SZLOVÉNIA–MAGYARORSZÁG OPERATÍV PROGRAM 2007–2013

T-JAM: Geotermikus hasznosítások számbavétele, a hévízadók értékeklése és a közös hévízgazdálkodási terv előkészítése a Mura-Zala medencében

SI-HU-1-2-013/01

JELENTÉS A

WP2 FÖLDTUDOMÁNYI KUTATÁSOK VÍZFÖLDTANI KONCEPCIONÁLIS MODELL

feladat teljesítéséről

Készítette:

Nina Rman (Geo-ZS) Tóth György (MÁFI)

Közreműködött: Andrej Lapanje, Tadej Fuks (Geo-ZS), Muráti Judit (MÁFI)

2011. február 28.

Tartalomjegyzék

1. Bevezetés 1

2. Felszínalatti áramlási rendszerek a T-JAM projekt területén 2

2.1. Magyarország 2

2.2. Szlovénia 5

3. A modell terület térbeni lehatárolása és áramlási peremfeltételei 7

4. A fő hidrosztratigráfiai egységek azonosítása 8

4.1. Magyarország 8

4.2 Szlovénia 8

5. A hidrosztratigráfiai egységek hidrogeológiai paraméterei 11

5.1. Magyarország 11

5.2 Szlovénia 11

6. Következtetések 21

7. Hivatkozások 22

1

1. Bevezetés

A T-JAM projekt fő célkitűzése egy közös termálvíz gazdálkodási stratégia kialakítása a Mura-Zala medence területére. Ez a közös stratégia lehetővé teszi a határon átnyúló geotermális erőforrások gazdálkodásában a ma még nem jellemző fenntartható használatok kialakítását. Mivel, a határon átnyúló tercier geotermális vízadók hivatalosan még nincsenek lehatárolva, a kutatásunk kezdeti szakaszában el kellett készítenünk egy koncepcionális hidrogeológiai modellt, mely összegzi a vízadók elterjedésére és viselkedésére vonatkozó elméleti ismereteinket.

Az országok által megosztott természeti erőforrások fenntartható hasznosítása kulcsfontosságú probléma, melynek megválaszolása a projekt fő célkitűzése. Az olyan természeti erőforrások, mint amilyen a geotermális energia is, melynek fő hordozó közege a felszín alatti áramlási pályák mentén mozgó víz, döntő métékben az ország határokat átívelő földtani szerkezetekhez köthetők (1. ábra). A geotermális energia készletek meghatározását, illetve azok határoktól független régióbeli korlátainak kialakítását csak a határon átnyúló együttmúködésben készített összekapcsolt gazdálkodási rendszer képes kezelni. Különösen igaz ez a határokkal osztott vízadók esetében, hiszen a határonokon átnyúló harmonizált gazdálkodási stratégia hiányában végzett vízkivételek negatív hatássai, (kimerülés vagy túltermelés), az országok között szükségtelen gazdasági és politikai feszültségeket idézhetnek elő. A határon átnyúló erőforrások komplex értékelésére vonatkozó kívánalmak megegyeznek a Víz Keretirányelv (2000/60/EC) által felállított vízvédelmi szabályozás és ésszerű vízhasználat előírásaival.

1. ábra A Pannon medence geotermális rendszerének sematikus ábrája

2

A fenti problémák megoldásának egyik eszköze a tercier geotermális vízadók hidrogeológiai koncepcionális modelljének a kialakítása, melyben a lehetséges hidrogeológiai rendszerek jellemzése egységes szempontok szerint kerül leírásra és értékelésre. A modell szükségszerűen szintén tartalmazza a meglévő információk kritikai áttekintését, továbbá a hidrosztratigráfiai egységek, fontos tektonikai elemek, stb. térbeni megadását. Az áramlási peremfeltételek megadását követően a lehetséges áramlási útvonalak értékelése is elvégezhető. A regionális koncepcionális hidrogeológiai modellben kell megmagyarázni a vízadó rendszer természetes áramlási és transzport folyamatait, míg a folyamatok számszerűsítése csak numerikus modellek alkalmazásával végezhető el.

2. Felszínalatti áramlási rendszerek a T-JAM projekt területén

2.1 Magyarország A T-JAM projekt területén a következő áramlási és transzportfolyamatokkal kell számolnunk.

Az alaphegység vízvezető zónáinak döntő többségét az alaphegység legfelső, mállott, illetve karsztosodott részei adják. A hegyvidéki részek szabad felszínű repedés és karsztvizei biztosítják főként az utánpótlását a gravitációsan vezérelt alaphegységi áramlási rendszernek. Ennek két formája lehetséges:

a medenceperemi illetve a hegyvidéken belüli hidegforrásokon felszínre jutó egyszerű gravitációs karsztvíz áramlási rendszer (helyi-, vagy köztes áramlási rendszer)

a medencekitöltés alá áramló, kevert gravitációs és geotermikus vezérlésű rendszer (regionális karsztvíz áramlás), melynek megcsapolói természetes körülmények között főként a hegységperemi langyos és meleg források.

Ezen felül ugyancsak számolni kell azzal, hogy a karsztos repedezett rendszer helyenként a fedő rétegek vízáramlási rendszeréhez kapcsolódik, azokból vizet átvehet, illetve azokba vizet átadhat.

A magyarországi részeken az egyszerű gravitációs karsztvíz áramlási rendszer kategóriába sorolhatók a Déli-Bakony és a Keszthelyi hegység felszínen lévő karsztterületein beszivárgó vizek egy része, amely a peremi részeken felszínre jut. Ilyenek a Keszthelyi hegység déli részein fakadó hideg források (ezek közül a legnagyobbak, több tíz l/s hozamú Erzsébet, János és a Festetics források). Ugyancsak ide tartozik a Hévízi-tó forrásbarlangjában megjelenő hidegforrás is. A kevert gravitációs és geotermikus vezérlésű rendszer példája a T-JAM projekt területén a Hévízi-tó forrás, mely a világ egyik legnagyobb természetes termálvizű forrástava. Hozama az 1960-as éveket megelőzően meghaladta az 500 l/s-ot, 1970-1990 között a bakonyi bauxitbányászat víztermelésének hatására hozama lecsökkent 300 l/s körülire. A bányászati víztermelés leállítása után a hozam stabilizálódott a 390-420 l/s tartományban. A hatvanas éveket megelőző természetes hozam és a jelenlegi hozam közötti különbség oka részben a klímaváltozás hatásra bekövetkezett beszivárgás-csökkenés, részben a karsztból származó megnövekedett ivóvíztermelés

A Déli-Bakony és a Keszthelyi hegységben beszivárgott vizek döntő mértéke nem közvetlenül a források felé irányul, hanem a döntően triász és kréta karbonátokból álló medencealjzat felső, karsztosodott zónáiban áramlik a medencealjzat mélyebb részei felé. A nagyobb sűrűségű hidegebb víz áramlása során felmelegszik, sűrűsége csökken. Azokon a medence belseji részeken, ahol jó vízvezető-képességű és jelentős vertikális kiterjedésű

3

szerkezettel találkozik létrejön az úgynevezett „hő-kémény” jelenség (nyílt konvekciós áramlások). A hőkéményben feláramló vizek a megcsapolási pontok felé irányulnak. A geotermikus anomáliák alapján a Zalai –medencében is feltételezzük ilyen hőkémények meglétét 3000-3500 m mélységben, elsősorban a Nagylengyeltől északnyugatra, nyugatra eső részeken. A vízáramlások a hőkémények aljáig széles sávban nagy terület hőjét összegyűjtve érkeznek, majd a kéményen és a forrásokig tartó áramlások már szűkebb területre koncentrálódnak. A visszaáramló melegágban a felfelé irányuló vizek valamelyest hűlnek, de még így is a normális geotermikus viszonyokhoz képest 20-40 ºC többlet hőmérsékletet mutatnak.

A gravitációs és geotermikus erők hatására kialakult Zalai rendszerre jellemzők a fedőrétegeknél alacsonyabb potenciál-szintek, környezeti nyomás-értékek. A rendszer híg, karsztvizes vízminőségi adatai (Ca-Mg-HCO3 típusú vizek) jól kirajzolják az áramlások által bejárt térrészeket és a nagy keveredéses áramlások meglétét igazolják. A Hévízi-tó barlangjában fakadó nagyhozamú 40-41 ºC források által felszínre jutó hőmennyiségből pedig igazolni lehet a nyomás és vízminőségi adatokból kirajzolódó medencealjzati áramlási terület nagyságát. Geotermikus energia-gazdálkodási és hévízgazdálkodási szempontból alapvető érdek a medencealjzathoz kapcsolható természetes hőkémények zavartalan működésének fenntartása, ezért a geotermikus hasznosítások környezeti hatásvizsgálatainál erre külön gondot kell fordítani.

