzés
46,7
9-20
K-12
52,1
33
9-75
K-13
77,6
78,9
36 vízmű-2
9-85
K-17
60,9
61,9
43
1
22
19
4
70,2
22
19
5
48,4
76
27 fürdő-2
4-17
B-1
69 fürdő-2
4-46
B-6
133,7
134,8
(fúrás – fúrás helye; jel – a térképen szereplő kútazonosító; hozam – vízkút esetén a kiképzéskori hozam; mérés helye – a hőmérséklet mérés helye a felszíntől mérve; perf. hőm – a mérés helyén mért hőmérséklet; kif. hőm – a kifolyó víz hőmérséklete; geo. grad. – irodalomban megadott geotermális gradiens; szám. g.grad – 10 °C-os évi középhőmérsékletre számított geotermális gradiens.)
25
3-9. ábra A felszín alatti hőáram [mW/m2] Eger térségében (Dövényi P., 2003 után)
3-10. ábra Mélységi hőmérséklet adatok (Értékek °C-ban. A jelölő nagysága és színe a hőmérséklet értékkel /10°C – 90°C/ arányos).
26
ét j el rp zva álya e V os yt r sd N ag lsu veya ád esd ge l N oórfaokoöstál aár öv E bé r t õ y s k y y l a sT zo no OMestag yztásõnálysezõya aloóm ON geroytrsM l d a o o lráusõ sihsM d NsMt asgotrootózogefóryabot övSgezásscssr enom d d O NOst Tslsad kluo corolac al esknlau ny err es O áFOrNeaezfõaBVstoetaéorrkezih öpvóeoftlandabo Ege öyv Taszees d Eg V MTóOOsM K S cõskáD k n geáz aKrrekcaülzu ves any m zló aedzõá BoMroKMseTórFof s ksö aábno alo os zMs o to ozõro iessn zih m t na s s Slom Do lomar nsd ós O O OMset FüKz T k a a 2a söor ikl d 2 ih et ih 42 -4 a -4 ánca nktm oná D Sz r r Sz n- jén -42 jén a ee oc d é j K T n z n m n m 2 o 4a assz B em e jé e É- cs -1 D D em D rn i ék sádék- 8 ará r r-T2a V ád z es e D 0 e e s n z v k k n m cs e o s 2 lKó d EEgg oco Hockklet- sz ékszé ük dé gá es d e o ü k B o B z v s e B F B-K omló ksük ö e B sd õk n z kB öv jé rDosBü ez éra öve zõk m o M k m e e D P ves M na ezõ e eklõ ar H eöl mélyTs M t 8 dõK P ve an n Er He ly jé jé tá 0 lõ k eDmem sd 1 t a m D n ve sá lya Kö ö or c y d k l á d õ t é s zõe -1 Alyn vesMez nak Ps 1 eöv sd e d-õMköve o r gác Pé H s d z ee k An Bo övM zõ 26 õk Me 5 -3 z t e le a t-S Ms-1da -1 klée Ke vsedjén nsd cpse e ö r é e e v j re v õökem deV em kö eõzk D D ra zõ eMz e át M M M ya ál kt a rn do s An c gá -5 Bo t- S lé e rp Ve
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900
Fúrt mélység (m)
1000 1100 1200 1300 1400 1500
r do An
1600
na
á kt
a ly
D
d An
1700
á kt na or
n jé em
yi ál M
a ly
o st Ki
j ka
1800
m rö Kö
1900 2000 2100 2200 yi ál M
2300 2400 10
20
30
40
50 Hõmérséklet (C)
60
70
80
90
3-11. ábra Geotermikus gradiens (piros pont – mért érték; kék vonal – geotermikus gradiens)
27
4. A hidrodinamikai modell felépítése és kalibrációja Az elméleti modell kialakítása után lehet hozzáfogni a numerikus modell felépítéséhez, az adatok egységesítéséhez és átviteléhez az elméleti modellből a numerikus modellbe.
4.1. A modell határ kijelölése A modell terület lehatárolásához - ahol lehet - érdemes természetes „no-cross-flow boundary”-ket kijelölni a pontos peremfeltétel miatt. Ezek vagy nagyobb folyóvölgyek, vagy vízválasztók alatt húzódnak (Tóth J. 1962; 1963). Az esetek többségében azonban nem lehet tipikus „no-cross-flow” határokat kijelölni a modellezendő és a fókusz terület nagysága közti különbség illetve a modellezendő területhez tartozó adatmennyiség miatt. Ez igaz a mi esetünkben is ezért a modellezendő terület határait igyekeztünk egyrészt olyan messze meghúzni a fókusz területtől, hogy a mesterséges határ miatt keletkező várható hiba minimális legyen, másrészt legalább az áramlást feltételezhetően befolyásoló nagyobb tektonikai elemekhez kötni. Ezen szempontok figyelembevételével modell határ a következő: Északon - Lillafüred és Egercsehi között - a határ feltételezhetően túlnyomórészt természetes: a Szinva és a Garadna találkozásától Ny-felé a Garadna völgy egészen Ómassáig, innen majdnem a Bánkúti turista házig (Borovnyák tetőig) hegygerinc, tovább kissé délnek Pipis-hegy, Semmi-hegy, Kissár-bérc, Fekete-sár-bérc, Kőrös-bérc, Virágos-sár-hegy, Kálmán-hegy, Ördög-hegy, Messzelátó gerinc vonulat, innen a Kín hegyig Bélapátfalvától és Mikófalvától délre – az Eger patakot átvágva - egy mesterséges K-Ny irányú szakasz és a Kín-hegytől az Egercsehi melletti Magas-hegy érintésével Szilvás-tetőig ismét kisebb gerincvonulatok. Nyugaton Egercsehi, Recsk és Kál között a határ természetes szakaszokat és mesterséges átvágásokat egyaránt tartalmaz és részben követi a Darnó-tektonikai vonalat: Szilvás-tetőtől a Csereshegy, Sas-hegy, Veres-hegy, Őr-hegy, Ecser-hegyig alacsonyabb gerincek kivéve a Laskó felső szakaszának kisebb átvágása, innen dél felé egy kisebb átvágással a egy darabig a Bükkszéki patak nyomvonala, majd Terpes Szajla községeknél a Tarna és a Dolina patak átvágásával a Búzás-patak nyomvonala Recskig azaz Parádi-Tarna illetve a Csevice-patak összefolyásáig. Innen a Csevice patak nyomvonala egészen a forrásig és tovább a Nagy-Zúgó hegyig, majd az Első-Tarnóca és a Tarnóca patak nyomvonala Vécsig. Vécs és Aldebrő között egy kisebb átvágással csatlakozik a Tarnához, majd a Tarna nyomvonala Tófalun, Kápolnán keresztül egészen Kálig. Délen, és Dél-keleten a modell határ teljes egészében mesterségesnek tekinthető, bár egy kisebb szakaszon követi a Vatta-Maklári árkot lehatároló vetőt. Kál, Füzesabony, Szihalom, Tard térségében egészen Tibolddarócig halad. Keleten a határ vegyes: Tibolddaróctól Kácsig a Kácsi-patak nyomvonala. Innen Észak felé kisebb gerincek és völgyek: Veresagyag-tető, Briska-tető, Kőris-völgy, Felső-Kecske-vár, Hollós-tető, Hollós-völgy, majd a Szinva nyomvonala egészen a Garadna összefolyásig.
Így a hidrodinamikai modell területe a fókusz területnél és az energia régió területénél valamivel nagyobb, de a kutatási területnél kisebb, összesen: 1’078,7 km2 (4-1. ábra).
28
4-1. ábra Modell határ és az energia régió településeinek viszonya (modell határ – zöld vonal; kutatási terület sarokpontjai – zöld pontok; kék vonal – vízrajz)
4.2. Szerkezet A 2. fejezetben ismertetett elvek szerint a modellezni kívánt térfogatot 3 dimenziós végeselemekkel képeztük le (diszkrétizáció). Ezek a végeselemek 3D-s háromszög alakú prizmák, melyeket a térben a csúcsokon elhelyezkedő csomópontjaik határoznak meg, illetve kötnek össze a szomszédjaikkal így határozva meg a teljes modellezendő térfogatot. A továbbiakban ismertetett elem-háló (mesh) 5’238 csomópontot tartalmaz egy felületen. Összesen 8 felületen így 41’904 csomópont van. A 8 felület 7 numerikus réteget zár közre, melyek rétegenként 10’191 háromszög-alapú prizmából épülnek fel. Így a teljes modell 71’337 3D-s elemből áll. Az első változatokba 2D-s, vetőket szimuláló vertikális elemeket nem építettünk be. A modellezéshez felhasznált objektumokat térinformatikai rendszerben kezeltük (ESRI: Arcview v3.3, illetve ArcMap v 9.2. és v10.1).
4.2.1
Hidrosztratigráfia
A horizontális tagoláshoz a várhatóan hasonló hidrodinamikai tulajdonságú kőzeteket azonos ”hidrosztratigráfiai” egységekbe sorolhatók. A hidrosztratigráfiai egységek a burkoló felületeikkel, kiterjedésükkel és hidrodinamikai tulajdonságaikkal jellemezhetők. A hidrosztratigráfiai beosztást a terület litológiája (3.5 fejezet) és a kőzetek várható hidrodinamikai jellege alapján végeztük el. Egyes rétegek egy hidrosztratigráfiai egységbe történő besorolását az adott problémára kifejtett hatásuk, vízföldtani jelentőségük, földrajzi kiterjedésük, vagy vastagságuk indokolja.
29
A gyakorlati meggondolások után 3 fő hidrosztratigráfiai egységet különítünk el a Bükkalján található Neogén vízvezető képződményeken kívül: a vízvisszatartó(?) Paleogén márgákat; Júra pala vízvisszatartó rétegeket; és a karsztos jellegnek köszönhető (mélységgel csökkenő) jó vízvezető képességűnek feltételezett Triász karbonátokat (4-2. ábra).
4-2. ábra Hidrosztratigráfiai egységek térbeli elhelyezkedése felszín közelben (Jelmagyarázat: zöld vonal – modell határ, szürke vonal – végeselem háló/mesh, kék vonal – vízrajz, Hidrosztratigráfia: lila poligon - Triász karbonátok, világoskék poligon – Jura palák, világosbarna poligon – Paleogén márgák nagyobb vastagságban.)
