SZEGEDI TUDOMÁNYEGYETEM

SZEGED 2011

DIPLOMAMUNKA

NEMES ISTVÁN

SZEGEDI TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI ÉS INFORMATIKAI KAR

ÁSVÁNYTANI, GEOKÉMIAI ÉS KŐZETTANI TANSZÉK

SZEGED 2011

Aquifer paraméterek meghatározása kúttesztek alapján Szentes térségében

DIPLOMAMUNKA

Készítette:

Nemes István

Témavezető:

Dr. Szanyi János

földtudomány MSc szakos hallgató

címzetes egyetemi docens

3

Tartalomjegyzék

TARTALMI ÖSSZEFOGLALÓ .....................................................................................................................5

1. PROLÓGUS ........................................................................................................................................6

2. ÁRPÁD-AGRÁR ZRT. .........................................................................................................................9

3. SZENTES FÖLDTANA ....................................................................................................................... 10

3.1. Paleozoikum éra ...................................................................................................................... 10

3.2. Mezozoikum éra ..................................................................................................................... 13

3.3. Harmadidőszak ....................................................................................................................... 18

3.3.1. Paleogén .......................................................................................................................... 18

3.3.2. Neogén ............................................................................................................................ 20

3.3.2.1. Miocén kor ........................................................................................... 20

3.3.2.2. Pannóniai emelet (felső-miocén, alsó-pliocén) .................................... 22

3.3.2.3. Negyedidőszak ..................................................................................... 33

4. SZENTES HIDROGEOLÓGIAI ÉS GEOTERMIKUS ADOTTSÁGAI .......................................................... 37

4.1. Az áramlási rendszer ............................................................................................................... 38

4.2. Geotermikus adottságok ......................................................................................................... 44

5. ALKALMAZOTT SZOFTVEREK ......................................................................................................... 47

5.1. SPSS ver. 16.0 ........................................................................................................................ 47

5.2. AquiferTest ver. 3.5 ................................................................................................................ 48

6. KIÉRTÉKELÉSI ELJÁRÁSOK ............................................................................................................. 51

6.1. Theis metódus (1935) ............................................................................................................. 53

6.2. Cooper-Jacob metódus (1946) ................................................................................................ 59

6.3. Hantush-Jacob metódus (1955) .............................................................................................. 60

6.4. Theis-féle visszatöltődés (1935) ............................................................................................. 62

6.5. Cooper-Jacob lépcsős teszt ..................................................................................................... 63

6.6. Theis lépcsős teszt .................................................................................................................. 64

7. KÚTADATOK ÉS STATISZTIKAI VIZSGÁLATUK ................................................................................ 65

7.1. Rángatásos és lépcsős kútvizsgálat ......................................................................................... 66

7.2. VII/3 (termelő) kút adatainak vizsgálata ................................................................................ 68

7.3. V/2 (megfigyelő) kút adatainak vizsgálata ............................................................................. 68

4

8. Az adatok kiértékelése .................................................................................................................... 79

9. Konklúzió ....................................................................................................................................... 86

IRODALOMJEGYZÉK .............................................................................................................................. 89

JELMAGYARÁZAT .................................................................................................................................. 95

KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS ....................................................................................................................... 96

5

Tartalmi összefoglaló

A szentesi Árpád-Agrár Zrt. Magyarország legnagyobb mezőgazdasági célú

hévíztermelő rendszerét birtokolja. A közel fél évszázada működő rendszer

felülvizsgálata, adatok kinyerése esszenciális feladat és egyben lehetőség is a hosszú

távú kitermelés hatásainak vizsgálatára.

Az első fejezetekben a földtani, hidrogeológiai, geotermikus viszonyok kerülnek

bemutatásra, majd az alkalmazott programok és módszerek áttekintése következik.