A karsztos repedezett rendszer és a fedő rétegek kapcsolt vízáramlási rendszereit reprezentálja a Hévízi tó nyugati és északi körzete, ahol a triász karsztos és repedezett kőzetekre közvetlenül pannóniai vízvezető formációk települnek. Zalacsány térségében a termálvíz hasznosítások szempontjából legjelentősebb delta-front medencebeli vízadó rétegeinek vize a termál-karsztot táplálja. Az eltérő összetételű vizek keveredése hozzájárul a Hévízi-tó és környezetében lévő termálvizek speciális karakteréhez. A pannóniai rétegek és a termálkarszt vizének keveredéséből származó karsztkorróziós folyamatok hatására a Hévíz-tó nyugati-északnyugati körzetében jelentősen megnövekedett a rétegek vízvezető-képessége, biztosítva azt is, hogy e körzetben a különböző hőmérsékletű és vízösszetételű meleg és langyos karsztvizek is keveredni tudjanak. A keveredési körzetben lévő monitoring-kutak vízszintváltozásai jól korrelálnak a Hévízi-tó hozamával. Jelenleg a térségi vízgazdálkodási intézkedések, (ellenőrzések, és termelési korlátozások) alapjául az interneten hozzáférhető monitoring-adatok szolgálnak.

Az alaphegységi részekkel gyakran egy hidraulikai egységet alkotnak az arra közvetlenül települő idősebb miocén vízvezető képződmények: az abráziós és parti homokok, kavicsok, illetve a zátonymészkövek, -homokok. A potenciális aljaztbeli geotermikus rezervoárok kijelölésénél ezeknek a miocén képződményeknek (elsősorban a bedeni és szarmata vízvezető formációknak) a térbeli elhelyezkedését, hidrogeológiai jellemzőit mindenképp figyelembe kell venni. A Zalai medencében létesített szénhidrogén-kutató fúrások réteg-próbái, a mért nyomások és a megismert vízminőségi adatok szintén arra utalnak, hogy geotermikus energia-hasznosítás szempontjából kiemelt jelentőségűek az alaphegységi részekkel egy hidraulikai egységet alkotó idősebb miocén vízvezető képződmények.

A gravitációs vízáramlási rendszertől elszigetelt, vagy távoli helyzetű részeken alapvetően stagnáló, vagy csak lassú migrációval jellemezhető folyamatokkal kell számolnunk. Az itteni vizek általában a legutolsó tengerelöntés, vagy csökkent-sósvizi tavi elöntés fosszilis rétegvizét tartalmazzák. A medence részeken számolni kell a korábbi, vagy a jelenben is még létező túlnyomásos migrációs rendszerek meglétével. Ezek általában a vastagabb, rossz vízvezető, agyagos, agyagmárgás részeken alakulnak ki (miocén-pannon agyagmárgák); főként kompakciós eredetű, esetenként tektonikus és diagenetikus hatások is szerepet

4

játszhatnak kialakulásukban. A túlnyomásos zónákból a magasabb medencebeli, vagy alaphegységi vízvezető egységek felé való lassú, keresztáramlásokkal történő vízáramlásoknak alapvetően vízminőségi, vízgeokémiai szempontból van jelentősége. Általában az innen származó víz mennyisége ritkán haladja meg az említett vízvezetők vízforgalmát, azonban a túlnyomásos zónák vizének magas oldottanyag tartalma jelentősen hozzájárulhat, (mintegy „fűszer”-ként), a vízvezető rendszerek karakterének, esetenként „gyógyhatásá”-nak kialakulásához. A Zalai-medence keleti részein DST mérésekkel is igazolhatók a fent említett túlnyomásos rétegek, amelyek elsősorban a vastagabb miocén-alsó-pannóniai agyagmárgás részekben közbezárt vízvezető homokkövekhez kapcsolódnak. A medence nyugati és délnyugati részein már nem rendelkezünk ilyen közvetlen nyomásmérésen alapuló információval, ugyanakkor a vízminőségi értékelések azt jelzik, hogy a medence közepe felől a peremek felé valószínűsíthető vízáramlás az alaphegységi és esetleg az alsó pannóniai homokos vízvezető szintekben, melynek magyarázatául a túlnyomásos zónák jelenlegi, vagy korábbi megléte szolgálhat.

Amennyiben a geometria (a zárt alaphegységi víztárolókból kiinduló függőleges, vagy közel függőleges vízvezető zónák) lehetővé teszi, zárt termikus konvekciós áramlási rendszer („free convection”) alakulhat ki. A Zalai-medencében több helyen találunk olyan geotermikus anomáliát az alaphegységben, ahol a víz összetétele a fedőrétegekkel megegyező sós víz. Ezeken a részeken zárt konvekciós rendszert kell feltételeznünk, ha az egyéb földtani okokat már kizártuk. A geotermikus energia-hasznosításnál érdemes megvizsgálni, hogyan lehet a természetes zárt konvektív áramlási rendszer adta lehetőségeket kihasználni. A zárt konvekciós cella felszálló ágához telepített termelő-kutakkal, a leszálló ághoz telepített visszasajtoló kutakkal nagyobb térrész hőbányászatát lehet megvalósítani.

Nincs elég információnk a mélymedencék azon alsó miocén durvaszemcsés porózus üledékeinek hidrogeológiai, hidrodinamikai szerepéről, amelyek nem kapcsolódnak közvetlenül az aljzat vízvezető zónáihoz, valamint a miocén és pliocén vulkanitok szerepéről. Ismert jelentőségük csak ott van, ahol ezek más áramlási rendszerekhez közvetlenül kapcsolódnak, ezért a jelen munkában nem foglalkozunk velük.

A medence agyagos-márgás vízzáró, rossz vízvezető nagy üledékkitöltő egységén belül külön érdemes kezelni az egymással elkülönülő, illetve gyenge kapcsolatú turbidit-homokokat, melyek ugyan kis kiterjedésűek, és gyenge vízvezető-képességűek, de gyakran tartalmaznak kitermelésre érdemes fluidumokat, gyakran magas hőmérsékletű sós vizet, értékes oldottanyag tartalommal. E homokokban a természetes áramlási folyamatok igen gyengék, vagy gyakorlatilag elhanyagolhatók, mégis érdemes ennek a több, más hasznosítás szempontjából (CH-termelés, CH/CO2-gáztárolás, hasznosítható oldott-anyag nyerés) fontos egységnek a geotermikus és hévízföldtani szerepét is tisztázni.

A medenceterületek gravitációs áramlási rendszerei regionális, köztes (intermedier) és lokális rendszerekre oszthatók.

A legmélyebb regionális áramlási rendszer e térségben a pannóniai Újfalui formáció delta-front, delta síkság homokjáig hatol le. Bizonyos területeken a Zagyvai formáció is még része lehet e regionális nagy áramlási rendszernek (pl. Lenti környéke). A 25-30ºC-nál melegebb porózus termálvizek ebből a rendszerből táplálkoznak. A medence szedimentációs és azt követő eróziós földtani folyamatai ezen üledékösszlet rétegződéseinek térbeli alakulását, és így az áramlási kényszerpályákat, az utánpótlódási és megcsapolási lehetőségeket is alapvetően befolyásolták. Kedvező esetben az Újfalui és Zagyvai formáció alsó részein lévő homokos vízadó rétegcsoportok közvetlenül kapcsolódhatnak a dombvidékek magasabb hidraulikus potenciálú részeihez, viszonylag gyors és közvetlenebb utánpótlást biztosítva a termálvizek számára.

5

A Zalai medence termálkútjainak legnagyobb része ezt a regionális áramlási rendszert csapolja meg. Az előzetes modellezések azt mutatták, hogy e rendszer fő utánpótlódási területe a T-JAM projekt terület nyugati részén található, szlovéniai, ausztriai és részben magyarországi dombvidéki területeken. A rendszer fő megcsapolási körzete egyrészt a Dráva völgy horvátországi, magyarországi része, másrészt a Hévízi tó, a fentiekben már említett Hévízi-tó környéki keveredési zónán keresztül. A rendszert vízvezetésére a váltakozó homok, aleurit és agyagrétegei miatt az erős anizotrópia jellemzi, a regionális léptékben végzett számításoknál az anizotrópia tényező értéke meghaladja a 5000-et. A Zalai medencét ért kiemelkedések és eróziók miatt az Újfalui és Zagyvai formációk rétegfejein keresztül jelentős rétegmenti áramlásokkal is kell számolni.