A modellben a numerikus rétegeket felületek fogják közre. A felületeket a csomópontok (node) x,y és z értékei rögzítik a térben. A területileg változó földtani felépítést 3 területegységre egyszerűsítettük: Az 1. területen Triász mészkövek vannak a felszínen, a 2. területen Jura palák és alatta feltételezhetően triász karbonátok, míg a 3. területen a Pannon rétegek vagy Prepannon márgák vannak a felszínen, majd prepannon Kainozoós rétegsor következik változó vastagságban, ami alatt a prekainozoós aljzat vagy Jura pala, vagy Triász mészkő vagy ismeretlen rétegek (Vatta-Maklári árok) következnek. (Prepannon alatt olyan Kainozoós rétegeket értünk melyek idősebbek a Pannon rétegeknél, a Pannon rétegekhez hozzávettük a negyedidőszaki képződményeket is.) Ennek megfelelően a hidrosztratigráfia egységek és a numerikus rétegek és felületek viszonya a 4-1. táblázat szerint fog alakulni. Ahol a Jura vagy Triász rétegek a felszínre bukkannak ott az első két numerikus réteg vastagsága egyaránt 1 m. Mivel az alkalmazott szoftver nem engedélyezi a numerikus rétegek kiékelődését, ezért a kiékelődéseknél az úgynevezett paraméter váltás technikáját alkalmaztuk. A felületek szerkesztéséhez felhasználtuk a térinformatikából a Mezozoós rétegek kibukkanását lehatároló poligont, a topográfiát, a leegyszerűsített Magyarország pre-kainozoos földtani térképét (M= 1:500’000, MÁFI 2010, Haas J. főszerkesztő) és a leegyszerűsített Magyarország 30
Pannóniai (s.l.) képződményei A Peremartoni Főcsoport (=alsó-pannóniai képződmények) vastagsági és kifejlődési térképét (M= 1:500’000. MÁFI 1986, Csíky, G., Erdélyi Á., Jámbor Á., Kárpátiné Radó D., Kőrössy L.).
4-1. táblázat Numerikus felület és réteg beosztás Terület 1 Hidrosztratigráfia ideális
Numerikus felület szám név
Numerikus réteg név
Terület 2
Terület 3
név
név
szám
1 Topo Neogén + Kvarter képződmények
1 és 2
Triász mészkő
Júra pala
Neogén/ Paleogén
3
Triász mészkő
Júra pala
Paleogén
4
Triász mészkő
Júra pala
T/J / ismeretlen
5
Triász mészkő
Triász mészkő
T/J / ismeretlen
6
Triász mészkő
Triász mészkő
T/J / ismeretlen
7
Triász mészkő
Triász mészkő
T/J / ismeretlen
3 Paleogén top Paleogén márgák 4 Alaphg top Jura pala 5 Triász 1 Triász mészkő 6 Triász 2 Triász mészkő 7 Triász 3 Triász mészkő 8 Talp
A numerikus megoldás pontossága miatt a „Neogén + Kvarter” rétegeken belül 1, a „Mezozoós” rétegeken belül az aljzat tető (Aljzat_top) és a modell alja közé 3 extra felületet (4_Aljzat_szint, 5_Aljzat_szint, 6_Aljzat_szint) illesztettünk be úgy, hogy egyenlő rétegvastagságokat hozzunk létre. ( A triász képződményekre települő júra rétegek vastagsága csak néhány fúrásban ismert, így ez az egyszerűsítés adathiány miatt elfogadható.) A kiszerkesztett topográfiai, Pannon fekü és Prekainozoós aljzat tető felületek extra-és interpoláltuk, a reguláris gridhálóból a mesh csomópontokban meghatároztuk az adott z értéket, amit egy adattáblában ellenőriztünk különböző kritériumok szerint. Az így meghatározott felületeket a szoftver saját regializálóján (Akima) keresztül, 1% over/undershooting kritériummal építettük a modellbe. A modell alját egy síkban, -4000 mBf húztuk meg.
4.2.2
Vertikális tagolás
A végeselem háló vertikális tagolásához figyelembe vettük és ezekhez igazítottuk a hidrodinamikai modellezéshez fontosnak tűnő, a térinformatikába beépített objektumokat, úgymint modellhatárt, folyóvíz hálózatot, tektonikai elemeket, réteg elterjedéseket (kiékelődéseket), a BKÉR rendszer elemeit és különböző mélyföldtani fúrásokat (4-3. ábra). Az „igazítást” csak a
31
hidrodinamikailag előzetesen jelentősnek vélt objektumokhoz és a lehetőségekhez mérten végeztük el, figyelembe véve, hogy a numerikus számítások annál pontosabbak, minél inkább közelít a végeselem 2 dimenzióban az egyenlő oldalú háromszög formához. (A 3 dimenziós, háromszög alapú hasáb elem arányosságát a horizontális tagolással lehet szabályozni: 4.2.1. fejezet.)
4-3. ábra Vertikális, ”hidrodinamikai” elemek a térinformatikai rendszerben (Jelmagyarázat: zöld vonal – modell határ, szürke vonal – végeselem háló/mesh, kék vonal – vízrajz, sötétlila vonal – tektonikai elemek, különböző színű pontok – különböző pontszerű elemek (BKÉR monitoring rendszer), mint mély-fúrás, forrás, víznyelő, meteorológiai állomás, stb.)
Végül a fenti elvek alapján elkészített modell 3D-s képe a 4-4. ábran látható DK felőli nézetben, kissé megbillentve.
32
4-4. ábra A modell 3D-s képe
4.3. Tulajdonság mezők A koncepcionális modellben a tulajdonság mezőket a vízáramlásra és a hőtranszportra külön határozzuk meg, melyeket egyszerűsítéseket után rendelünk a numerikus modellhez. Ezek a kezdeti értékek a kalibráció és szkenárió folyamán finomodhatnak. 4.3.1
Vízáramláshoz kapcsolódó tulajdonságok
A vízföldtani tulajdonságok közül a vezetőképesség (K [m/sec]) a legfontosabb a szimuláció eredményeinek szempontjából. (A K értékeket legpontosabban a vízkutak különböző termelési és nyomás tesztjeiből illetve az olajkutató fúrások rétegvizsgálatiból lehet meghatározni. Az olajiparban használt permeabilitás értékeket közvetlenül át lehet számolni a hidrogeológiában használt vezetőképesség értékké. Ezek a mért értékek lokális jellegűek. Regionálisan a porozitás/ permeabilitás és a permeabilitás/ mélység összefüggésekből lehet K értékeket becsülni.) Mi a kezdeti vezetőképesség értékeket korábbi modellezések alapján határoztuk meg (Myer E.M. et al. /Vatnaskil/ 2012; Kun É. et al. /Smaragd-GSH/ 2012 és 2013)1, melyet a kalibrálás alatt pontosítottunk. A Vatnaskil modellben használt K értékeket a 4-5. ábran mutatjuk be. A Smaragd-GSH modelljének K
1
A Vatnaskil modell a DK bükki Kistokaji geotermális rendszerhez, míg a Smaragd-GSH által készített modell alapvetően a VIMORE projekthez készült. A modell leírásokat a hivatkozott irodalmakban megtalálhatók.
33
értékei a porózus rétegekben 1-2x10-8 m/sec, karsztos rétegekben 8x10-5 – 1x10-8 m/sec. A felsőbb mészkő rétegekben a fokozottabb karsztosodás miatt mindkét modell nagyobb vezetőképesség értékeket alkalmazott.
4-5. ábra Vatnaskil modellben alkalmazott K és PHI(n) értékek
A modellben alkalmazott hidrosztratigráfiai egységek változó litológiájú kőzetekből épülnek fel, így lokális finomításokra a kalibráció és a szkenárió folyamán egyaránt szükség volt. Az alaphegységet alkotó prekainozoós rétegek feltehetően kettős porozitással rendelkeznek, melyet az elsődleges porozitás érték növelésével, illetve 2 D-s vetőelemek beépítésével kezeltünk. A többi hidrodinamikai paramétert analógiák alapján becsültük. A 4-2. táblázat tartalmazza a modellben használt rétegelnevezéseket és a rétegekhez tartozó kezdeti vezetőképesség (K) és porozitás (n=PHI) értékeket. Ezek a kezdeti értékek a kalibráció során és a szkenárió alapján változtak, melyre változásokra az adott helyen mindig hivatkozunk. Mivel a tulajdonságmezők térbeli változékonyságára nem rendelkeztünk adattal, ezért minden rétegben a hidrodinamikai adatokat konstansnak és izotrópnak tételeztük fel.
4-2. táblázat Numerikus rétegek kezdeti vezetőképesség (K - m/sec) és porozitás (PHI - %) értékei Terület 1
Terület 2
Terület 3
réteg
név
K [m/sec]
PHI
név
K [m/sec]
PHI
név
K [m/sec]
PHI
1, 2.
Triász mészkő
1,00E-04
3,0%
Júra pala
5,00E-05
1,5%
Prepannon/Pannon
1,00E-03
15,0%
3.
Triász mészkő
1,00E-04
1,0%
Júra pala
5,00E-05
1,5%
Prepannon
2,00E-04
10,0%
4.
Triász mészkő
1,00E-06
0,5%
Júra pala
5,00E-07
0,5%
T / J / Ismeretlen
2,00E-06
0,5%
5.
Triász mészkő
1,00E-07
0,1%
Triász mészkő
1,00E-07
0,1%
T / J / Ismeretlen
1,00E-07
0,1%
6.
Triász mészkő
1,00E-08
0,05%
Triász mészkő
1,00E-08
0,05%
T / J / Ismeretlen
1,00E-08
0,05%
7.
Triász mészkő
1,00E-08
0,01%
Triász mészkő
1,00E-08
0,01%
T / J / Ismeretlen
1,00E-08
0,01%
34
A 4-6. ábra, 4-7. ábra és 4-8. ábra szemlélteti a hidrosztratigráfia egységek elterjedését a felső négy numerikus rétegeken belül a K értékek alapján, de egyúttal bemutatja a rétegen belüli paraméterváltást is. A szemléltetett elterjedések, illetve felszíni kibukkanások a koncepcionális modell numerikus modellbe történő transzformációi is egyben. Az egyszerűsítés mértékét Hiba! A hivatkozási forrás nem található. és a 4-6. ábra összehasonlításával lehet felmérni. Az 5, 6. és 7. numerikus réteg már csak Triász kőzetekből és a Vatta-Maklári árok ismeretlen aljzatából épül fel. A következő, nehezen parametrizálható tulajdonságok a tranziens áramlásokhoz köthetők: tározási képesség (storativity), fajlagos tározási képesség (storage compressibility), illetve porozitás. Az egyes tulajdonság mezők a kezdeti értékei a kalibráció és szkenárió során változhattak, mely változásokra az adott szimuláció ismertetésénél térünk ki.
4-6. ábra Az 1. és 2. numerikus réteg kezdeti Kx,y,z értékei (Jelmagyarázat: világos barna – 1. terület egység – Triász a felszínen; sárga – 2. terület egység – Júra a felszínen; kék (Prepannon) és bordó (Pannon) – 3. terület egység a felszínen vagy felszín közelben)
35
4-7. ábra A 3. numerikus réteg kezdeti Kx,y,z értékei (Jelmagyarázat: világos barna – 1. terület egység –Triász mészkövek; sárga – 2. terület egység – Júra palák; kék – 3. terület egység – Paleogén márgák)
4-8. ábra A 4. numerikus réteg kezdeti Kx,y,z értékei (Jelmagyarázat: világos barna – Triász mészkövek; sárga – Júra palák; zöld – paleogén márgák ismeretlen aljzaton)
36
4.3.2
Hőtranszporthoz kapcsolódó tulajdonságok
Az áramló felszín alatti víz nagy fajhője és a kőzetek rossz hővezető képessége miatt sokáig megtartja bázis hőmérsékletét. A konvektív vízáram a kőzetek legjelentősebb hőforrása, illetve hőmegkötője. Hővezetési paraméterekre vonatkozó helyi mérések, publikációk nem ismertek, így a hővezetési paraméterek becslését (mért) irodalmi adatok alapján (Dövényi P., Horváth F. 1988) végeztük el. A numerikus modellbe épített kezdeti hőtranszport paraméterek a következők voltak (4-3. táblázat).