A Nemzeti Technológiai Program keretein belül valósult meg a felső-pannóniai

rétegekben szűrőzött kutak geofizikai és termeléses (szivattyús) kúttesztekkel

kivitelezett vizsgálata. A több hónapig tartó mérések adathalmazából jelen

diplomamunka egy termelő és egy megfigyelő kút közötti kapcsolatot vizsgálja.

Célom a mélységi szondák által mért nyomás és hőmérséklet értékek

feldolgozása, azok megfelelő kezelése, szűrése után.

Az adatokat két nagy vizsgálati eljáráscsoportnak vetettem alá. Először SPSS

statisztikai program segítségével leíró statisztikai értékeket, geotermikus gradienst,

nyomás-hőmérséklet korrelációt, később erre regressziót számítottam.

A kapott eredmények a vártnak megfeleltek, szakirodalmi összehasonlítások

alapján helytállóak.

Második lépésben AquiferTest szoftver segítségével különböző matematikai

metódusok felhasználásával (Theis-, Cooper-Jacob, Hantush-Jacob-módszerek, és ezek

több változata) a mért leszívás és visszatöltődési görbék alapján transzmisszivitás,

tárolási és szivárgási tényező értékeket határoztam meg. A kapott eredmények jól

összeilleszthetőek az ismert földtani képpel és a korábbi felülvizsgálatok

eredményeivel.

A kapott eredményekből permeabilitás és fajlagos tárolási tényező értékeket is

számoltam a gyakorlati alkalmazás megkönnyítése céljából.

Próbáltam elméletet kialakítani a két kút kommunikációjának extrém

viszonyaira, melyeket további vizsgálatok, ill. összehasonlítások alapján lehetne

alátámasztani.

Kulcsszavak: transzmisszivitás, tárolási tényező, szivárgási tényező, Szentes, AquiferTest

1. Prológus

„A természetben egyetlen működés sem ok nélkül való; értsd meg az okot, és nem lesz

szükséged a tapasztalatra.” – Leonardo da Vinci

Jelen diplomamunka témaválasztásánál több tényező is közrejátszott. Elsősorban

a víznek, mint földtani közegnek, nyersanyagnak és erőforrásnak mélyebb megismerése

vezetett a földtudományok e területére.

A tudományos világot már az ókor óta, az első filozófusok, polihisztorok

megszületése óta foglalkoztatja, nyűgözi le a víz, annak fizikai, kémiai, biológiai,

geológiai hatásai, szerepe a természet komplex, többszintes körforgásában.

Megismerésének, tudományos szintű vizsgálatának történelme az ókori

görögökig nyúlik vissza, Thálész, Platón és Arisztotelész voltak az elsők, akik

tanulmányozták, és próbáltál a matematika és logika szabályinak megfelelően leírni ezt

a közeget. A hidrológia, mint önálló tudomány Perrault 1674-es szajnai tanulmányának

megjelenése óta létezik (MARTON, 2009).

A XX. század eleje óta a hidrológia, hidrogeológia fejlődési üteme felgyorsult,

melyben nagy szerepe volt a kőolajkutatás és kitermelés robbanásszerű elterjedésének,

és az abban érdekelt befektetők jelentős anyagi hozzájárulásának.

Magyarországon a hazai kőolaj- és földgázkutatás második világháború utáni

kiterjesztése rendkívül hasznosnak bizonyult a hazai termálvízkészletek

megismerésében, térképezésében. A rendkívül dinamikusan fejlődő szénhidrogén-

földtan eredményei, modelljei kiválóan alkalmazhatóak hidrogeológiai modellek

esetében is, és vica versa, így a két tudományterület egymással párhuzamosan, egymást

kiegészítve fejlődhetett és fejlődhet.

Az ország területén, különösen az Alföldön mélyített több ezer kutatófúrás

nemzetközi viszonylatban is a kiválóan megkutatott térségek közé emelte a magyar

síkságot. A néhány évtizeddel ezelőtt még gazdaságilag nem jelentős hévizeket érő

fúrólyukak közül sokat visszacementeztek, mivel a szénhidrogének voltak a kutatások

fő céljai.