Az intermedier áramlási rendszerek e területen főleg a Zagyvai és kisebb részben az Újfalui formációk többszintes vízadó homok-rétegeihez kapcsolódnak. Jelentőségét az adja, hogy a terület jó részén ez jelenti a települések számára az ivóvízbázist, másrészt szerepet játszik mind a porózus, mind az alaphegységi termálviztestek utánpótlásában is. A Zalai-medencében több nagyobb település (pl. Zalaegerszeg, Nagykanizsa és Szombathely) ivóvízellátásának jó része a közbülső áramlási rendszer rétegvizeiből származik. Az itteni víztermelések depressziós hatása jelentkezik a regionális áramlási típusnál is.

A felszínhez legközelebbi talajvizes és sekély-rétegvizes áramlási rendszer alapvetően két eltérő típusba sorolható. A dombvidéki területeken a prekvarter üledékek mállottabb, vagy durvább szemcseösszetétellel rendelkező zónájában, a magasabb térszíni helyzetű részeken beszivárgott víz a völgyek kvarter (főleg holocén) alluviumát táplálja, ahol ez a lokális áramlás esetenként találkozik az intermedier és — mélyebb helyzetekben — a regionális áramlások felszín közelébe érő részeivel. A jelentősebb nagy patakok, és a Mura mély helyzetű szélesebb alluviális vízadó rendszerei jó vízvezető homok, homokos kavics és kavics összetételükkel képezik a lokális áramlási rendszerek másik változatát, amely a mélyebb áramlások számára a megcsapolást jelenti. A sekély, nyitott geotermikus hasznosítások számára ez a legkedvezőbb terület, amelynél azonban figyelemmel kell lenni arra, hogy ezt a rendszert egyidejűleg más célú hasznosításokkal, például az ivóvízművekkel, illetve a vízrendszert befolyásoló egyéb mélyépítési tevékenységekkel, (pl. mélygarázsok létesítése), össze kell hangolni. Ugyancsak fontos ennek a rendszernek a felszíni vizekkel időben és térben való változatos kapcsolata egy-egy lokális fejlesztésnél vizsgálva legyen.

2.2 Szlovénia A felszínhez legközelebbi regionális talajvizes és sekély-rétegvizes áramlás a kvarter, plio-kvarter, pliocén és pontuszi képződmények alkotta felső, aktív vízadó rendszerben taláható. Feltételezve ezen vízadók folytonos elterjedését a területen, jellemző vízszintjei követve a felszíni vízrendszert, dél és kelet felé süllyednek. Ezek a vízszintek azt a regionális gravitációs áramlási rendszert jelzik, melynek kialakulását a Goričko hegység és a Mura folyó síkság topográfiai viszonyai, valamint a területen összességében 220 m-t is elérő szintkülönbségek egyaránt elősegítik. A vízadók utánpótlódását az északi és nyugati területeken (Goričko hegység), valamint a Szlovéniai Goricák déli részén beszivárgó csapadék biztosítja (Kralj, 1999; Pezdič et al., 2006; Lapanje, 2007). A kvarter és plio-kvarter talajvízadók természetes megcsapolásai a felszíni vízfolyások (folyók, tavak), de számolni kell a talajvízpárolgás hatásával is. A források a völgyek legmélyebb pontjainál fakadnak. A féligáteresztő Ptuj-Grad és Mura formációk rétegvízadói a Goričko hegységben és a völgyek, síkságok egyes részein bukkannak a felszínre, ahol természetes megcsapolásuk a fedőben lévő kvarter vízadók felé történik, ezért önmagában részben rejtve marad. Ennek a feltételezésnek az alátámasztására további kutatások szükségesek. A feltételezést a térségben

6

eddig végzett numerikus modellezés eredményei támasztják alá, melyeket a TOUGH2 (Rman, 2007), illetve a MODFLOW (Pezdič et al. 2006) szoftverek segítségével végeztek.

A Lendava és Špilje & Haloze formációk, a mezozoós kabonátok és paleozoós metamorf kőzetek geotermális vízadói valószínűleg nem játszanak fontos szerepet a regionális áramlási rendszerben, hanem sokkal inkább stagnáló felszínalatti vizet tárolnak, mely utánpótlódása csekély, és az is többnyire csak a törési zónákra korlátozódik (Lapanje, 2007). A Mura-Zala medencében a törések gyakorta a vízáramlás gátjaiként viselkednek, azáltal, hogy elvágják, elmozdulásukkal egymástól elszigetelik a víztartó rétegeket (Radenci, Petišovci és Dankovci esetében). A Lendvától északra található regionális jelentőségű, DNy-ÉK irányú Ljutomer törés valószínűleg hidrogeológiai gátként működik a mélyebben lévő, idősebb rezervoárok, vízadók esetében. Ezzel szemben, a törés a felszín közeli sekélyebb képződmények, (Mura és fiatalabb formációk) esetében már nem akadályozza a felszínalatti víz áramlását. A Goričko hegységben Grad közelében néhány É-D-i csapású bazalt telér található. A VID-1, Grad-1 és DSL-1 fúrások ugyanazt a homok és kavics réteget csapolják. Mivel az utánpótlódás ÉNy-ról DK felé történik, az első két kút, amely a telértől Ny-ra található bőséges vízhozamú, míg a telértől K-re fekvő VID-1 fúrás hozama jóval kisebb, tehát a bazalt telér a vízáramlás gátjaként működik (Matoz et al., 2002).

A leírt regionális áramlási mechanizmusok következtében a mélyebbre hatoló víz felmelegszik, ami regionális termálvíz áramlást eredményez. Ennek az áramlási rendszernek hajtóereje a meleg, ásványianyagban gazdag és a hideg felszínalatti vizek közötti sűrűség különbség. Ezt a regionális áramlást a permeábilis rétegek, a nyitott repedések és vízvezető járatok határozzák meg, emellett fontos megemlíteni még az aljzat metamorf kőzetei és a fedő tercier kőzetek közti vízvezető kapcsolat szerepét is. (Pezdič, 1991; Kralj & Kralj, 2000b; Kralj, 2004). A vertikálisnál nagyobb mértékű horizontális permeabilitás következtében a rétegzéssel párhuzamos áramlási irányok a jellemzőbbek. Ezen túlmenően, a medence belsejében uralkodó magasabb hidrosztatikus és litosztatikus nyomás eredményeként a vízáramlás a medence peremek felé irányul (Pezdič, 1991). Természetes megcsapolási formái a jellegzetes természetes ásványvíz források (szlatinák), melyek évszázadok óta ismertek a Szlovéniai Goricák, Radenci és Nuskova területén. A Mura formáció vízadói Radenci környékén a felszínen megtalálhatók, emellett a Rába törés zóna számtalan, lokálisan permeábilis törése is (Žlebnik, 1978; Lapanje, 2007) biztosítja a megcsapolást. Feltételezhető, hogy a termálvíz a felszín alatt, rejtve megcsapolódik a kvarter és plio-kvarter vízadók felé, azonban ezt eddig még nem sikerült bizonyítani. Lokálisan a törések elősegítik a vertikális permeabilitás megnövekedését, mely a töréses zónákon belül zárt konvekciós cellák kialakulását eredményezi, mint az Benedikt esetében tapasztalható.

A termelő kutak ivóvíz, ásványvíz és termálvíz kivételei következtében a regionális áramlási irányoktól eltérő áramlási pályák kialakulása várható. A sekély (hideg vizű) vízmű kutak száma nem ismert, de a vízkivételi engedélyek közelítő száma meghaladja a 7000-et. A T-JAM projekt területén 26 aktív geotermális kút van Szlovéniában, melyek egyikénél sem alkalmaznak visszasajtolást (Rman, 2008a).

7

3. A modell terület térbeni lehatárolása és áramlási peremfeltételei

Regionálisan, a Mura-Zala medence tercier vízadóit északon a Dél- Burgenlandi magaslat nagyon alacsony permeabilitású paleozoós metamorf kőzetei határolják a Goričko hegységben, amelyek ÉK felé folytatódnak Magyarország felé. Nyugat felé a Pohorje masszívum magmás és metamorf kőzetei szintén zárt hidraulikai határt jelentenek. Kelet felé a vízadó szerkezet Magyarország irányába nyitott, míg déli irányban Horvátországban folytatódik, tehát a hidraulikai határok nyitottak vagy konstans nyomásúak. A körülhatárolt terület Szlovéniában Pomurje és részben Podravje régióit, Magyarországon Vas és Zala megyéket és környezetüket fedi le.