4-3. táblázat Hővezetésre vonatkozó kezdeti paraméterek
4.4. Kezdeti- és peremfeltételek A használt modellező program (Feflow v5.4) alapesetben a modellt zártnak tételezi fel. Hogy a modell kommunikáljon a „külvilággal” a koncepcionális modell felállításakor a kezdeti- és peremfeltételeket a vízáramlás és a hőtranszport szimulációjához egyaránt meg kell határozni és allokálni kell a numerikus modellhez (2-1. ábra). Négy különböző rendű peremfeltételt használhatunk a vízáram illetve hőtranszport szimulációhoz: a Dirichlet-típus (első rendű) a vízáram esetén kötött hidraulikus emelkedési magasságot [m] (hydraulic head), hőtranszport esetén kötött hőmérsékletet [°C] jelent. A Neumanntípusú (másod rendű) feltétel fluid fluxust [m/nap] jelent vízáramlás esetén és hőfluxust [J/m2/nap] hőtranszport esetén. A harmad rendű (transzfer vagy „reference hydraulic head”) a folyók vízszintjének, míg a negyed rendű peremfeltétel a csomóponti víz illetve hő forrás (vagy nyelő) hozamának és hőmérsékletének beállítására alkalmazható. Általában a modell felső felületén (tetején) vagy a Tóth elmélet (Tóth J. 1962; 1963) alapján a hidraulikus emelkedési magasságot (h.e.m.) határozzák meg (egy adott időpontban a karsztvíz szint), mint Dirichlet-feltételt, vagy a kalkulált beszivárgást alkalmazzák, mint Neumann-típusú feltételt. Az adott numerikus modell nagyobb rugalmassága, illetve a karsztvízszint meghatározásnál alkalmazott intra- és extrapolációk bizonytalansága miatt mi a harmad rendű (Cauchy) transzfer feltételt és a beszivárgás keverékét alkalmaztuk: a beszivárgás eloszlást a legfelső felülethez (3.6 fejezet), a folyóvízhálózat mért h.e.m értékeit a megfelelő csomópontokhoz rendeltük.
37
Mi a modellben a folyóvízhálózat minden egyes felszíni csomópontjához „reference hydraulic head”-et, azaz nem kötött hidraulikus emelkedési magasságot (h.e.m.) rendeltünk, majd ellenőriztük; egyrészt, hogy közel legyenek a topográfiai felszínhez, másrészt, hogy a forrástól lefelé csökkenő értékek szerepeljenek (azaz a patak a torkolat felé, vagyis lefelé folyjon) (4-9. ábra). A modell határok megfelelő kiválasztása esetén (4.1 fejezet) a modell vertikális oldal falain nincs víz átáramlás („no-cross flow boundary”). Kisebb beáramlásra a modell észak-nyugati részén, Bélapátfalva környékén és a Bükk-fennsíkon elképzelhető, ahol mesterséges átvágást alkalmaztunk a modell határ kijelölésénél. A Bükk-fennsík ugyan elfogadható felszíni (lokális) vízválasztónak, de nagyobb mélységekben elképzelhető egy regionális áramlási rendszer az Alföld felé történő áramlási iránnyal. Tényleges és számottevő horizontális kiáramlásra csak a modell déli határán keresztül (VattaMaklári árok) az Alföld felé számítunk. A déli irányú vízátadás kétségtelennek tekinthető, de ennek mértéke tág határok között változhat. A kiáramlott víz mennyiségének becslése az adott kalibrációs feladat legkényesebb része, hiszen erre vonatkozóan semmilyen konkrét adattal nem rendelkezünk. A modell nyugati határa a Darnó vonal, melynek szerepe az Északi középhegység vízáramlás rendszerében egyelőre ismeretlen, de jelentős átáramlásra a Mátra és a Bükk között nem valószínű. A Darnó vonal inkább megcsapolja a Bükk és a Mátra vízkészletét, melyet dél - délnyugat felé vezet el. A modell keleti határát igyekeztünk olyan messze kitolni a fókusz területtől, hogy az esetleges átáramlás okozta hiba csak minimális hatással legyen a fókusz terület vízáramképére. Mivel a víz a hő legjelentősebb szállítója, ha az oldalfalakon nincs vízáramlás számottevő hőáramlással sem kell számolnunk.
Miskolc
Mezőkövesd
4-9. ábra Referencia h.e.m. a folyóvízhálózat csomópontjaiban a legfelső két felületen
38
A hőtranszportot tekintve a legfelső felületen az átlagos évi középhőmérséklet (11 °C; magassági szinttől függetlenül), mint Dirichlet-típusú feltétel lett allokálva. A legalsó felületen a hőáram biztosítására az átlagos geotermikus gradiensből az adott mélységre származtatott hőmérséklet értéket (250°C) rendeltük. A modell-rendszer határfelületein be- és kilépő diffúz vízáram mellett figyelembe kell venni lokális, pontszerű víz kilépések - akár természetes (forrás) akár mesterséges (hideg- és termálvizes karszt kutak) pontról van szó - napi átlag vízhozam/ termelési adatait. Lokális vízbelépések (nyelők) adatait időszakosságuk miatt nem vettük figyelembe illetve az epikarszt jelleg miatt diffúzként kezelhetőnek tételeztük fel (3.6 fejezet). A hideg (ivó)vízkivételek számszerűsítéséhez a modellterületre eső vízbázisok védendő napi termelési ütemét vettük alapul, amely Közép-Tisza-vidéki Környezetvédelmi és Vízügyi Igazgatóság Vízgyűjtő-gazdálkodási Osztálya által készített honlapról (http://vgtszolnok.wordpress.com/) letölthető (Vízgyűjtő-Gazdálkodási Terv, 3.1 melléklet). A vízgyűjtő-gazdálkodási terv a vízbázis súlyponti koordinátáira adja meg a vízbázis napi víztermelését, amit mi – regionális modell révén – és az egyszerűség kedvéért egy kúthoz rendeltünk. (Lokális problémáknál természetesen a vízbázis termelését kutanként, éves termelés napi átlaga alapján kell allokálni.) A vízbázisok elhelyezkedését a 4-10. ábra szemlélteti. A vízbázisok lekötött napi termelését 4-4. táblázat tartalmazza. A miskolci vízbázisok lekötött vízmennyiségét nem vettük figyelembe. Ugyan a védőterületeik még modellezési területre eshetnek, de ezek a vízkivételek a fókusz terület hidrodinamikai viszonyait csak csekély mértékben befolyásolhatják, mivel a vízválasztón kívül esnek.
4-10. ábra A térségi közcélú ivóvízbázisok elhelyezkedése 39
A közcélú ivóvízkivételeken kívüli egyéb hideg vízkitermeléseket és a nem foglalt források napi átlagos hozamát becsültük. A modell területhez képest a bükki források elhelyezkedése a 4-11. ábra látható a BKÉR rendszer adatai alapján. A nyugat bükki terepi forrás felmérés még nem történt meg teljesen. A források nagy száma és a hozam változékonysága miatt a természetes forrásokon és fakadásokon távozó teljes napi vízkilépés csak becsülhető és diffúz fluxusként a déli peremen kifolyó természetes kiáramláshoz adható. Ez az egyszerűsítés megtehető - ha mennyiségileg nincs különbség a diffúz és lokális vízkilépés között -, mivel a természetes vízkilépések a „zavartalan” vízáramkép részei.
4-4. táblázat Ivóvízbázisok napi védendő termelései Vízbázis kódja
Település
Vízbázis neve
Vízkivétel célja
Napi termelés (m3/nap)
X_EOV
Y_EOV
9043-10
Andornaktálya
Andornaktálya, Eger-déli vm.
ivóvíz
3 627
277573
751876
9012-10
Bélapátfalva
Bélapátfalva ÉRV Zrt. IX. telep
ivóvíz
2 500
301548
748363
4318-10
Bükkzsérc
Bükkzsérc községi vízmű
ivóvíz
100
292800
758300
9038-110
Eger
Eger Északi vm.
ivóvíz
2 000
290187
750003
9038-100
Eger
Eger, Almári vm.
ivóvíz
2 655
290171
747907
9038-90
Eger
Eger Almári Vízmű (karszt)
ivóvíz
2 808
291168
747976
9038-80
Eger
Eger, Petőfi tér
ivóvíz
10 000
285662
749284
9026-10
Felsőtárkány
Felsőtárkány Barátrét
ivóvíz
3 000
294123
754121
4326-10
Kács
Kács, ÉRV Zrt. VIII. telep
ivóvíz
10 850
293180
767100
9074-10
Kompolt
Kompolt községi vízmű
ivóvíz
400
267422
739865
9030-10
Noszvaj
Noszvaji vm. Forró-kút
ivóvíz
576
288772
755220
4327-10
Sály
Sály, ÉRV Zrt. VIII./a telep
ivóvíz
9 950
294350
768250
9023-10
Szarvaskő
Szarvaskő Községi Vízmű
ivóvíz
120
294185
746846
9046-20
Verpelét
Verpelét vízmű
ivóvíz
450
280043
738121
Összesen
49 036
(forrás: Vízügyi és Környezetvédelmi Központi Igazgatóság 2010 A Duna-vízgyűjtő magyarországi része VIZGYŰJTŐ-GAZDÁLKODÁSI TERV. 3.1. melléklet)
A termál víztermelések a következőképpen alakultak (2011. június havi jelentett termelés napi átlaga) (4-5. táblázat):
40
4-11. ábra Források/fakadások a Bükkben és hévízkutak
4-5. táblázat Termálkutak termelései (m3) 2011. júniusában TELEPÜLÉS
KÚT
EOV_Y
EOV_X
Bogács
I. strand
760723
285989
760929
286135
Z
HAVI TERMELÉS
NAPI TERMELÉS
173
9 416
313,9
174
20 829
694,3
30 245
1 008
Bogács
II. strand
Bogács
összesen
Demjén
K-10
747210
277805
172
19 393
646,4
Demjén
K-11
745674
278066
149
6 000
200,0
Demjén
K-12
746499
276081
160
Egerszalók
De42
746313
279592
162
8 895
296,5
Egerszalók
De42a
746323
279586
158
53 826
1794,2
88 114
2 937
118 359
3 945
Egszal.-Demj.
0,0
összesen
Mindösszesen
A vízkilépésekre vonatkozó gondolatmenetet számszerűsítve:
hidegvíz termelés ivóvíz célra lekötve: összesen 49’000 m3/nap, vízbázisokhoz pontszerűen rendelve a 4-4. táblázat szerint, nem ivóvíz célú hidegvíz kilépés + nem dokumentált vízkivétel: összesen 6’000 m3/nap értékre becsülve, néhány forráson elosztva, langyos és meleg-víz termelés: összesen ~3’950 m3/nap, adott kúthoz rendelve a 4-5. táblázat szerint.