Napjainkra Magyarország egyik legjelentősebb potenciáljává váltak ezek a

meleg víz készletek, és az Alföld egyre átfogóbb hidrogeológiai képet nyújtó vizsgálatai

alapján kimutathatóvá vált, hogy az ország kiemelkedő hidrológiai és geotermikus

adottságokkal rendelkezik.

7

A felszín alatti vizek kitermelése és hasznosítása nemzetközi szinten egyre

inkább a figyelem középpontjába kerül, mivel a klímaváltozás, a népességnövekedés, a

népességvándorlás, a környezetvédelem pozitív irányú megerősödése megköveteli,

hogy minél pontosabb képet adjon a tudományos világ a döntéshozók kezébe, és így

felelős politikai, gazdasági határozatok születhessenek.

A fenti célok eléréséhez a jelenleg meglévő kitermelési pontok tudományosan

megalapozott, megtervezett monitorozása, vizsgálata elengedhetetlen. Ez képezi az

alapját a jövőbeni újabb kutak és a már meglévők hatásfokának maximalizálására, minél

gazdaságosabb és környezetvédelmileg fenntarthatóbb üzemeltetésére.

Az ebben a diplomamunkában bemutatott szentesi terület, és az onnan kinyert

adatok kiemelkedő jelentőséggel bírnak, mivel közel 50 éve zajlik termelés a régióban

és ez lehetőséget nyújt az összehasonlító értelmezésre.

A víztermelő kutakban végzett szivattyú- vagy termeltetési tesztek által

szolgáltatott adatok lehetővé teszik az adott vízadó testek heterogenitásának mind

pontosabb megismerését, földtani, hidrogeológiai, szedimentológiai szempontból is.

A dolgozat első fejezetei a vizsgált terület bemutatását, az alkalmazott

geostatisztikai, geomatematikai módszerek elméleti hátterének bemutatását célozzák

meg, rámutatva az előbbi esetében a földtani háttér mind pontosabb megismerésére,

utóbbi esetében a különböző módszerek közötti különbségekre, hasonlóságokra, pozitív

és negatív tulajdonságokra.

A szoftveres adatfeldolgozás, modellkészítést megelőzi egy az adatok feltáró,

azokat szűrő geostatisztikai vizsgálat, mellyel a belső struktúra felfedhető,

összefüggések és a háttérben álló geológiai folyamatok előzetesen kimutathatóak.

Az így kapott adathalmazt feldolgozva a munka szeretné bemutatni a

víztermelés különböző hatásait, azok idő- és térbeli eloszlását. Az egyes kutak egymásra

hatását, távolhatását, a visszaállási idők alakulását, a mérési eredményekből

meghatározható hidrogeológiai, üledékföldtani paraméterek egzakt numerikus értékeit.

A különböző modellek alapján számított értékeket összehasonlítani az adott

tározóra jellemző értékekkel, a szakirodalomban eddig publikált eredményekkel.

Ezek alapján következtetéseket lehet levonni az adott tározó viselkedéséről a

termelés megkezdése óta, annak változásairól, illetve pontosíthatóvá válnak az eddigi

ismeretek.

A pontosabb adatok, a földtani háttér pontosabb megismerése lehetővé teszi a

termelés optimalizálását és információkat szolgáltat esetleges további kutak mélyítése

8

esetére, illetve esetleges környezetvédelmi krízishelyzetek hatékony kezelésében is

elengedhetetlen jelentőséggel bír.