A magyarországi peremek lehatárolásánál felhasználtuk az XL Pannon áramlási modell eredményeit (Tóth et al. 2005), és elsősorban a termálvíztartó vízadók utánpótlódási vonalai mentén adtuk meg a lehatárolást. A Hévízi-tó vízgyűjtőjére készült értékelések alapján (Hantken Miksa Alapítvány, 2009) a területen belül hagytuk azokat a részeket, melyek a rendszer megértéséhez feltétlenül szükségesek, így a Keszthelyi hegységet. Mind az alaphegységi, mind a porózus termálvizek esetében szinte mindenütt nyitott oldalirányú határokkal kell számolnunk, vagyis ez azt jelenti, hogy a modellezett rendszer kisebb a természetes áramlási rendszerek egészénél. A fő pannon porózus termálvíztartó összletekben zajló regionális NyÉNy-KDK-i áramlási irányoknak megfelelően az osztrák-magyar határ, valamint a terület DK-i részén (Zala megye határa) mentén nyitott határfelületet kell hagyni. Végül a modell felső pereme egybeesik a terepmodellel, hiszen a regionális modellben a beszivárgás szerepét is vizsgálni kívánjuk.

2. ábra A T-JAM projekt terület lehatárolása

8

4. A fő hidrosztratigráfiai egységek azonosítása

A hidrosztratigráfiai egységek a hasonló hidrogeológiai tulajdonságokkal rendelkező kőzettesteket reprezentálják.

4.1. Magyarország A pretercier aljzatot a különböző kőzettani sajátságokkal bíró paleozoós metamorf és mezozoós üledékes képződmények alkotják. A paleozoós képződmények repedezettek, legjobb vízvezető szakaszaik a felső mállott zónájukhoz, illetve nagyobb törészónákhoz kapcsolódnak. A mezozoókumban nagykiterjedésű triász karsztosodott karbonátos (dolomitos, mészköves) vízadókkal számolunk, és ugyancsak jelentős kitejedésben a karsztosott felső kréta mészkő réteggekkel is. Az alaphegység legfelső zónájában a hidrosztratigráfiai egységeket az eltérő litológiájú, regionálisabban összefogható térrészek alapján lehet elkülöníteni. Az alaphegység felszíne alatt, azzal párhuzamosan egy 100, vagy 200 méter vastagságú modellréteggel kerül figyelembevételre az itteni mállott, vagy karsztosodott zóna, amely az alatta lévő üde részeknél jobb vízvezető összlet. Ez alatt a -8000 m mély modellfeküig újabb modellréteget földtani alapon már nem építünk az áramlási modellbe.

A paleozoós-mezozoós pre-Tercier aljzatot miocén, pliocén és kvarter korú üledékes sorozatok fedik. Alulról felfelé haladva vízvezetés szempontjából a fő hidrosztratigráfiai egységek a következők: a miocén és a mélyebb alsó pannóniai homokkő formációk, a turbidites homokkal jellemezhető Szolnoki formáció (alsó pannóniai), valamint a delta front –delta síkság környezetben képződött Újfalui formáció (felső pannóniai). A deltafront homokos rétegei a térség legelterjedtebb termálvízadói. Az Újfalui formációra a delta síksági környezetben képződött Zagyva formáció települ (pontuszi-alsó pliocén), melyet homok, aleurit és széntartalmú agyagrétegek váltakozása jellemez. A jó vízvezető képességű legfelső kvarter üledéksorozat képviseli a felszínhez legközelebbi hidrosztratigráfiai egységet.

4.2. Szlovénia A Mura-Zala medence geotermális vízadóinak jellegzetes vertikális tagolódása van (Žlebnik, 1978; Pezdič, 1991; Kralj & Kralj, 2000b). A legmélyebben fekvők a repedezett pre-tercier metamorf és karbonátos vízadók. A T-JAM projekt magyarországi területére jellemző karsztos medencealjzat-beli vízadók Szlovéniára valószínűleg nem jellemzőek. A tercier rétegek ismétlődő szekvenciákban települnek az aljzatra és általánosságban D-DK irányban dőlnek és kivastagszanak. Alulról felfelé a Špilje&Haloze, Lendava, Mura és a Ptuj-Grad (korábban nem megnevezett) formációk követik egymást (Jelen et al., 2006, Jelen & Rifelj 2010).

A negyedidőszaki Mura kavics formáció a legfiatalabb és sztratigráfiailag a legmagasabb helyzetben lévő vízadó, melynek átlagos vastagsága 15 m. Ez a regionális elterjedésű szabad víztükrű jó permeábilitású vízadó folytonos kifejlődésű és ÉNy-DK-i irányú felszínalatti vízáramlással jellemezhető. A vízadót, Dobrovnik és Dolga vas között, néhány méter vastagságú, alacsony permeabilitású üledékek fedik 1-2 km széles sávban (Mioč & Marković, 1998). Másutt, a vízadót a felszíni beszivárgás táplálja és a Mura folyóval hidraulikai kapcsolatban áll. A vízadót számos ivóvíz és technológiai víztermelő kút csapolja meg.

A Mura kavics alatt, Ljutomer és Dolga vas között délen illetve Veržej, Beltinci és Dobrovnik területén északon, mintegy 60 m vastag pliocén-kvarter korú kemény, durva szemcseméretű, vas-hidroxidos, szürkés kavicstest települ (Lapanje et al., 2009a). A szabad

9

víztükrű vízadó elterjedése folytonos a területen és hidraulikai kapcsolata van a Mura kaviccsal (Krivic, 2009). Néhány kút megcsapolja a képződmény: Hr-2/03, Žižki-1v, ČRE-2v, Trnje-1v, VP-1v, Bistrica-3v/96, Bistrica-4v/97 valamint a Krapje-nél levő észlelő kutaknál. Ez a vízadó folytonosan követhető Magyarországig. A Jošavski prekop és a Lendavai dombok közötti területen a felszínalatti víz áramlási iránya megfordul, és Magyarországról Szlovénia felé mutat. A kvarter üledékeket a feküben lévő tercier képződményektől rendszerint vastag agyag és agyagos-homok sorozatok választják el (Kralj, 1999).

A pliocén és a miocén korú üledékeket szén, márga, aleurites agyag, aleurit, homok és kavics alkotja, az utóbbi három, egyben potenciális víztartó réteg is. A kőzetté válás és a kompakció mértéke a mélységgel növekszik. A tercier vízadók féligátersztő természetűek, a beszivárgás főként azokra a területekre korlátozódik, ahol a permeábilis rétegek a felszínre kibújnak vagy a fedő kvarter vízadókkal kapcsolatban állnak. A zártabb, rétegvizes áramlási körülmények egyre meghatározóbbá válnak, amint a rétegek mélyülésének irányában tovább haladunk. A piezometrikus vízszintek nem folytonosak ezen vízadók között. A rétegsorban felfelé haladva a következő tercier vízadók különíthetők el: Špilje&Haloze, Lendava, Mura és Ptuj-Grad (korábban nem megnevezett) formációk.

A Ptuj-Grad formáció (pontusi-pliocén) hévízadójának alacsony ásványianyag tartalmú vize (Jelen & Rifelj, 2010) kisebb homok és kavics lencsékben található. Az alatta elhelyezkedő Mura formáció (pannon-pontusi) alsó részének hévízadó rétegeit jó permeabilitású, hidraulikailag egymáshoz kapcsolódó, hozzávetőlegesen 100 m effektív vastagságú homok és kavics lencsék alkotják, melyek keleti irányban kivastagodnak. A vízadó az egész Mura-Zala medencében elterjedt, azonban a Ljutomer törés hatása az itteni vízáramlásra nem tisztázott, de valószínűleg elhanyagolható. A Mura formáció alatt, a mintegy 1 km vastag Lendava formáció (pannon) települ. Ennek víztartó rétegei csupán néhány méter vastagságú cementált rétegek, amelyek főként másodlagos porozitással jellemezhetők. A Lendava formáció alatt lévő Špilje & Haloze (kápáti – alsó pannon) formáció bazális breccsája és a közételepült homokkőtestek porozitását repedezettségük biztosítja. A Lendava és a Špilje & Haloze formációk permeábilis rétegei gyakran elszigeteltek, amit a bennük talált olaj és gáztelepek is alátámasztanak. A formációk nem szolgáltatnak számottevő mennyiségű termálvizet. Ezek a tercier vízadók litológiai és tektonikai adottságok miatt gyakran a környezetüktől elszigetelten fordulnak elő. A bemutatott formációk turbidites víztartó rétegei tehát litológiai értelemben korlátozottak.