41
Tehát durván 60’000 m3/nap vízkivétellel/kilépéssel számolhatunk a modellezendő területen, melynek döntő többsége pontszerű, míg kisebb részét diffúz kiáramlásként a déli peremhez rendelhető. Egyes peremfeltételek kezdeti értékei a kalibráció és szkenárió folyamán változtak, így ezek számszerű értékére mindig az adott szimulációnál térünk ki. A peremeken átfolyó fluxus beállítása a kalibrálás része. Mivel az adott probléma (1.2 fejezet) megoldásához nincs szükség tranziens modellezésre, ezért kezdeti feltételeket nem kellett meghatározni.
4.5. Beállítások és kalibráció Az alkalmazott modellező szoftver számos futtatási opciót ajánl fel, melyek közül ki kell választani az adott problémára a - várhatóan - legpontosabb megoldást adót. A modell kvantitatív kalibrációját csak a vízkutakban végzett szivattyúpróbák és visszatöltődés mérések illetve a szénhidrogénkutató fúrásokban végzett nyomásemelkedés mérések eredményeire támaszkodva lehetett volna elvégezni. Mivel az ilyen adatsorok meglehetősen szórványosak és alacsony megbízhatóságúak és a szolgáltatott adatok egyébként is csak lokális jellegűek, így a teljes modell területre egyébként sem alkalmazhatók. Az egzakt kalibráció hiányából fakadó bizonytalanságot a szkenárióban kezeltük és az eredmények értelmezésénél is figyelembe vettük.
4.5.1
Futtatási beállítások
A kalibráció elején kell beállítani a numerikus matematikai megoldások paramétereit és a legmegfelelőbb futtatási opciókat. Az áramlási egyenletek megoldásához a lineáris iterációs módszert (nem-teljes faktorizációs ”conjugate gradient” módszer) választottuk. Az aquifert telítettnek és nyílt víztükrűnek (unconfined) tételeztük fel. A megoldást a mátrix és a vető jellegű 2D-s elemeknél egyaránt Darcy képlet segítségével szimuláltuk. (A mátrix porozitás alacsony, a vízáramlás túlnyomó része feltételezhetően a hierarchizált repedésrendszerben zajlik.) 2D-s elemeket csak a modell tesztelése során építettünk be. A hiba tolerancia szintjének 10-3 pontosságot állítottuk be, melyhez a megoldás oszcillációját csökkentő - „Absolute L1 integral error norm” - konvergencia kritériumot választottuk a numerikus megoldás lokális hibáinak kisebb jelentősége miatt. A numerikus eredmények oszcillációjának csillapítására a „full upwinding” módszert alkalmaztuk. A termelési ütemet a szűrőzött vagy nyitott szakasz felső pontjához rendeltük a karsztos jelleg miatt (egy meghatározott repedésben történik az áramlás döntő többsége). A modellt először permanens hidrodinamikai, majd hőtranszport problémára kalibráltuk.
42
A víz viszkozitásának hőmérséklet függőségét a szoftverbe épített harmadfokú egyenlet szabályozta, míg a sűrűség változást állandónak tételeztük fel. Az adott modellezési feladat jellege miatt tranziens modellt nem készítettünk.
4.5.2
Kalibráció
A BKÉR rendszerben 83 objektum szerepel, ami alkalmas karszt-vízszint mérésre, ebből 33 egységben (termelő-, megfigyelő kút, forrás, barlang) folyt többé-kevésbé rendszeres vízszint megfigyelés. (Ezek között nem szerepelnek a recski és bükkszéki vízszint mérési pontok, melyek kívül esnek a modell határon és a jelentős vízkivétel miatt nem tekinthetők jellemzőnek a karsztvíz rendszerre.) A 33 lehetséges mérési pontból különböző technikai okok miatt egyszerre maximum 25ben végeztek mérést. Mérési pontok elhelyezkedése egyenetlen, főleg Miskolc környékére koncentrál, mivel alapvetően Miskolc vízellátásának előrejelzésére szolgál. A modell területre mindössze 15 pont esik (4-12. ábra), de karszt-vízszint térkép szerkesztésre a kívül eső pontok is alkalmasak. A rendszeres mérések adatai 1992 októberétől indulnak és a munkánkhoz felhasznált utolsó adatot 2013. május 5-én rögzítették (Lénárt László adatszolgáltatását felbővítettük néhány recski és bükkszéki mérési pont adatával). A hatalmas adathalmazból a könnyebb kezelhetősége érdekében minden hónap első napjának átlagértékét jelöltük ki a karsztvízszint megjelenítésére: az adattábla külön csatolva. A modellben a vízszinteket a 2011. június elsejei állapotra, mint bázis időpontra kalibráltuk (téli hóolvadás után, a nyári aszály előtti állapot) (4-13. ábra). Az ellenőrző pontokat a szűrőzés felső pontjának megfelelő rétegre és mélységbe helyeztük el (4-6. táblázat). (Mivel nem rendelkezünk elegendő adattal a szivárgási tényező numerikus rétegenkénti eloszlásának és térbeli irányultságának meghatározásához, ezért a modellezés kezdetén, az azonos kőzettípusú rétegeket izotrópnak és konstansnak tételeztük fel - 4.3.1. fejezet). Érdekességképpen megemlíthetjük, hogy a regisztrált periódusban a legnagyobb vízszint különbséget (121 m) a Répáshuta (Tebepuszta) Tbp1 kútban, míg a legkisebbet (0,59 m) Miskolc, Garadna-fő-forrásnál rögzítették. (Természetesen a recski bányában történt aktív vízvédelem feladását/visszatöltődést kivéve.) A hidrodinamikai kalibrációhoz (mért vízszintek) a következő kezdeti input adatokat használtuk (a modell szerkezetét [vertikális és horizontális tagolás] nem változtattuk):
peremfeltételek – ismertetve a 4.4 fejezetben - utánpótlódás (csapadék) - „cross-flow” a modell határokon - megcsapolás (források kutak) meleg (termál) víztermelés és kifolyás hideg (ivó) víztermelés és kifolyás vezetőképesség – ismertetve a 4.3.1 fejezetben
43
4-12. ábra Karszt-vízszint mérési pontok elhelyezkedése
4-13. ábra Karszt-vízszint mérési adatok [mBf] 2011. június elsején
44
Modell kalibrációra a modell területen kívül eső pontok nem alkalmasak, a Demjén De-42 és De-42a kutak olyan közel esnek egymáshoz, hogy a kettő közül csak az egyiket lehet használni. A kalibrálásra megmaradt pontokat (14), a mért és a szimulált (kalibrált) vízszint értékeket a 4-6. táblázat tartalmazza. Az eredmények értékelésénél figyelembe kell venni, hogy 4 pont (Kács, Ka_Tukor-f; Miskolc, Mi_Szi-f, valamint Mi_Gar; és Bélapátfalva, Bf_IIIp7) nagyon közel esik a peremhez, illetve a peremen helyezkedik el, így kalibrációs értéküket a perem illetve a peremhez rendelt fluxus közvetlenül befolyásolja. A kalibráció végén elfogadott változat szimulált referencia értékei természetesen csak közelítőleg egyeznek meg a mért értékekkel. A fentieken kívül az eltérés oka szinte minden kalibrációs pontban más, melyeket a 6.1 Eredmények értelmezése és megbízhatósága c. fejezetben részletesen elemzünk. Az elfogadhatósági határt 25 m-ben állapítottuk meg tekintetbe véve a modellezett karszt rendszer összetettségét és a mért vízjárások és forrás hozamok mértékét. A kalibráció során először a legfelső réteg Balti feletti magasságát ellenőriztük – és ott ahol szükséges volt – korrigáltuk.
4-6. táblázat Kalibrációs táblázat (vízszint mBf, illetve m) ID
Obkektum név
mérés num. mélysége felület 5. 38
Obj. kód
z
Bf_IIIp7
426,0
Egsz_De42
161,5
-236
2011.06.01
szimulált vízszint
különbség
392,37
392,72
5,35
5.
167,28
176,50
9,22
vízszint
1.
Bélapátfalva, III/7 kút
2.
Egerszalók, De-42
3.
Felsőtárkány, Lök-völgy, L-1
Fe_L1
359,2
?
5.
334,62*
357,67
23,05
4.
Felsőtárkány, Sz-5 kút
Fe_Sz5
239,9
?
5.
238,06
262,83
24,77
5.
Kács, Tükör-forrás
Ka_Tukor-f
202,0
felszín
1.
195,03
202,00
6,97
6.
Miskolc-Lillafüred, Szinva-fő-f.
Mi_Szi-f
359,0
felszín
1.
339,22
336,22
-3,00
7.
Miskolc, Garadna-fő-forrás
Mi_Gar
497,0
felszín
1.
496,02
499,00
2,98
8.
Mónosbél, Vízfő-forrás
Mo_Vizf-f
365,0
felszín
1.
357,88
335,18
-22,70
9.
Miskolc, Nv-17 (=Nv-8)
Mi_Nv17
778,7
511
5.
527,75
495,23
-32,52
10.
Miskolc, M-6 kút
Mi_M6
724,2
?
5.
449,55
450,70
1,15
11.
Répáshuta, Tbp-1 (Rh-1)
Rh_Tbp1
498,5
felszín
5.
379,99
404,28
24,29
12.
Demjén, K-10 termál
De_K10
172,0
-515
5.
177,69
179,06
1,37
13.
Demjén, K-11 termál
De_K11
149,0
?
5.
182,67
175,36
-7,31
14.
Demjén, K-12 termál
De_K12
160,0
-1260
5.
181,71*
176,71
-5,00
(* - a referencia időpontban nincs mérési adat, időben a legközelebbi mért érték. Mértékegységek: mBf. Hivatkozott modell változat ne7c.fem, eredmény fájl ne7c.dar)
A hőmérséklet kalibrációt az egerszalóki - demjéni területen (4 pont) tudtuk elvégezni. A hőmérséklet, mivel a konvektív és konduktív áramlás eredményeképpen alakul ki, sokkal érzékenyebb, mint a hidraulikus potenciál, így nehezebb is kalibrálni. A kiképzéskor mért kifolyóvíz hőmérsékletéhez képest az eltérés rendre DeK-10: +9,14 °C; De-K11: +10,88 °C; De-K12 +4,21 °C és Egsz-De42: -13,23 °C. A beszivárgási értékeket nem változtattuk, mivel az eredmények a megfigyelő pontokban kevéssé érzékenyek (~ 10 cm) a reális beszivárgási szélső értékek közti input adat változtatásra.
45
A kalibráció eredményeinek értelmezése során folyamatosan végeztük a visszacsatolást (2-1. ábra), azaz az input adatokat az előző futtatás output adatainak finomításával javítottuk. A kalibrációnál nem a matematikai pontosságra törekedtünk, hanem a megismert és reális áramkép kialakítására. A kalibrált modellt az 5.2 Alapeset fejezetben ismertetjük.