9

2. Az Árpád-Agrár Zrt.

„Haszonkeresés nélkül semmi sem történik a világon, ne is kívánjuk az emberektől érdekeikkel ellentétes dolgokat, de nem olyan alacsony vágy ez, csak adjunk neki józan

irányt, fordítsuk nemes célra.” – Széchenyi István

Szentes a Közép-Alföld déli részén, Csongrád megye északi harmadában 46°39'

É, 20°15' K WGS-84 koordináták alatt található 30 ezer lakossal rendelkező település

(1. melléklet), tengerszint feletti magassága átlagosan 78 m (mBf). A Tiszántúl nyugati

részén, közvetlenül a Tisza folyó mentén fekszik, tájföldrajzilag a Nagyalföld

nagytájunk, Alsó-Tisza síkság középtájának Csongrád-Szegedi ártér kistáji beosztásába

tartozik (KARÁTSON, 2002).

Az Árpád-Agrár Zrt. jogelődje a 1960-ban alapított Szentesi Árpád

Zöldségtermelő Szövetkezet volt. A szövetkezet többszöri átalakulás, egyesülés és

cégfelvásárlás során 1999 szeptemberében alakult át részvénytársasággá (NAGYGÁL J.,

írásbeli közlés).

A mezőgazdasági termelés szinte minden ága megtalálható a palettán,

palántanevelés, takarmány előállítás, szarvasmarha tenyésztés, bortermelés,

baromfinevelésen, üvegházas és fóliasátras növénytermesztésig. Termálvízfűtésre

alapozott kertészetük nemzetközileg elismert, és a világ egyik legnagyobb kizárólag

geotermikusan fűtött komplexuma. A szükséges hőmérsékletet 20 db átlagosan 2000

méter mély termálkút biztosítja 30 hektár üvegház, 30 hektár fűtött fólia, valamint

állattenyésztő telepek, gabonaszárító és szociális épületek számára, az éves energia

felhasználás átlagosan 550 GJ (NAGYGÁL J. írásbeli közlés; BARCZA et al. 2010).

Az üvegházakban korszerű talaj nélküli, csepegtetőöntözéses, leginkább

zöldpaprika-, paradicsom- és uborkatermesztés folyik, és bevezetésre került az Integrált

Növényvédelmi Technológia, amely vegyszermentes kártevők elleni védelmet nyújt

(NAGYGÁL J., írásbeli közlés).

Szentesen az első termálkutat 1958-ban helyezték üzembe (szentesi kórház), ma

összesen 32 üzemel a településen és környékén, melyek közül 20 termel 60°C-nál, 12

pedig 90°C-nál melegebb vizet, és 20 db van a részvénytársaság tulajdonában (SZANYI

& KOVÁCS, 2010) (1. ábra).

10

1. ábra – A magyarországi mezőgazdasági célú termálkutak kifolyó hőmérséklet szerinti eloszlása

(Forrás: http://www.kvvm.hu/szakmai/karmentes/kiadvanyok/fav/tvkm/tvkm04.htm)

A későbbiekben vizsgálataink tárgyát képező kútcsoportokat az OKGT

mélyítette (Országos Kőolaj- és Gázipari Tröszt) 1978 és 1980 között. Az ún. Új

Üvegház telep 7 kútját 3 csoportban mélyítették, a VI-os kútcsoportba 2db, az V-ösbe 2

db, a VII-be 3 db kút tartozik. A 7 db kút vizét egy hőközpontban gyűjtik össze és első

lépcsőben üvegházak légtér és talaj fűtésére alkalmazzák, második lépcsőben pedig a

csökkent hőmérsékletű vizet fóliasátrak temperálására (NAGYISTÓK, 1984) (2. ábra).

2. ábra – Mezőgazdasági célú létesített termálkutak száma Magyarországon (UNKNÉ, 2007)

A termelés csúcsán évi 6,5 millió m3-t vettek ki, de ez a mennyiség 2010-re 5,7

millió m3-re mérséklődött. Nagy problémát jelent azonban, hogy egyáltalán nincs

visszasajtolás, a kitermelt és lehűlt vizet a közeli Kurca nevű vízfolyásba engedik, és két

egyenként 40 ill. 100 hektár felületű tóban helyezik el, melyek körül mára komplett

ökoszisztéma alakult ki (SZANYI & KOVÁCS, 2010).