10

3. ábra Fő geotermális vízadók és fúrások ÉK Szlovéniában A tercier üledékek feküjét a mezozoós mészkövek és dolomitok maradványai és uralkodóan a különböző paleozoós metamorf kőzetek alkotják. A Radgona-Vas tektonikus fél-árok (Jelen et al., 2006) nagy ásványianyag tartalmú hévizes karbonátos vízadója a Rába törési zóna szűk zónájában DNY-ÉK irányban terül el a Szlovéniai Goricák, Radgona és a Goričko hegységek területén egészen Magyarországig. A Rad-2 és a TH-3/3a (Ausztria) fúrások, továbbá Szlovéniában a Kor-1gα/08, St-1, Peč-1, Dan-1, Pan-1 és Šal-2 fúrások harántolták a képződményt. A képződmény vastagsága kevesebb, mint 100 m. Kungota környékén eróziós maradványai a felszínre bukkannak, míg Radgona mellett 1,7 km mélyen található és Šalovci-nál eléri a 3,2 km mélységet. Magyarországon, a képződmény feltételezett mélysége eléri a 4 km-t (Lapanje et al., 2008). A képződmény porozitását a repedezettség és a vízvezető csatornák jelenléte határozza meg. A vízadó valószínűleg Magyarország felől, keletről a Dunántúli középhegység irányából utánpótlódik. A víz egy része a fedő tercier üledékekből való átszivárgásból is származhat. A tektonikus fél-árok DK-i részén izolált karbonátos tározók alakultak ki, melyeket normál törések tagolnak. Ezeket potenciális földgáz-tározó helyekként tartjuk számon (Pečarovci szerkezet) (Lapanje & Rman., 2009b). A törési zónákban és a közbeékelődő karbonátos lencsékben néhány repedezett paleozoós metamorf vízadót azonosítottak. Benedikt-nél a tercier kőzetek közvetlenül a metamorf képződményekre települnek (Kralj & Vršič, 2007). A Be-2/04 számú fúrás, valószínűleg a törési zónában elhelyezkedő mintegy 30 m vastag dolomitos márvány lencsékből származó vizet tárt fel. A kőzetek porozitása a törésekhez köthető, a kutak nagy hozammal jellemezhetők, azonban a termálvíz sok CO2 gázt tartalmaz. Maribor-nál a metamorf kőzetek repedezettek, azonban az utánpótlódásuk kicsi, ennélfogva a hozamuk és sokkal inkább a mért vízszintek a termelés évei során jelentősen csökkentek, és jelenleg nagyon alacsonyak.

11

5. A hidrosztratigráfiai egységek hidrogeológiai paraméterei

A fentiekben megadott modell-rétegek a legtöbb esetben az eltérő vízföldtani tulajdonságú hidrosztratigráfiai egységek határfelületei is. Az alaphegység feletti medencekitöltő üledékek, illetve az aljzat hidrosztratigráfiai egységeinek hidraulikai paramétereit néhány kúthidraulikai adat és szakértői becslés alapján felvett értékekkel lehet megadni, illetve esetenként rendelkezésekre állnak a feldolgozások, kisebb, vagy éppen nagy területekre vonatkozó regionális értékelések, esetenként modellezési eredmények is. A meglévő hidrogeológiai vonatkozású adatokat a T-JAM szakértői adatbázisában gyűjtöttük össze és az adatok újraértelmezésének eredményeit az alábbiakban közöljük. A reprezentatív fúrások hidrogeológiai adatatit a nyilvános adatbázis tartalmazza (www.t-jam.eu).

5.1 Magyarország A nagyobb folyóvölgyekben levő legfelső kvarter üledékek rendelkeznek a legmagasabb transzmisszivitással és vezetőképességgel. A transzmisszivitás értékek 100 és 2500 m2/d között változnak. A porozitás értéke szintén magas 0,1 és 0,35 közötti, míg az effektív porozitás 0,15 körüli. A harmadidőszaki kőzetek és üledékek porozitása, transzmisszivitása, szivárgási tényezője és anizotrópiai tényezője a képződmények korával csökken, és ez többé-kevésbé jól korrelál az eltemetődési mélységgel. A Zagyvai formáció transzmisszivitás értéke 100 és 500 m2/d, porozitása pedig 0,1-0,2 közötti (effektív porozitása 0,1 körüli). Az Újfalui formáció homokköveinek transzmisszivitása 50 és 500 m2/d között van, effektív porozitása 0,1 körüli. A mélyebben lévő lévő Szolnoki formáció transzmisszivitása 0.5 és 20 m2/d között van, míg az effektív porozitása 0,1 körüli. Az üledékgyűjtő medence aljzatát a mezozoós és paleozoós képződmények alkotják. A kréta és triász karbonátos kőzetek karsztosodottak, transzmisszivitásuk magas, 100-2000 m2/d közötti. Noha a paleozoós képződményeknek rendszerint alacsony a szivárgási tényezője, helyenként magasabb értékekkel is találkozhatunk mállott zónájuk, valamint a bennük lévő repedések és törések miatt. Néhány perspektivikus vízadó található a pretercier repedezett formációk között is.

A Magyarországon található kvarter, tercier, mezozoós és paleozoós hidrosztratigráfiai egységek hidrogeológiai paramétereit az 1. táblázat mutatja be. Az adatokat számos irodalmi hivatkozás és korábbi modellezési tanulmányok alapján állítottuk össze.

5.2 Szlovénia A szakértői T-JAM adatbázisban összegyűjtött adatok alapján összehasonlítottuk a különböző hidrogeológiai paramétereket, melyeket ábrákon is bemutatunk az alábbiakban. Az ábrák az összes porozitás, a magminták laboratóriumi horizontális és vertikális permeabilitása, a kúthidraulikai vizsgálatok szivárgási tényezőadatai, valamint a vízhőmérséklet és a vízhozam mélységgel való változását, és egymással való kapcsolatait mutatják be. A laboratóriumi mérések eredményei a pontos (kútfejhez viszonyított) mélységekre, míg a terepi mérések (Q, T, K) értékei a beszűrőzött szakaszok átlagos mélységére vonatkoznak.

Az összes porozitás a mélységgel csökkenést mutat (4. ábra), mely a kőzetek idősödésével együttjáró hosszabb cementációs és kompakciós folyamatok eredménye. A legnagyobb összes porozitás az agyagoknál található, míg a legmagasabb effektív porozitással a kvarter és a Mura formáció homokjai jellemezhetők. Mivel ezeknél a kőzetté válás mértéke gyenge, a laboratóriumi vizsgálatok nehezen kivitelezhetők, ezért gyakran csak az erőteljesebben litifikált részek paramétereit mérték, és ez a jellemzőnél alacsony értékek túlsúlyát mutatja.

12

Néhány repedezett karbonátos és metamorf magminta esetében magas másodlagos porozitást mértek, azonban ezek a kőzetek általában meglehetősen alacsony porozitással jellemezhetők.

4. ábra Az összes porozitás változása a mélység függvényében (326 mérés)

13

1 táblázat Hidrogeológiai egységek tulajdonságai Magyarországon

Hidrogeológiai és geotermális tulajdonságok Geológiai egységek Formáció típusa Hidraulikus és tárolási paraméterek Oldott-anyag transzport

paraméterek Hő-transzport

parameter

Formáció kora Formációk porózus (P), repedezett (F), kettős porozitás (DP), karszt (K), vízadó (AF), vízzáró (AT),

vízrekesztő (AC), telítetlen zóna (UZ)

Transzmisszivitás m2/d, felszínközeli,

nyílttükrű helyzetben

Transzmisszivitás m2/d, mállott, vagy karsztos zónában,

nyomás alatti helyzetben

Szivárgási tényező m/d

az üde zónákban

Transmissivitás (m2/d)

rétegvizeknél

Regionális anizotrópia

(Kh/Kv)

Porozitás Szabad

hézag-térfogat

Fajlagos tárolás (1/m)

Effectív porozitás

Longitudinális diszperzivitás

(m)

Hővezető képesség (W/m °C)

Vízi környezet üledékei P; AF-AT; UZ 10-2000 * * * 10 0,1-0,3 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8

Eolikus homok P; AF; UZ 25-250 * * * 10 0,1-0,2 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8 Holocén