46
5. Hidrodinamikai és hőtranszport modellek 5.1. Szkenárió Az adott feladatot tekintve – geotermális potenciál felmérés – egyszerű szkenáriót lehetett alkalmazni a 2006. június elsejei vízszint adatokra kalibrált modellen. A geotermális potenciál becsléséhez először egy feltételezett klímaváltozás (aszályosodás), azaz a beszivárgó csapadék mennyiség csökkenés hatását néztük meg a hidraulikus potenciálra és a hőmérsékletre. Másodszor a feltételezett extra vízkivételek hatását szimuláltuk a kivehető vízmennyiségre, azaz modelleztük újabb, belépő vízkivételek szerepét a meglévő víztermelésekre. Jellegéből adódóan a beszivárgásnak globális (nagy területen, diffúz módon viszonylag nagy vízmennyiség csökkenés), míg az extra vízkivételnek lokális hatást (egy vagy több pontban, nagyságrendileg kisebb vízkivétel) feltételeztünk.
5.2. Alapeset Az alap eset vagy referencia modell a kalibráció során elfogadott modell változat. Ez a változat a kiindulási attribútum input értékekben helyenként módosult az első, kiindulási változathoz képest. A referencia modell pontosságát a referencia pontokhoz képest a 4-6. táblázat tartalmazza. A referencia modell vezetőképesség értékei a következőképpen alakulnak:
5-1. táblázat Referencia modell K értékei (10-4 m/sec) ne7c verzió
Triász karbonát
réteg
Kxy
Jura pala
Kz
Kxy
Pre-neogén márga Kz
Kxy
Kz
Neogén Kxy
Kz
1.
3
1,5
2
1
0,1
0,005
0,5
0,025
2.
3
1,5
2
1
0,1
0,005
0,5
0,025
3.
0,3
0,075
0,2
0,05
0,01
0,00025
4.
0,3
0,15
0,2
0,1
0,01
0,0005
5.
0,15
0,015
6.
0,005
0,005
7.
0,001
0,001
A modell beszivárgás értékeit nem változtattuk. Az észak felől értékező magasabb rendű regionális vízáramok beépítésére az északi modell határhoz helyenként csekély mennyiségű vízáramfluxust kellett hozzárendelni. A referencia modellt az alábbi ábrákon mutatjuk be (5-1. ábra - 5-7. ábra). Az 5. felületen helyezkedik el a referencia pontok többsége és a legtöbb vízkivétel, így ez a felület a legjellemzőbb az adott problémára.
47
5-1. ábra A referencia modell szimulált hőmérséklet eloszlása az 5. felületen
5-2. ábra Szimulált izotermák az 5. felületen
48
Szelvény nyomvonal
5-3. ábra Szimulált hőmérséklet eloszlás a 6. felületen, hőfluxus vektorok vetületével
Bükk-fennsík Demjéni terület
5-4. ábra Hőmérséklet eloszlás közel É-D-i szelvényben (A szelvény nyomvonal az 5-3. ábran látható. 5x magasság torzítás.)
49
5-5. ábra A referencia modell szimulált hidraulikus potenciál eloszlása az 5. felületen
5-6. ábra A referencia modell szimulált hidraulikus potenciál eloszlása a 6. felületen
50
Bükk-fennsík Demjéni terület
5-7. ábra Hidraulikus potenciál eloszlás közel É-D-i szelvényben (A szelvény nyomvonal az 5-3. ábran látható. 5x magasság torzítás.)
A fenti ábrákon a melegebb (piros) színek értékeket jelölnek, mint a hideg (kék) színek. Tehát az áramlás a melegebb helyekről a hidegebb helyek felé történik. Az ábrák színezése dinamikus, a maximális és minimális értékek között minden esetben 32 egyenlő intervallum van. A fluxus vektorok hossza – ahol ábrázolásra kerültek – a fluxus nagyságával arányosak és a 3D-s vektor vetületei. Tehát egy vertikális áramlás adott esetben ugyanúgy jelentkezik, mint ha nem vagy alig lenne áramlás. Minden elemen egy vektor van, tehát a vektorok sűrűsége csak az elemháló sűrűségére utal és nem az áramlás nagyságára. A hő és hidraulikus eloszlás megfelel az elvárt áramlási képnek, a Bükk-fennsíkon erőteljes és meredek beáramlás látható, ami a modell déli peremein regionális kiáramlás, északon a Garadna völgyében lokális kiáramlás formájában jelentkezik. A modell északnyugati sarkában (5-1. ábra) látható melegebb terület egyrészt a peremfeltételek által kialakított alacsony víz áramlású, „pangó” területnek, másrészt az 5. felület geometriájának köszönhető. Itt ugyanis a felület mélyebb és így melegebb a környezetéhez képest. Mivel ez a területrész kiesik az energia régió fókusz területéből (4-1. ábra) és referencia pontunk sincs, a pontosabb kalibrációját nem lehetett elvégezni. A déli perem közelében látható melegebb terület részben itt is az 5. felület morfológiájának köszönhető, részben pedig a Vatta-Maklári árkot kitöltő üledékek (márgák) gyengébb vízáteresztő képességének, ami a délre tartó regionális áramlást felfelé tereli.
51
5.3. Klimaváltozásos változat Az éves csapadék a beszivárgás és az utánpótlódás kapcsolatát a 3.4.1. és 3.6 fejezetekben mutattuk be. A feltételezhető klímaváltozás hosszabb aszályos nyarak, hótakaró mentes telek és rövid intenzív esős periódusok felé konvergál. A rövid, intenzív csapadék nem képes pótolnia az aszályos időszakok alatti csapadékhiányt, hiszen ilyenkor a beszivárgás nélküli lefolyás jóval nagyobb. Az aszályos időszakok alatti növényzet degradáció szintén az erőteljesebb lefolyásnak kedvez. Két változatot vizsgáltunk; a) 10%-os éves csapadék csökkenésnél 15%-os utánpótlódás csökkenést, míg b) 20%-os csapadék csökkenés esetén 30%-os utánpótlódás csökkenést feltételeztünk (besziv.xls). A számok realitását bizonyítja, hogy a sokéves átlag alapján a csapadék ~ 850 mm/év, a 10%-os csökkenés 765 mm/év csapadékot jelent, aminél kisebb érték (697,5 mm/év) már előfordult 1981 és 1991 között (3-1. táblázat) és ez is alig haladja meg a 20%-os csökkenés értékét (680 mm/év). A referencia modell ne7c a két változatra ne7c_klíma0,85 és ne7c_klíma0,7 névvel hivatkozunk (5-2. táblázat). A táblázatban szereplő diff_ kifejezés az adott változatok közti hidraulikus potenciál különbségre vonatkozik. A hidraulikus potenciál áramképben és a hő eloszlásban az utánpótlódás csökkenés egyenletes regionális hatása miatt nincs szembetűnő változás. Ezt igazolják a referencia pontokban meghatározott szimulált értékek is, melyek csak csekély változást mutatnak a referencia modellhez képest.
5-2. táblázat Hidraulikus potenciál (mBf) összehasonlító táblázat klímaváltozásos verziókra ne7c_klíma0,85
diff_ne7c
ne7c_klíma0,7
diff_ne7c_klima0,85
diff_ne7c
Bf_IIIp7
397,61
-0,11
397,47
-0,14
-0,25
Egsz_De42
176,27
-0,23
176,14
-0,13
-0,36
Fe_L1
357,31
-0,36
356,71
-0,60
-0,96
Fe_Sz5
262,82
-0,01
262,80
-0,02
-0,03
Ka_Tukor-f
202,00
0,00
202,00
0,00
0,00
Mi_Szi-f
336,22
0,00
336,22
0,00
0,00
Mi_Gar
499,00
0,00
499,00
0,00
0,00
Mo_Vizf-f
335,10
-0,08
335,03
-0,07
-0,15
Mi_Nv17
498,40
3,17
497,14
-1,26
1,91
Mi_M6
452,29
1,59
451,21
-1,08
0,51
Rh_Tbp1
404,65
0,37
403,47
-1,18
-0,81
De_K10
178,73
-0,33
178,52
-0,21
-0,54
De_K11
175,14
-0,22
174,98
-0,16
-0,38
De_K12
176,43
-0,28
176,21
-0,22
-0,50
(A táblázatban szereplő diff_ kifejezés az adott változatok közti hidraulikus potenciál különbségre (m) vonatkozik.)
A Demjén - Egerszalók – Eger – Felsőtárkány és Bélapátfalva – Mónosbél területen a 15%-os utánpótlódás csökkentés max. 36 cm-es potenciál csökkenésben jelentkezik. A Kács, Miskolc Garadna
52
és Szinva-fő forrás pontok túl közel vannak a modell peremhez, így ezekben változás nem történt. Érdekes a Bükk-fennsík pontjaiban (kútjaiban) szimulált potenciál emelkedés, ami a csökkenő felszíni beszivárgás miatt a mélyebb áramlatok növekvő túlsúlyával, túlkompenzációjával magyarázható. További felszíni utánpótlódás csökkenést a peremi fix fluxus már nem tud kiegyenlíteni és a 30%-os beszivárgás csökkenés már általános potenciál csökkenés okoz. Amennyiben a peremi fluxusok nagyságában is jelentkezik az utánpótlódás csökkenés, akkor valószínűleg a Bükk-fennsík karsztvíz szintje drasztikusan süllyedhet. A szimulált potenciálok a Bükk-fennsík vízháztartásának kényes egyensúlyára utalnak. Ami a Bükkalja geotermális potenciálját illeti a szimulált hidraulikus potenciál csökkenés a referencia pontokban az 1 m-t sem érte el 30%-os utánpótlódás csökkenés mellett. Ez azt jelenti, hogy a klímaváltozás még drasztikus esetben sem befolyásolja a térség regionális geotermális energia felhasználásának lehetőségét. Hőmérséklet oldaláról nézve a mért Demjén-Egerszalóki kutakban a potenciál csökkenés 1-3 °C-os emelkedéssel jelentkezik a 15%-os utánpótlódás csökkenéses esetben, ami kb. 0,5 °C csökken a 30%-os utánpótlódás csökkenéses esetben, de még mindig magasabb, mint a referencia változat értékei. Valószínűleg itt is a csökkenő hidraulikus potenciált a mélyebb és melegebb beáramlások tudják kompenzálni az alsóbb réteg vízadó képességének egy bizonyos határáig (5-3. táblázat). A határt elérve ismét a hideg, felszín közeli vizek megcsapolódása fokozódik.
5-3. táblázat Hőmérséklet változás összehasonlító táblázat klímaváltozásos verziókra ne7c_klíma0,85
diff_ne7c
ne7c_klíma0,7
diff_ne7c_klíma0,85
diff_ne7c
°C
°C
°C
°C
°C
De -K10
79,47
3,63
78,9
-0,57
3,06
De-K11
78,21
1,03
78,4
0,19
1,22
De-K12
79,11
1,90
78,73
-0,38
1,52
Egsz-De42
53,81
2,04
53,64
-0,17
1,87
(A táblázatban szereplő diff_ kifejezés az adott változatok közti hidraulikus potenciál különbségre (m) vonatkozik.)