A jelenlegi átfogó geofizikai és hidrogeológiai vizsgálatok, a Jedlik-projekt

részeként, a Nemzeti Technológiai Program keretében jöhettek létre, együttműködve az

11

Árpád-Agrár Zrt.-vel és a Geo-Log Kft.-vel, akik a vizsgálatokat végezték (KÓBOR &

MEDGYES, 2008).

A Jedlik-projekt fő célja a dél-alföldi termálvagyon fenntartható, gazdaságos

kiaknázásnak tervezése, lehetőségeinek kutatása és a megvalósíthatóság vizsgálata. A

projektet az a tény hívta életre, hogy Magyarország összes felszín alatti vizeinek

energiatartalma 4,7 millió PJ, melyből 250–350 PJ lenne fenntarthatóan hasznosítható,

de jelenleg mindössze 3,1 PJ kerül felhasználásra (KÓBOR & MEDGYES, 2008).

12

3. Szentes földtana

„Itt a lábunk alatt terjed el, hegyek koszorújával övezve az Alföld rónasága. A nehézség

ezt lesimítván, kedve szerint formálta felületét. Vajon milyen alakot adott neki? Micsoda

hegyeket temetett el és mélységeket töltött ki lazább anyaggal, amíg létrejött ez az

aranykalászokat termő, magyar nemzetet éltető róna? Amíg rajta járok, amíg kenyerét

eszem, erre szeretnék még megfelelni” – Eötvös Lóránd, a Magyar Tudományos

Akadémia 1901. május 12-i közgyűlésen elhangzott szavai

Egy adott földrajzi terület földtani tulajdonságainak megértéséhez

elengedhetetlen annak szerkezeti-tektonikai, ősföldrajzi, és üledékföldtani

fejlődéstörténetének feldolgozása és megértése, melyekhez nagy segítséget nyújt a

paleontológia, paleobotanika, geofizika és szekvenciasztratigráfia.

Ebben a fejezetben Szentes város mai területére fókuszálva vázolom fel a

Kárpát-medence fejlődéstörténetét a paleozoikumtól a holocén felé haladva. a vizsgálati

területre koncentrálva, a diplomamunkában kiemelt jelentőséggel bíró korokra nagyobb

hangsúlyt fektetve. Azonban véleményem szerint, ahhoz, hogy egy adott kor eseményeit

átláthassuk, ha csak vázlatosan is, de át kell tekinteni az azt megelőző korok fontosabb

fejlődéstörténeti állomásait is. A földtani megismerés alapvető fontossággal bír a vízadó

rétegek kijelölésében, kutatásában.

Szentes területe geológiai értelemben a Tiszai nagyszerkezeti egység Villányi-

Bihari alegységén, alpi övén helyezkedik el, a Makó-Hódmezővásárhelyi árok

környezetében (2. melléklet).

A Tiszai nagyszerkezeti egységet a Közép-magyarországi-vonal választja el

északi szomszédjától a Pelsói-egységtől, vagy másnéven az ALCAPA-egységtől.

A földtani háttér bemutatása az ide vonatkozó szakirodalom tanulmányozása

után történt, azok alapján történik. A dolgozatnak sem célja, sem feladata ezen

irodalmakat bírálni, értékelni, egy logikus és érthető kép alkotása a cél.

3.1. Paleozoikum éra

Magyarország földtani felépítését, szerkezetét az európai és az afrikai litoszféra

lemezek helyzete és mozgása határozza meg alapvetően. A kaledóniai orogén sem az

üledékképződés, sem a szerkezetfejlődés történetében nem tükröződik markánsan, nem

ennek a régiónak a nagyszerkezetét alakító tényező (FÜLÖP, 1994).

13

A szerkezetfejlődés bonyolultságának oka a terület nagyszerkezeti helyzetéből

következik: Európai és Afrikai kontinenslemezek ütközőzónájáról van szó, ahol

óceánosodás, majd ütközések sorozata zajlott le, amely a litoszféra szilánkos

felaprózódását eredményezte (HAAS & HÁMOR, 1998).