Deluvial, proluvial sediments P; UZ * * * * * 0,15-0,35 * * 50-100-150 *

Folyóvizi alsóbb teraszok P; AF 100-2000 * * * 10 0,1-0,25 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8

Folyóvizi felsőbb teraszok P; AF; UZ (100-1000) * * * 10 0,1-0,25 0,15 50-100-150 1,5-1,8 Folyóvizi medenceüledékek,

felső P; AF-AT 100-2500 * * 100-2500 200-500-1000 * 1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,0

Folyóvizi medenceüledékek, alsó P; AF-AT 100-2500 * * 100-2500 200-500-1000 * 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,0

Eolikus homok P; AF; UZ 25-250 * * * * 0,1-0,2 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8

Eolikus homok P; (AF-AT); UZ 0,5-4 * * * (1)-10 0,25-0,45 * 0,25 50-100-150 1,2-1,5

Pleisztocén

Proluviális, deluviális üledékek P; UZ * * * * * 0,15-0,35 * * 50-100-150 *

Zagyvai, folyóvizi P; AF-AT 5-50 * * 100-500-(1000) 2000-5000 0,1-0,2 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Somló-Tihany Fm P; AF-AT 5-50 * * 100-500-(1000) 2000-5000 0,1-0,2 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Diási Kavics Fm. P; AF 10-200 * * 10-200 10-100 0,1-0,25 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Toronyi Lignit Fm P; AF-AT 5-50 * * 10-200 100-1000 0,1-0,25 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Kállai Kavics Fm P; AF 10-200 * * 10-200 10-100 0,1-0,25 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1 Újfalui Homokkő Fm., delta

síkság P; AF-AT 5-50 * * 100-500 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Felső-Pannóniai

Újfalui Homokkő Fm., delta front homok, homokkő P; AF-AT * * * 50-500 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Kisbéri Kavics Fm. P; AF * * * 10-200 10-100 * 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Algyő Fm P; AT-AC * * * 0,01-0,1 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1 Szolnoki Homokkő Fm (turbidit

homokkő) P; AF-AT * * * 0,5-20 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Száki Márgal Fm. P; AT-AC * * * 0,01-1 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Endrődi Márgal Fm P; AT-AC * * * 0,01-0,1 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Pannóniai

Békési Kavics Fm P; AF-AT * * * 5-200 10-100 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Kozárdi Fm P; AT-AC 0,5-5 * * 0,01-1 2000-5000 0,05-0,15 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Tinnyei Fm P; DP; K; AF-AT 50-1000 50-1000 0,05-0,1 * 10-100 1,0E-3-1,0E-4 0,03-0,1 50-100-150 2,2

Szarmata

Galgavölgyi Riolittufa Fm P; AC 0,5-5 0,5-5 * * 500 * * 50-100-150 1,5-2,1

14

Tinnyei-Dudlesz Kavics Fm P; AF-AT 10-200 10-200 * * 10-100 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Gyulafirátóti Fm P; AF-AT-AC 1-200 1-200 * 10-200 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Mátra Andezit Fm F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 (1)-10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,0-2,3

Rákos-Lajta Mészkő Fm DP; K; AF-AT * 50-1000 0,05-0,1 10-100 1,0E-3-1,0E-4 0,03-0,1 50-100-150 2,2

Hidasi Fm P; AF-AT-AC * 0,5-5-50 * 10-200 500 1,0E-4-1,0E-5 0,03-0,1 50-100-150 2,0-2,3 Bádeni

Szilágyi Agyagmárga Fm. P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Tekeresi Slír Fm P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Pécsszabolcsi Mészkő Fm DP; K; AF-AT * 50-1000 0,05-0,1 * 10-100 1,0E-4-1,0E-5 0,03-0,1 50-100-150 2,2 Kárpáti-Bádeni

Cserszegtomaji Fm P; AC * * * * * * * 50-100-150 *

Tari Dácit-tuff P; DP; AF-AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 10-100 * * 50-100-150 1,5-2,1

Budafai Fm P; AT-AC, (AF) * 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1 Kárpáti

Somlóvásárhelyi Fm P; AF-AT-AC 0,5-5-50 * 0,5-5-50 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Gyulakeszi Riolit-tuff P; DP; AF-AT-AC * 0,5-5 * 0,5-5-50 10-100 1,0E-5-1,0E-6 * 50-100-150 *

Szászvár Fm P; AF-AT-AC * * 0,5-5-50 500 1,0E-4-1,0E-5 0,05 50-100-150 1,5-2,1 Eggenburgi-Ottnangi

Mecseki Andezit Fm F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * (1)-10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,0-2,3

Szécsényi Slír Fm. P; AT-AC * * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1 Oligocén

Csatkai Kavics Fm P; DP; AF-AT-AC 50-1000 * 50-1000 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Padragi Márga Fm P; AT-AC 0,5-5 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 2,2

Vulkanit (E2-3) F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * (1)-10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,0-2,3

Szentlőrinci Fm P; DP; AF-AT-AC * 0,5-5-50 * 0,5-5-50 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Szőci Mészkő Fm. K; AF 100-2000 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Dorogi Fm P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 * 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2

Eocén

Gánti Fm P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 * 1,0E-5-1,0E-6 * 50-100-150 2,2

Ugodi Mészkő Fm. K; F; AF 100-2000 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Jákói_Polányi Márga Fm P; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2

Halimbai-Csehbányai-Ajkai Fm. P; (AF); AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2 Felső-Kréta

Szenon pelágikus márga P; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2

Júra-Kréta ofiolitos melanzs P; F; AT-AC * 0,5-5 0,005-0,01 * 1 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,5

pelágikus mészkövek F; (K); AF-AT * 50-250 0,05-0,1 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,4 Júra

kisfokú metamorfitok F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,5

Felső-Triász - Júra

Dachsteini-Kardosréti Mészkő Fm. K; (F); AF 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Triász-Júra kisfokú lejtő-medence metamorfitok F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,5

Kösseni Márga Fm P; DP; AT-AC 0,5-5 0,5-5 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150

Fődolomit (Hauptdolomite) Fm K; F; AF 100-2000 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 3,8

Felső-középső-Triász

Veszprémi Márga, Sándorhegyi Mészkő Fm. P; DP; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2

15

Aszófői, Iszkahegyi, Megyehegyi Fm. K; F; AF 100-1000 100-1000 0,05-0,1 * 100 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 3,5

Somi, Táskai, Igali Limestone Fm. K; F; AF * 100-1000 0,05-0,1 * 10 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Csopaki Márga Fm. P; DP; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2 Alsó-Triász

Buzsáki Fm P; DP; AT-AC * 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2

Vörös Homokkő Fm F; AF-AT 10-100 10-100 0,005-0,01 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2 Felső-Perm Sekélytengeri sziliciklasztos,

karbonátos F; DP; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,4

Also-perm Perm Granitoidok F; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,6

Büki karbonátok F; (K); AF-AT * 100-1000 0,05-0,1 * 50 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

kisfokú metamorfitok F; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,3

fillonit, milonit F; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,3 Pre-Perm, Paleozoós

Kőszárhegyi, Polgárdi, Litéri Fm F; K; AF-AT * 100-1000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

16

A permeabilitás három különböző típusú mérés alapján került összehasonlításra. A laboratóriumi horizontális és vertikális permeabilitás értéke a magmintákon ödométerrel történő mérésből származik, míg a terepi mérések különböző szivattyúzási és DST tesztekből származnak. A m/s - m2 értékek átváltása a 10-15m2=10-8 m/s egyenlőség alapján történt, a hőmérsékleti korrekció figyelembe vétele nélkül. A meglehetősen közepes víz hőmérsékletek miatt azt feltételezhetjük, hogy a víz sűrűségére vonatkozó korrekció nem befolyásolja a m/s - m2 átváltásból kapott permeabilitás értékek nagyságrendjét, ezért közvetlenül összevethetjük ezeket, mint azt a 4. és az 5. ábrák is bemutatják. A permeabilitás és a mélység között lognormális kapcsolat van, 1000-es redukciós faktorral. A laboratóriumi permeabilitás vizsgálatok a kvarter és Mura formáció vízadó rétegeinek gyengén litifikált magmintáinál a valóságosnál alacsonyabb értékeket eredményeztek, ugyanazon oknál fogva, mint azt, a porozitás esetében leírtuk. Az 5. ábrán látható nagy számú, nagyon alacsony porozitású minta egy potenciális gáztelep teszteléséből és a csapda tulajdonságainak meghatározásából származik. A legmegbízhatóbb permeabilitás értékek azokból a kúthidraulikai vizsgálatokból származnak, amelyeknél a szivárgási tényezőt is meghatározták.