5.4. Extratermeléses változat További termálvíz kivétel csak ott lehetséges, ahol az erre megfelelő hőmérsékletű víz jó vízadó kőzetben található. Így új termálkutak a Bükkalja területen, a már eddig is ismert hévízkutak közelében, Egerszalók, Demjén, Andornaktálya, Eger és Bogács környékén jelölhetők ki (4-11. ábra). A 4-5. táblázatban közölt a hivatalos termelési adatok alapján becsülhetjük meg a vízkivételi igények nagyságát. Az első esetben (ne7c_strand) legyen 3 db új kút egyenként 2’000 m3/nap vízkivétellel. A második esetben 3 új kút (1 termelő és két visszasajtoló) 20’000 m3/nap (ne7c_erőmű) termelési ütemmel. Az első variáció lényegében 3 strandfürdő, uszoda vagy wellness szálló üzemeltetésére alkalmas hozamot tartalmaz a visszasajtolás megengedése nélkül. A második variáció egy kisebb geotermális erőmű gazdaságos üzemeltetésére alkalmas nagyobb hozamot és a lefűtött víz visszasajtolását feltételezi. (A Miskolci Geotermikus Hőerőműhöz közel 25’000 m3/nap kapacitás van lekötve a két mályi kútban: 3-3. táblázat.) 53
5.4.1
Strand alváltozat
Az említett három teszt kutat Egerszalók, Kerecsend és Andornaktálya körzetében helyeztük el az 5. numerikus rétegre. A teoretikus termálvíz kivételi pontok elhelyezkedését és az 5. felületen szimulált hőeloszlást az 5-8. ábran mutatjuk.
Eger
Mezőkövesd
5-8. ábra Az 5. felületen szimulált hőeloszlás a "strand" alváltozatban (t –Andornaktálya; v – Egerszalók; x - Verpelét)
A feltételezett kitermelések nem okoztak drasztikus változást az 5. felületen szimulált áramképben (5-9. ábra) az alapesethez (5-5. ábra) képest. Egerszalók területén (v pont környezete) az izopotenciálok igazodnak az extra 2000 m3/nap vízkivételhez, Andornaktálya körzetében (t pont) a vízkivétel belesimul az egri depressziós tölcsérbe, míg Verpelét területén (x pont) is csak enyhe hidraulikus potenciál csökkenő hatás látszik.
54
Eger
5-9. ábra Az 5. felületen szimulált hidraulikus potenciál a "strand" alváltozatban (t –Andornaktálya; v – Egerszalók; x - Verpelét)
Ez a depressziós hatás számokban kifejezve a referencia pontokban a következőképpen alakul (Melléklet): Egsz-De42 esetében 10 cm, De-K10 esetében 23 cm, De-K11 esetében 14 cm és De-K12 esetében 26 cm a hidraulikus emelkedési magasság csökkenés. Érdekesség, hogy a légvonalban 25 km-re lévő répáshutai Tbp-1 kútban is 1 cm-es potenciál csökkenést szimuláltunk, míg a közelebbi, felsőtárkányi kutakban nem tapasztaltunk változást. A modellbe épített extra vízkivételek 0,1 – 0,4 °C hőmérséklet csökkenést okoztak a referencia pontokban az alapesethez képest, ami a numerikus számítás és a mérési pontosság határain belül van, de minden esetben konzekvensen kisebb hőmérséklet volt szimulálható.
5.4.2
Erőmű alváltozat
Ebben az esetben 20’000 m3/nap vízkivételt (1 kútból) és ugyanennyi visszasajtolást (2 kútba egyenlően megosztva) szimuláltunk (ne7c_erőmű.fem és *.dar). A kiválasztott terület az egyébként is geotermális energiahasznosításra perspektivikusnak tűnő Szomolya dél térsége. A visszasajtolás 20 °C-ra lefűtött vízzel történik. Az 5-10. ábra és 5-11. ábra mutatja be a szimulált hőmérséklet eloszlást az 5. felületen. Mivel a referencia változathoz nem nyúltunk a termelt víz hőmérséklete csupán 45 °C, ami mélyebb rétegek feltárása esetén elérheti a 80-90 °C-ot. A visszasajtolás a 25 °C körüli izoterma vonalában történt így az alacsonyabb hőmérséklet hamar átveszi a környezete hőmérsékletét és nem okoz feltűnő hőmérséklet anomáliát.
55
Bogács
Szomolya
Novaj
5-10. ábra Az 5. felületen szimulált hőmérséklet eloszlás az "erőmű" alváltozatban (w – besajtoló kút: 20’00m3/nap; x – visszasajtoló -10’000 m3/nap; y – visszasajtoló -10’000 m3/nap)
Bogács
Szomolya
Novaj
5-11. ábra Az 5. felületen szimulált izotermák az "erőmű" alváltozatban (w – besajtoló kút: 20’00m3/nap; x – visszasajtoló -10’000 m3/nap; y – visszasajtoló -10’000 m3/nap)
A 13 km-re nyugatra lévő demjéni referencia pontokban a „szomolyai geotermális hőerőmű projekt” max. -4 °C-os hőmérséklet és -10 cm-es hidraulikus potenciál változást (csökkenést) okozott (Melléklet). A várható hatás a bogácsi termálkutakban ennél drasztikusabb lenne.
56
5-12. ábra Az „erőmű” változat modell a Feflow Viewer 6.1 képernyőjén
57
6. Eredmények, következtetések 6.1. Eredmények értelmezése és megbízhatósága Mielőtt a numerikus modellek eredményeit értelmeznénk, szükséges néhány szóban ismertetni az értelmezés stratégiáját; modellezés korlátait általában és az adott problémára vonatkozóan konkrétan, illetve visszautalni néhány szóban 2.1. fejezetben ismertetett modellezési fázisokra. Szeretnénk hangsúlyozni, hogy a numerikus hidrogeológiai modell mindig egy adott problémára készül; jelen esetben az Eger régió geotermális potenciáljának felmérésére. A modell maga nagyban függ az input paraméterek megbízhatóságától, mennyiségétől és eloszlásától. Ezeket az információkat mindenképpen figyelembe kell venni az értelmezésnél. A modell számos egyszerűsítésen keresztül jut el arra az állapotra, amelybe már beépíthetők azok az input paraméterek, melyeknek a hőmérséklet eloszlásra és a várható hidrológiai potenciálra gyakorolt hatására kíváncsiak vagyunk. Így maguk az eredmények is tükrözik ezeket az egyszerűsítéseket, melyek általában méretarányban és pontosságban jelentkeznek.
6.1.1
Általános megjegyzések A jelen modellezés Eger és környéke geotermális potenciáljának felmérésére készült.
A numerikus szimuláció eredményei a modellezett terület földtani, vízföldtani ismereteinek jelen állapotát tükrözik, azokra épülnek. Bármely új adat, ami a modellbe beépített feltételezéseknek ellentmond, a bemenő paraméterek megváltoztatását és a szimuláció újrakezdését igényelheti. Elfogadható eredményeket csak akkor várhatunk, ha a rendelkezésre álló bemeneti adatok ellentmondásmentesek és ismereteink mai szintjén megfelelnek a valóságnak. Az eredmények pontossága csak az aktuális ismereteink szerint elfogadott és használt geológiai, hidrogeológiai és numerikus módszerekhez tartozó egyszerűsítésekből és megközelítésekből származó hibák határain belül biztosított. A szórványos adatok regionalizálása miatt a lokális eredmények kisebb hibákkal terheltek lehetnek. Ezen ”hibák” az adatok helyi változékonyságából is származhatnak, melyeket az ismerethiány miatt modellezni nem lehet. A vizsgált terület vízadói helyenként unconfined (nyílt – a víztároló a csapadékból közvetlenül kapja az utánpótlódást, nyomásviszonyai az atmoszférikus nyomással közvetlen kapcsolatban vannak) [Bükk-fennsík] helyenként confined (zárt – impermeabilis rétegekkel határolt) [pl. Bükk előtér] jellegeket mutatnak. A numerikus modellekben a két típust keverni nem lehet, mivel más megoldási formulákat igényelnek, ami így a megoldások pontosságában is jelentkezik. A zárt vízadók potenciál eloszlása elvileg a mérési helyek (nyitott szakaszok) hidraulikus emelkedési magasságai alapján jellemezhető egy adott időpontban. A hidraulikus emelkedési magasság függ a csőben lévő vízoszlop sűrűségétől, ami a hőmérséklet, a viszkozitás, az ásványianyag tartalom és a gázosság függvénye. Ha mindezen paraméterek ismeretének birtokában is lennénk, a viszonyítási sík – amihez képest számoljuk a vízoszlop magasságát – meghatározása még elméleti alapon is problematikus lenne. Mindez a Demjén De-K10 termálkút példáján a következőképpen néz ki: ha a Balti-tenger vízszintje a referencia sík, akkor a mért 177,69 m magas 66,7°C-os vízoszlop nyomása 174,05 m 4°C-os vízoszlop nyomásának felel meg. Azaz a mért és a modellezett a potenciál
58
különbség (3,64 m), ami egy regionális modellben már elfogadható, hiszen a modell teljes potenciál különbségének 10 %-át sem éri el. Ha azonban a referencia síkot a Balti tengerhez képest -1000 mben jelöljük ki akkor a különbség (hiba) már 24,14 m! A mi modellünk talpa -4000 m, amit ha referencia síknak alkalmazunk akár a 85 m-s eltérést is tud okozni a De-K10-es kútban. A szoftver a beépített, szerkeszthető polynomiális egyenlet pontosságának függvényében tudja kezelni a hőmérséklet különbségből adódó sűrűség különbséget, de a gázosság és ásványianyag tartalom különbségből adódó különbséget már nem és ezek az adott modellben szintén elérhetik a több tíz méteres nagyságrendet. Nincs egységes karsztvíz felszín a Bükk-fennsíkon. A karsztvízszint idősorok egyértelműen tükrözik a tektonikai blokkok korlátozott hely és időpont függő kapcsolatát és a karsztrendszerek fejlődését (Lásd: „Geotermikus potenciál felmérés Eger régióban - A Bükk karsztrendszer főbb ismérveinek összefoglalása” c. tanulmány). A korlátozott kapcsolatokat a mai ismereteinkkel és a rendelkezésre álló eszközeinkkel lekövetni nem tudjuk. Az eredmények értelmezésénél figyelembe kell venni a bemeneti adatok bizonytalanságait és ismerethiányait (K tényező nagyság és térbeli eloszlás, telep vastagság, vízsűrűség és viszkozitás, tárolási képesség, kút műszaki kiképzés, stb.). Szintén figyelembe kell venni a kalibrálási pontokban végzett mérések megbízhatóságát és korlátait, melyekre a terjedelmi korlátok miatt most nem térünk ki. A numerikus modell működésével kapcsolatban Klemes (1986) megjegyzését idéznénk "For a good mathematical model it is not enough to work well. It must work well for the right reasons. It must reflect, even if only in simplified form, the essential features of the physical prototype." Durva fordításban: Nem elég, ha a jó matematikai modell jól működik. Jó okból kell jól működnie. Ha csak egy egyszerű formában is, de hasonlítania kell a valóság egy tulajdonságára.
6.2. Geotermális energia kinyerésére alkalmas területek lehatárolása A modellezés alátámasztotta a fúrt kutak adatain és a megfigyeléseken alapuló geotermális potenciál becsléseket, a hivatalosan kijelölt kt_2.1 termálkarsztos víztest alkalmas lehet különböző célú termálvízkinyerésre (6-1. ábra). A kitermelhető termálvízkészletek meghatározásának problémakörével a 6.4. fejezet foglalkozik.
59
6-1. ábra Karszt-termálvíztestek
A Bükk-fennsíkon illetve durván 250 mBf-i topográfiai szint felett a beszivárgó, hideg csapadék miatt nyílt geotermális rendszerek telepítése nem lehetséges. Ezen a viszonylag nagy területen az egri energia régióból (4-1. ábra) mindössze 3 település található: Répáshuta, Noszvaj és Bükkzsérc. Ezekben az alrégiókban geotermális energiahasznosításként a zárt hurkú földhő kollektorok és hőszivattyúk telepítése reális és gazdaságos megoldásnak tűnik. Egyébként ezek az alacsony költség mellett, egyszerűen és gyorsan kiépíthető alternatív fűtési rendszerek telepítése a teljes energia régió területén javasolható. Egy 100-150 m2–es családi ház fűtés/hűtés rásegítéséhez elegendő 2-3 db 60-100 m mély furatba elhelyezett földhőszonda (6-2. ábra).
6-2. ábra Vertikális, zárt hurkú geotermális rendszer sematikus ábrája
60
Termálvíz kitermeléssel járó nagyobb projektek csak ott valósíthatók meg, ahol a jó vízvezetőképességű rétegek nagyobb mélységben vagy erőteljes, mélyről feljövő feláramlási zónában vannak. Erre a legperspektívikusabb területek a Bükklaja, ezen belül is azok a területek, ahol a karsztos karbonátok már nagyobb mélységben vannak. A 6-3. ábran jól látható a hőmérséklet gradiens gyors emelkedése a Vatta-Maklári ároktól északra. Településéke lebontva keletről nyugatra: Kács, Tibolddaróc északi külterülete, Cserépváralja, Bogács, Szomolya, Novaj északi külterülete, Ostoros, Andornaktálya, Eger, Egerszalók, Demjén Kerecsend. Eger környékét már a túltermelés veszélye fenyegeti, mivel erős hidrodinamikus emelkedési magasságcsökkenés volt szimulálható. A Vatta-Maklári árokban lévő márgák a felfelé irányuló meleg áramlatok egy részét észak felé visszafordítják tovább növelve a felsorolt települések geotermikus gradiensét és csak egy része távozhat délnek az Alföld felé. A Laskótól nyugatra lévő területek még feltáratlanok, kvázi EgerEgerszalók „szélárnyékában” vannak mivel a jura palákból csak korlátozott utánpótlódás várható. De Egerszólát, Tarnaszentmárton, Verpelét, Feldebrő, Aldebrő, Tófalu, Kápolna területei nem tekinthetők reménytelennek. Tófalu, Kápolna területén talán már a felső-pannon rétegek is tartalmazhatnak 35-45 °C-os vizet (50 °C-os izoterma mélysége 700 m körül van). A júra pala területek alapvetően nem tűnnek perspektívikusnak, de egy-egy nagyobb vető körzetében alkalmas lehet kisebb projektek ellátására. Erre példa Bükkszék, ahol a Darnó-vonalhoz köthető a bükkszéki termál-fürdő és a Salvus gyógyvíz (540 m mélységből 39 °C-os víz). Ezen a területen a számba jöhető települések: Bükkszék, Terpes, Szajla déli része a Darnó vonalhoz minél közelebb, illetve Sirok és Egerbakta. A magasabb topográfiai szintekre és jura palákra eső területeknek van a legkisebb geotermális potenciáljuk: Egercsehi, Szűcs, Egerbocs, Hevesaranyos, Bátor, Mónosbél, Szarvaskő, Felsőtárkány.
6-3. ábra Geotermális energia hasznosításra potenciális területek (zöld terület – triász karbonátok, világos barna – jura palák, Neogén márgák mélységi elterjedése, kék nyíl hideg, piros nyíl meleg áramlat, referencia modell szimulált izotermái)
61
6.3. Kitermelhető termálvízkészletek meghatározása Megszűnéséig a VITUKI Rt. Hidrológiai Intézete rendszeresen foglalkozott a kitermelhető felszín alatti vízkészletek meghatározásának módszertanával. (Ma Magyar Állami Földtani és Geofizikai Intézet (MFGI) Vízföldtani Főosztály feladata.) Korábban a kitermelhető vízkészlet elsősorban az egyes karszthidrológiai egységekbe történő sok éves átlagban beszivárgó vízmennyiség számítását (Csepregi A., 1985), s erre alapozott kitermelési korlátok meghatározását jelentette. Ez a módszer a hidraulikai egységet képező karsztvíztárolóknál más felszín alatti vízfajtákhoz képest jobban használhatónak bizonyult, de még így is csak szükséges, de nem elégséges feltételként. Nem mindegy ugyanis, hogy egy nagyobb vízkivétel az adott egységen belül egy védendő forrás közvetlen közelében vagy távolabb helyezkedik el. Végül a karsztvíztárolók esetében is a modellezés bizonyult az egzakt megoldásnak, amellyel a kívánt pontokon a várható hatás számítható. A térségi limitek használatánál további problémát jelentett a beszivárgás hosszú idejű változása a csapadékosság függvényében: bizonyos időszakokban – így pl. a 80-as években – az utánpótlódás a sokéves átlaghoz képest 10-20 %-al is lecsökkenhet, s ezért a limitek meghatározásánál egy csökkentett értéket vettek figyelembe. Láttuk, hogy az utánpótlódás éves ingadozása ennél még sokkal nagyobb, de ezt hosszabb időszak átlagában a tárolt készletváltozások kiegyenlíthetik. A kitermelhető karsztvízkészletek meghatározásának egyre inkább alapvető kérdésévé vált a környezeti korlátok figyelembevétele: a forrásokban és a karsztvidékek patakjaiban „mederben hagyandó” készletek levonása az utánpótlódó készletértékekből. Ezek a szempontok az EU Víz-keretirányelvében is megjelentek (Liebe P. ?). A kitermelhető készletek meghatározása csak egyik eszköze a karsztvízgazdálkodásnak. A MFGI Vízföldtani Főosztálya és a különböző és állandóan változó környezetvédelmi hatóságok (Felügyelőség és Igazgatóság) 90-es évek közepén a vízgazdálkodásról, környezetvédelemről és természetvédelemről született törvények, hazai szabályozások és az EU Víz-keretirányelv szellemében rendszeres állapotértékelést végeznek a meghatározott víztestekben lévő vízkészletekre, köztük a termál karsztvíz készletekre vonatkozóan is (6-1. ábra).
6.4. Konklúzió Az egri energia-régió geotermális potenciáljának modellezése során a következő konklúziókat vonhattuk le: 1. A Miskolci Egyetemnek (az egyetemen dolgozó Lénárt Lászlónak) és néhány vízszolgáltatással és vízkutatással foglalkozó cégnek köszönhetően a bükki karsztvíz rendszer monitoringja (BKÉR) többé-kevésbé megoldott. A MFGI Vízföldtani Főosztály látóköréből valahogy kimaradt ez a terület. A BKÉR adatgyűjtése főleg a vízszintre vonatkozik, míg a vízminőségre, vízkémiai összetételre és hőmérsékletre vonatkozó adatsorok hiányosak. Az adatgyűjtés egyenetlen, főleg a Miskolc város vízellátását biztosító vízgyűjtőkre terjed ki. 2. A több évtizede tartó lelkes, rendszeres, bár helyenként hiányos adatgyűjtés rendkívül nagy mennyiségű adatot szolgáltatott, melynek folyamatos feldolgozása, értelmezése nem megoldott.
62
3. A különböző cégek felügyelete alatt keletkező különféle adatokat jó lenne egy egységes koncepcióval, „egy ernyő alatt” kezelni. Az egységes kezelés alatt nem az adatgyűjtés, feldolgozás és értelmezés kisajátítását vagy központosítását, sokkal inkább azok összehangolását és nyilvánossá tételét értjük. 4. A monitoring és adatértelmezés egyik hatásos eszköze lehet a numerikus hidrodinamikai modellezés, lévén a vízföldtani adatokat egy egységes rendszerben tudja kezelni és feldolgozni. A modellezést nem kampányszerűen, hanem éves rendszerességgel kéne végezni, az új adatokat folyamatosan kell beépíteni és a modellt finomítani, értelmezni. A modellezés nem egy „one-man show”, a jelen dokumentum is talán igazolja, hogy több szakterület szakembereinek állandó együttműködésével lehet a modellt fejleszteni. 5. A hőtranszporttal kombinált hidrodinamikai modell eredményeit több szakterület (mezőgazdaság, turizmus, ipar, egészségügy) is tudja hasznosítani. 6. A termálvíz nemzeti kincs. A termál-vízgazdálkodás kérdései csak hatalmi eszközökkel nem megoldhatók. A felhasználók részéről szükséges a pontos adatszolgáltatás, felelősségteljes hasznosítás és a legszélesebb körű nyilvánosság biztosítása. 7. A termálvíz-gazdálkodásba be kell vonni a vízügyi és környezetvédelmi hatóságokat, az önkormányzatokat, a meglévő felhasználókat és potenciális beruházókat. (Példaképp említhetjük a 2007-2009 között a Hévízi-tó térségében zajló hidrodinamikai modellezést, ahol az aktuális és a potenciális felhasználók közösen finanszírozták a vízügyi igazgatóság és az MFGI szakmai felügyelete alatt zajló kutatási projektet. A projekt eredményeire alapozva született meg a régió termálvíz-gazdálkodási koncepciója.) 8. A jelen regionális modell csak regionális méretarányban értelmezhető, lokális geotermális potenciál felmérésre lokális földtani-litológiai, hidrodinamikai és hőtani értelmezéseket kell végezni és az adatokat be kell építeni a regionális modellbe. Lokális elemháló sűrítéss alkalmazásával, végeselemes szoftverekkel, mint amilyen a Feflow, ez megoldható. 9. A hidrodinamikai modellezésnél fontos az időfaktor, hiszen nem csak a vízáram fluxusok hanem hidrodinamikai tulajdonságok is változnak az időben.