5. ábra Permeabilitás változása a mélység függvényében (460 mérés)

17

6. ábra Laboratóriumi vertikális és horizontális permeabilitás aránya a tercier kőzetekben (23 mérés) A 6. ábrán látható, hogy a horizontális és a vertikális permeabilitás empirikus hányadosa, (anizotrópia tényező) a Spilje és Haloze formációk homokkő és márga rétegeiben 1 és 50 között változik. Ebből arra következtetünk, hogy a vertikélis permeábilitás kisebb, mint a horizontális. A kisszámú mérés és a kőzetek nagyfokú heterogenitása miatt ez azonban nem általánosítható. Feltételezésünk szerint különböző formációk homokköves víztartó mintáinak további mérése alapján az anizotrópia értékemég magasabb lenne. Ennek következtében a felszínalatti vízáramlás inkább a rétegzéssel párhuzamos. A függőleges irányú áramlás a környezeténél magasabb hidrosztatikus nyomású területekre korlátozódik és szivárgás formájában jelenik meg, valamint a törések és repedések környezetében, ahol a másodlagos porozitás segíti elő a víz függőleges feláramlását.

18

7. ábra A különböző formációk hidraulikai vezetőképességeinek statisztikai paraméterei (99 mérés) A 7. ábrán látható, hogy a szivárgási tényező statisztikai mutatói csökkenő tendenciát mutatnak a képződmények korával (ez rendszerint megfeleltethető a betemetési mélységnek). A minimum és a maximum értékek nagyon változatosak, részben a különböző vizsgálati célkitűzéseknek tudhatóan (a víztartó, avagy a vízzáró rétegekre vonatkozó kutatások), azonban a medián értékek egyértelműen tükrözik a csökkenő tendenciát. Szintén jól látható, hogy a mérések számának (fekete vonal) növekedése csökkenti a szélső értékek hatását. Ez a Mura és a Lendava formációk példáján mutatható be leginkább, ahol az utóbbi esetében magasabb a szivárgási tényezők mediánja. A valóságban azonban a a Mura formáció sokkal permeábilisabb és nagyobb vízhozamok jellemzik, mint a Lendava formációt.

Leginkább a kvarter üledékek és a Mura formáció esetében ismertek magas pillanatnyi vízhozamok. Helyenként szintén magas vízhozamok adódnak a töredezett karbonát képződmények esetében, míg más formációk legalább egy nagyságrenddel alacsonyabb hozamokat mutatnak (8. ábra).

A 9. ábrán a geotermikus rendszerre vonatkozó további információ látható. A kútfejnél mért hőmérséklet mélységgel való változását vizsgálva majdnem lineáris növekedést tapasztalunk az átlagos beszűrőzött mélységgel. Ez valószínűleg az itteni geotermális rendszer típusából adódik, ami döntően konduktív, hiszen konvekciós cellák csak ritkán azonosíthatók Szlovéniában (pl. Benediktnél).

19

8. ábra Maximális pillanatnyi hozam változása a mélység függvényében (345 mérés)

9. ábra Kútfejnél mért hőmérséklet változása a mélység függvényében (231 mérés)

A bemutatott kutatási eredmények alapján elkészítettük a Mura-Zala medence formációinak főbb jellemző hidrogeológiai tulajdonságait bemutató táblázatot (2. táblázat). A hidrogeológiai tulajdonságok mellett a vízadó folytonosságának és térbeni elterjedésének az ismerete is fontos. A Mura formációban Termál 1 (Kralj & Kralj, 2000b) néven is ismert geotermális vízadó kutatása és regionális lehatárolása 1989-1991 között készült el, az Mt-6, Sob-1, Sob-2, T-1, T-2, T-3 és T-4 kutak vizsgálatával. A vizsgálatok során a porozitás mélységgel való csökkenése mellett a TDS növekedése volt tapasztalható. A területen az

20

ásványianyag tartalmat elsősorban a repedezett területekhez kapcsolódó oldott CO2 gáz mennyisége határozza meg, míg a mélység jelentősége kisebb annak alakulásában (Kralj, 1980). A regionális hidraulikai kapcsolatot a Sob-1, Sob-2 és a V-66 kutak között a nem-termelő, inaktív V-66 kút nyomás csökkenése bizonyítja, mely meghaladta a 70 mbar (1989/90), illetve 40 mbar (1990/91) értékeket a téli évszakban (Kralj, 1991). Az interferencia a Mura formáció vízadóját elérő más kutaknál is észrevehető volt: a Pt-18, Pt-20 és Pt-74; Le-1g és Le-2g; Le-2g és Le-3g; Sob-1 és Sob-2; Mt-6 és Mt-7; Do-1 és Do-3g kutaknál. (Rman et al., 2008b). A határon átnyúló áramlási rendszert érintő hatásokat korábban nem vizsgálták, de ezek várhatók Szlovénia és Magyarország határán is.

2. táblázat A Mura-Zala medence formációinak főbb jellemző hidrogeológiai tulajdonságai

Formáció, vagy képződmény neve

A vízadóréteg átlagos

vastagsága (m)

Effektív porozitás

Hidraulikus vezetőképesség

(m/s) Negyedidőszaki Mura kavics ~. 15 0.15 10-3 to 10-4

Q-Pl kavics ~. 60 0.15 10-3 to 10-4 Ptuj-Grad formáció néhányszor 10 <0.1 10-5 to 10-6

Mura formáció < 100 <0.2 10-5 to 10-6 Lendava formáció néhányszor 10 <0.1 10-5 to 10-7

Špilje&Haloze formáció néhányszor 10 <0.1 10-6 to 10-9 Mesozoós karbonátok < 100 <0.1 10-4 to 10-6

Paleozoós metamorfitok Ismeretlen, sekély

szubvertikális törés-zóna

<0.01 ismeretlen

A különböző formációk vízadói közötti természetes hidraulikai kapcsolat nem bizonyított ezidáig, és ez a vízadók közötti meglehetősen vastag agyag és agyagkő betelepülések következtében kevéssé valószínű. Valószínűleg azokra a területekre korlátozódik a kapcsolat, ahol a permeábilis rétegek közvetlen kapcsolatban állnak egymással, vagy ahol a törési zónákban a permeabilisabb, vízvezető csatornák határozzák meg az áramlás irányát. Mivel számos kút esetében több vízadó képződményt is összekapcsoltak, úgy véljük, hogy a képződmények között mesterséges hidraulikai kapcsolatok egy kúton belül is létezhetnek (Sob-1, Sob-2, Fi-14, Le-1g, Mo-2g, Pt-20, Ve-2, Ve-3) (Žlebnik et al., 1988; Rman et al. 2008b).

A hévízadók és geotermikus rezervoárok változásaival több szerző is foglalkozott már (Kralj, 1992; Kralj & Kralj, 2000a; Kralj, 2001; Pezdič, 2003, Rman et al. 2008b). Murska Sobota, Sob-1 és Sob-2 kútjainál problémát okoz a magas gáz tartalom és a preriodikus kitörések sora, (Kralj et al., 1998), az alacsonyabb transzmisszivitás és a megváltozott vízkémia. Radenci esetében idősebb meteorikus vizek beáramlását az ásványvíz-termelő területekre az oxigén és szulfát izotóp adatok igazolták (Pezdič, 2003). A legutóbbi regionális kutatás (Rman, 2008b) kimutatta a folyamatos vízszint csökkenést (Mt-1, Mt-4, Mt-5, Mt-6…), melynek következtében a túlfolyó kutakat szivattyús rendszerrel kellett kiváltani (Pt-20, Pt-74, Le-1g, Ve-3, Sob-1, Sob-2). Másutt a vízszint-csökkenések miatt ugyanazon szükséges víz mennyiség kitermeléséhez a szivattyút mélyebbre kellett helyezni (Mt-6, Ve-2, P-3). Ahol új kutakat fúrtak, (Mo-2g) a régi kutak (Mo-1) termelése csökken és a kutak között interferencia (Moravske Toplice) tapasztalható (Rman et al. 2008b).

21

6. Következtetések

A hidrogeológiai adatok áttekintése nyilvánvalóvá tette, hogy a kőzetek és üledékek hidrogeológiai jellegeire vonatkozó néhány törvényszerűség a Mura-Zala medence egészére alkalmazható, a T-JAM projektben résztvevő mindkét ország esetében. A hévízadók és geotermikus rezervoárok fő hidrogeológiai paraméterei, mint például a porozitás, transzmisszivitás és szivárgási tényező gyakran csökken a formáció korával, ami egyúttal jól megfeletethető a betemetési mélységnek, a litifikáció és a cementáció mértékének.