63
7. Felhasznált irodalom BÁLDI T. 1973 Mollusc fauna of the Hungarian Upper Oligocene (Egerian). Akadémiai Kiadó, Budapest, 511 p. BÁLDI T. 1983 Magyarországi oligocén és alsó-miocén formációk. Akadémiai Kiadó, Budapest, 293 p. BÁLDI T., RADÓCZ Gy. 1971 Die Stratigraphie der Egerien und Eggenburgien Schichten zwischen Bretka und Eger. Földtani Közlöny, 101 (2–3), pp. 130–159, Budapest. BÁLDI T., LESS Gy., MANDIC, O. 1999 Some new aspects of the lower boundary of the stage Egerian (Oligocene, chronostratigraphic scale of the Paratethys area). Abhandlungen Geologischen Bundesanstalt, 56 (2), pp. 653–668, Wien. BÁLDI T., SZTANÓ O. 2000 Gravitációs tömegmozgásos fáciesek és a vízmélység változásai a Bükk tengeri oligocén rétegeiben (Gravity mass movements and palaeobathymetric changes in the marine Oligocene deposits of the Bükk Mts.). Földtani Közlöny, 130 (3), pp. 451–597, Budapest. BALLA Z. 1983 A szarvaskői szinform rétegsora és tektonikája (Stratigraphy and tectonics of the Szarvaskő synform, Bükk Mts., North Hungary). A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet 1982. évi jelentése, pp. 42–65, Budapest. BALLA Z., CSONTOS L., HAVAS L., HORVÁTH Á. 1986 A tarkői fennsíkperem és -előtér (DNyBükk) geológiája. A Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet 1985. évi jelentése, pp. 37–51, Budapest. BALOGH K. 1963 A Bükkhegység és környékének földtani térképe 1:100 000. A Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest. BARÁZ Cs. 2000 Kaptárkövek. Szakrális kőemlékek a Bükkalján. Kaptárkő Közművelődési és Tájvédelmi Egyesület, Eger. 68 p. BARÁZ Cs. (szerk.) 2002 A Bükki Nemzeti Park. Hegyek, erdők, emberek. Eger BÉRCZINÉ MAKK A. 1986 A verpeléti (É-Magyarország) perm-triász kifejlődésének mikrofaunája (Microfauna of Permian-Triassic deposits at Verpelét (N Hungary). Földtani Közlöny, 116 (2), pp. 161– 172, Budapest. CSEPREGI A. 1985 A karsztos beszivárgás számítási módszereinek összehasonlítása a vízszintváltozások elemzése alapján. - Hidr. Közl.. 3.sz. pp. 130-133. CSONTOS L. 1988 Étude géologique d’une portion des Carpathes Internes: le massif du Bükk (Nord-est de la Hongrie). Thèse de Doctorat Université de Lille, No. 250. 327 p. CSONTOS L., DOSZTÁLY L., PELIKÁN P. 1991 Radioláriák a Bükk-hegységből (Radiolarians from the Bükk Mts.). A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1989. évről, pp. 357–381, Budapest. CSONTOS L., BÉRCZINÉ MAKK A., THIEBAULT, F. 1991 Újabb Foraminifera-leletek a Déli-Bükkből (Contributions to Foraminiferal fossils from the S part of the Bükk Mts). A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1989. évről, pp. 383-409.
64
CSONTOS L. 1999 A Bükk hegység szerkezetének főbb vonásai (Structural outline of the Bükk (N Hungary). Földtani Közlöny, 129 (4), pp. 611–651, Budapest. CSONTOS L. 2000 A Bükk hegység mezozoos rétegtani újraértékelése (Stratigraphic reevaluation of the Bükk Mts (N. Hungary). Földtani Közlöny, 130 (1), pp. 95–131, Budapest. CSONTOSNÉ KIS K., PELIKÁN P. 1990 Bükk, Nagyvisnyó, Bálvány-Észak, Nagyvisnyói Mészkő Formáció, Gerennavári Mészkő Formáció. Magyarország Geológiai Alapszelvényei 136, MÁFI Kiadvány, 5 p. DIERSCH, H-J. G. 2013 FEFLOW - Finite Element Modeling of Flow, Mass and Heat Transport in Porous and Fractured Media. Springer kiadó DOERFLINGER, N. and ZWAHLEN, F. 1995 A new method for outlining of protection areas in karst environment. In: Günay G., Johnson I. (eds.) Proceedings 5th International symposium and field seminar on karst waters and environmental impacts. Antalya, Sep. 1995, Balkema, Rotterdam, pp. 117–123. DOSZTÁLY L. 1996 A Felsőtárkány–7. sz fúrás radiolária vizsgálata. Kézirat, OFGA DÖVÉNYI P. 2003 Heat flow map of the Pannonian basin and adjacent areas. DÖVÉNYI P. and HORVÁTH F. 1988 A Review of Temperature, Thermal Conductivity, and Heat Flow Data from the Pannonian Basin. in: Royden, L.H. and Horváth, F. (ed.) AAPG Memoir 45. The Pannonian Basin - a Study in Basin Evolution, p.195-234 GONDÁRNÉ SŐREGI K., SZÉKVÖLGYI K., GONDÁR K., GYULAI T., KÖNCZÖL N., KUN É. 2008 Egy új módszer az utánpótlódó felszín alatti vízkészlet számítására hegyvidéki víztestek területén. Magyar Hidrológiai Társaság XXVI. Országos vándorgyűlés Tanulmánykötet, Miskolc 2008 GYALOG L. (szerk.) 2005 Magyarázó Magyarország fedett földtani térképéhez (az egységek rövid leírása). Magyar Állami Földtani Intézet Térképmagyarázói HAAS, J. (ed.) 2001 Geology of Hungary. Eötvös University Press, 317 p. HIPS K., PELIKÁN P. 2002 Lower Triassic shallow marine succession in the Bükk Mountains, NE Hungary. Geologica Carpathica, 53 (6), 1–17, Bratislava. KIRÁLY L. 1998 Modelling karst aquifers by combined discrete channel and continuum approach. Bulletin d'Hydrogeologie. No. 16 (1998): 77-98. KOVÁCS S. 1989 Geology of North Hungary: Palaeozoic and Mesozoic terranes. In: Kecskeméti T. (ed.) 21st Eur. Micropal. Coll. Guidebook. Hung Geol. Soc. 15-36, Budapest KUN É., GONDÁRNÉ SŐREGI K., GONDÁR K., SZÉKVÖLGYI K., KÖNCZÖL N., GYULAI T. 2012 Klímaváltozás hatásának numerikus modellezése bükki karsztos mintaterületen. Magyar Hidrológiai Társaság XXX. Országos Vándorgyűlés (Kaposvár, 2012. július 4.) KUN É., SZÉKVÖLGYI K., GONDÁRNÉ SŐREGI K., GONDÁR K. (Smaragd-GSH) 2013 Inferences from 3D modelling of thermal karstic reservoir (SW Bükk Mountain). poster, IAH CEG, Mórahalom, 2013. május 7-10. LÉNÁRT L. 2011 A Bükk környéki termálkarszt lehatárolásának tudománytörténeti áttekintése 1907-től napjainkig. Karsztfejlődés, XVI., Szombathely 2011, pp. 9-20, ISSN 1585-5473
65
LESS Gy. 2011 Magyarország földtana. Miskolci Egyetem Földtudományi Kar LIEBE P. ? A VITUKI tevékenysége a karsztvizek területén az utóbbi két évtizedben. MONOSTORI M. 1986 Environmental changes in Eocene/Oligocene boundary stratotypes in Hungary based on ostracod faunas. Annales Universitatis Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae, Sectio Geologica 26, pp. 141–158, Budapest. MYER, E. M., HÓLM S. L., ÁDÁM L., MÉRÉSZ E., TOLNAI Z., (Vatnaskil Consulting Engineers) 2012 Geotermikus rezervoár modellezés az északkelet‐magyarországi Miskolc területén. Jelentés a Kuala Kft számára. PAJTÓKNÉ TARI I., TÓTH A., UTASI Z., PATKÓS CS., RUSZKAI CS. 2013 Az AGRIA-INNORÉGIÓ Tudáscentrum nemzetközi kutatási modellprojektjének bemutatása „A megújuló természeti erőforrások potenciális hasznosíthatóságának komplex vizsgálata az éghajlatváltozás tükrében egy energetikailag fenntartható modellrégió kialakítása céljából magyar-német közreműködéssel” (TÁMOP 4.2.2/A). http://agria-innoregio.org PELIKÁN P. 1999 A Felsőtárkány–7. fúrás (Bükk hg.) és környezetének triász–jura képződményei [Triassic and Jurassic formations of the area of borehole Felsőtárkány–7 (Bükk Mts., N Hungary)]. Földtani Közlöny, 129 (4), pp. 593–609. PELIKÁN P. (szerk.) 2005 A Bükk hegység földtana. (Geology of the Bükk Mountains.) Magyarázó a Bükk-hegység földtani térképéhez (1:50 000). Magyar Állami Földtani Intézet. PELIKÁN P., DOSZTÁLY L. 2000 A bükkzsérci fúrások (D-Bükk) jura képződményei és szerkezetföldtani jelentőségük [Jurassic formations of the Bükkzsérc boreholes (SW Bükk Mts, NE Hungary) and their structural setting]. Földtani Közlöny, 130 (1), pp. 25–46. PENTELÉNYI L. 1996 Bükkaljai savanyú-intermedier vulkanizmus. In: Neogén vulkanitok a Kárpát-Pannon régióban. — Kézirat, MÁFI. PENTELÉNYI L. 2001 A Bükkalja előzetes földtani térképe 1:50 000. Kézirat, MÁFI PENTELÉNYI L. 2001 A bükkaljai földtani reambulálás eredményei. In Program és kirándulásvezető a Magyarhoni Földtani Társulat 2001. június 8–10-i vándorgyűléséhez, Miskolc, pp. 40–45, 52– 55. PENTELÉNYI L. 2002 A Bükkalja I. Földtani vázlat. In BARÁZ Cs. (szerk): A Bükki Nemzeti Park. Hegyek, erdők, emberek. pp. 205–226, Eger. TÓTH J. 1962 A Theory of Groundwater Motion in Small Drainage Basins in Central Alberta, Canada. Journal of Geophysical Research, V.67. No.11. TÓTH J. 1963 A Theoretical Analysis of Groundwater flow in Small Drainage Basins. Journal of Geophysical Research, V.68. No.16. VARGA Gy. 1981 Újabb adatok az összesült tufaleplek és ignimbritek ismeretéhez (Contributions to the knowledge of welded tuffs and ignimbrites). A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése az 1979. évről, pp. 499–509. VÁRY H. 2010 A Bükk-hegység. Magyarország talajai. Kézirat. VELLEDITS F. 1990 Bükk, Cserépfalu, Hór-völgyi kőfejtő, Bervai Mészkő Formáció. Magyarország Geológiai Alapszelvényei 128. MÁFI Kiadvány, 7 p.
66
VELLEDITS F. 1998 A Bükki középső és felső triász rétegtani korrelációja és fejlődéstörténeti elemzése. PhD értekezés. Kézirat, MÁFI Könyvtár 101499. VELLEDITS F. 2000 A Berva-völgytől a Hór-völgyig terjedő terület fejlődéstörténete a középső– felső triászban (Evolution of the area from the Berva Valley to the Hór Valley in the Middle–Upper Triassic). Földtani Közlöny, 130 (1), pp. 47–93. VISZKOK J., FÖLDES T., M. TÓTH T., KUN É., GYENESE I. 2010 Elaboration of Multi-Scale Fluid Flow Modeling System in Fractured Rocks for Exploitation of Geothermal Energy. Proceedings World Geothermal Congress 2010. Bali, Indonesia, 25-29 April 2010 VÍZÜGYI ÉS KÖRNYEZETVÉDELMI KÖZPONTI IGAZGATÓSÁG 2010 magyarországi része - VIZGYŰJTŐ-GAZDÁLKODÁSI TERV.
A Duna-vizgyűjtő
67