ÉK-Szlovénia és DNy-Magyarország hévízhasznosítással legnagyobb mértékben érintett részén sikerült azonosítanunk a potenciális, határon átnyúló geotermális vízadókat, azok vízföldtani jellemzőinek összevetésével. A tercier rétegvízadók közül a legmélyebb helyzetben lévő vízadók a valószínűleg stagnáló, fosszilis vizet tartalmaznak (miocén és alsó -pannóniai formációk a magyar oldalon, a Špilje & Haloze formáció a szlovén oldalon). A fölöttük elhelyezkedő Szolnok és Lendava formációk helyenként lehetséges, hogy egy aktív regionális áramlási rendszer részét képezik, de sokkal valószínűbb, hogy ezek is meglehetősen elszigeteltek (amit a Petišovci – Dolinai és a zalai olaj és gázmezők is bizonyítanak). Mély regionális felszínalatti vízáramlás valószínűleg az Újfalu és Mura formációkban alakult ki, melyek a T-JAM projekt régiójának legjobb és leginkább hasznosított geotermális vízadói. A fölötte lévő Zagyva és Ptuj-Grad formációk az intermedier áramlási rendszer részét képezik, mélyebb részeiken termálvizet, míg a sekélyebb részeken ivó- és ipari hasznosítású vizet adva. Nagy valószínűséggel hidraulikai kapcsolatban vannak az Újfalu/Mura formációval és így annak utánpótlódásában szerepet játszanak. A legfelső (sekély) kvarter vízadó az egész kutatási területen elterjedt, elterjedése nagy valószínűségben folytonos.

A T-JAM project keertében ezidáig végzett hidrogeológiai kutatások alapján meghatározott potenciális tercier geotermális vízadók az alábbiak:

- Kvarter vízadójk - Zagyva / Ptuj-Grad formációk vízadói - Újfalu / Mura formációk vízadói - Szolnok / Lendava formációk vízadói

A folyamatban lévő numerikus áramlási modellezés segíteni fog a tercier geotermikus rezervoárok áramlási (és stagnáló) rendszerei közötti kapcsolatok jobb megértésében és mennyiségi értékének meghatározásában. Mindez megfelelő szakmailag alátámasztott alapját képezheti a közös szlovén-magyar hévízgazdálkodásnak.

22

7. Hivatkozások

Cserny Tibor, Gál Nóra, Jocháné Edelényi Emőke, Jordán Győző, Rotárné Szalkai Ágnes, Tóth György, Viszkok János: 2009.: Déli-Bakony - Zalai-medence regionális hidrogeológiai modell és felszín alatti áramlás szimuláció, Karsztvíz kutatási projekt, ZÁRÓJELENTÉS, (Hantken Miksa Alapítvány kutatócsoportja)

Jelen, B., Rifelj, H., Bavec, M. & Rajver, D. 2006: Opredelitev dosedanjega konceptualnega geološkega modela Murske depresije. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Jelen, B. & Rifelj, H. 2010: Litostratigrafska karta za območje T-JAM projekta, severovzhodna Slovenija, verzija 1. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Jocháné Edelényi E, Horváth I., Jordán Gy., Muráti J., Tóth Gy. 2005.: A fürdőfejlesztésekkel kapcsolatban a hazai termálvízkészlet fenntartható hasznosításáról és a használt víz kezeléséről szóló hidrogeológiai kutatás MÁFI munkái, Zárójelentés, (készült a Gazdasági és Közlekedési Minisztérium megbízásából, a Vituki-MAFI-AQUAPROFIT konzorcium kivitelezésében)

Kralj, P. 1980: Termomineralni vodonosnik Termal I. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Kralj, P. 1991: Interno poročilo o meritvah tlakov na vrtini V-66 v Petanjcih. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Kralj, P. 1992: Geotermalna energija v republiki Sloveniji. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Kralj, P. 1999: Geotermalni viri v Sloveniji: njihov potencial in izraba (Geothermal resources in Slovenia: their potential and use). Direct utilization of geothermal energy: International geothermal days, Oregon, USA.

Kralj, P. 2001: Das Thermalwasser-System des Mur-Beckens in Nordost-Slowenien. V Mitteilungen zur Ingenieurgeologie und Hydrogeologie, 81. Aachen : Lehrstuhl für Ingenieurgeologie und Hydrogeologie der RWTH, 82 str.

Kralj, P. 2004: Trace elements in medium-temperature (40-80C) thermal waters from the Mura basin (North-Eastern Slovenia). – Environmental Geology, Vol.46, 622-629.

Kralj, P. & Kralj, Po. 2000a: Overexploitation of geothermal wells in Murska Sobota, northeastern Slovenia. Proceedings World Geothermal Congress, Japan, May-June 2000.

Kralj, P. & Kralj, Po. 2000b: Thermal and mineral waters in north-eastern Slovenia. Environmental Geologija, 39/5, 488-500.

Kralj, P., Kralj, P., Bizjak, M., Medić, M. & Marinko, M. 1998: Lastnosti termalne vode v geotermalnem sistemu Termal I v Prekmurju, III.faza; Letno poročilo za leto 1998. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Kralj, P. & Vršič, S. 2007: Benedikt Geothermal Heating System, Stage I. Proceeding

European Geothermal Congress 2007, 30 May-1 June, Germany.

Krivic, J. 2009: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (Goričko, Murska kotlina - podnaloga 3c: Dobrovnik-Dolga vas). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

23

Lapanje, A. 2007: Nekaj pojasnil k pripombam dr. Polone Kralj na članek "Izvor in kemijska sestava termalnih in termomineralnih vod v Sloveniji", (Geologija 49/2, 2006). Geologija 50/1, 215-220, Ljubljana.

Lapanje, A. & Rman. N. 2008: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 2c: Radgonsko-Vaški tektonski poljarek). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Lapanje, A., Rman, N., Matoz, T., Herič, J., Mali, N., Mozetič, S., Ferjan, T. & Urbanc, J.

2009a: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 3a:

(pliocensko-miocenski mešani hladno-geotermalni vodonosnik). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Lapanje, A. & Rman, N. 2009b: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 3b: Radgonsko-Vaški tektonski poljarek). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Matoz, T., Prestor, J., Hoetzl, M., Herič, J., Rikanović, R. & Pontelli, N. 2002: Poročilo o izdelavi raziskovalno - kaptažne vrtine Vid-1/02 v občini Grad. Ljubljana: Geološki zavod Ljubljana.

Mioč, P. & Marković, S. 1998: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, list Čakovec. Savezni geološki zavod, Beograd.

Pezdič, J. 1991: Izotopi v termo-mineralnih vodnih sistemih. – Doktorska disertacija, Univerza v Ljubljani, FNT Montanistika, 157 str., Ljubljana.

Pezdič, J. 2003: Origin and migration of gases in the Pannonian sedimentary basin. Proceedings of ICGG7, 47-49.

Pezdič, J., Vižintin, G., Gerič, N. & Verbovšek, T. 2006: Depend[e]nce between exploitation, recharge and pollution sensitivity of the deep aquifers: case study in Pomurje, Slovenia. GIRE3D'2006, Marrakech, 23-25 Mai, 2006, 6 str.

Rman, N. 2007: Numerical simulation of low temperature geothermal system in Mura - Zala sedimentary basin, Pannonian Basin, north east Slovenia. Workshop handbook, 29th New Zealand Geothermal Workshop & New Zealand Geothermal Association Seminar 2007, Auckland.

Rman, N. & Lapanje, A. 2008a: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 2b: izraba vode). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Rman, N., Lapanje, A., Prestor, J., Mozetič, S., Matoz, T. & Strojan, M. 2008b: Poročilo o tehničnem pregledu termalnih vrtin v severovzhodni Sloveniji za potrebe izdaje koncesij za uporabo termalne vode. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

Tóth, Gy. 2009.: Belgrade, XL Groundwater model of the Pannonian basin and its use for transboundary consultations, TAIEX Workshop on Groundwater modeling INFRA 32389,; 25-27 May 2009 organised in co-operation with the Ministry of Environment and Spatial planning

Žlebnik, L. 1978: Terciarni vodonosniki v Slovenskih goricah in na Goričkem. Geologija, 21, 311-324.

Žlebnik, L. & Verbovšek, R. 1988: Poročilo o raziskavah geotermalne energije v SR Sloveniji v obdobju 1986-1988. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.