Az európai és gondwanai lemez között elhelyezkedő Prototethys karbon időszaki

bezárulása a variszkuszi hegységrendszer képződéséhez vezetett összeforrasztva az

ütköző kontinenseket (GYARMATI, 2005; HAAS, 2004). Magyarország területén a

Prototethys óceáni aljzata a variszkuszi szubdukció-kollízió hatására eltűnt.

A paleozoikum végére a hercini tektofázisok (variszkuszi lemeztektonikai

ciklus) eredményeként létrejött a Pangea, amelybe keleti irányból a Panthlassa-óceán

hatalmas öble, a Paleotethys nyúlt be (FÜLÖP, 1989). A Paleotethys a variszkuszi orogén

fázisok után is fennmaradt, a triász folyamán is az eurázsiai lemez alá tolódó óceáni

medence (HAAS, 2004).

A Kunsági-terrénum két szubterrénuma a Mórágyi- és a Kőrösi-szubterrénum,

melyek határai megfelelnek a Mecseki, illetve a Villány-Bihari zóna határaival.

Mindkét szubterrénum prealpi aljzatát szinte kizárólag kristályos, főként metamorf

képződmények alkotják, a Mórágyi illetve a Kőrösi Komplexum (CSÁSZÁR, 2005).

Szentes az utóbbi szubterrénum területén található.

A Tiszai-egység fejlődésében az első bizonyítható eseménysor a különböző

terrénumok, szubterrénumok egyesülése volt a variszkuszi orogén végén (kora perm),

valószínűleg takaróképződés is zajlott ebben az időszakban (CSÁSZÁR, 2005).

3.2. Mezozoikum éra

Az erőteljesen pusztuló, tagolt térszín a triász időszakban a tenger szintje alá

süllyedt, s így az egész Tiszai-egység a tengeri üledékképződés színterévé vált, ami a

Paleotethys-óceánhoz kapcsolódó beltengerben zajlott (HAAS, 2004). Az alsó-triász

folyamán kiegyenlítetté váló térszínen sekélytengeri törmelékes, a középső-triászban

karbonátos, majd az időszak végén vegyes üledékképződés egyre tagoltabb aljzaton

zajlott, melynek egyik fő oka a vardar-mellétei óceanizáció (3. ábra). Ettől kezdve

látszanak elkülöníthetőnek a következő zónák: Mecseki-, Villányi-, Békés-Codrui- és

Bihariai-zóna (CSÁSZÁR, 2005).

14

3. ábra – A felnyíló Neotethys és a bezáródó a Paleotethys ág a késő-permben (HAAS, 2004)

Az alsó- és középső-triász üledékek szinte a Dél-Alföld egész területén

megtalálhatóak. Mezozóos övek besorolása szerint Szentes a Bihari mezozóos övbe esik

(T. KOVÁCS, 1977) (4. ábra). Az Alföld déli részén például Tótkomlósról és Tompáról

ismeretesek triász üledékes kőzetek, valószínűsíthető, hogy a szentesi terület pretercier

aljzatát is triász képződmények alkotják (VÖLGYI, 1959)

4. ábra – Az Alföld triász képződményeinek elterjedése (BÉRCZINÉ, 1998 nyomán)

A Villány-Bihari szerkezeti öv északon a Szolnoki „Flis” övre és a Mecseki

szerkezeti öv mezozóos rétegösszletére pikkelyeződött rá, déli határát pedig a Békés-

Kodru öv takarófrontja adja (FÜLÖP, 1994). A Villány-Bihari és a Békés-codrui zónák

az európai perem egyes övezeteit képviselik és eredetileg a Tátra-vepori egység

szomszédságában lehettek (5. ábra).

A Paleotethys alátolódásával egyidejűleg, annak medencéjétől délre új riftesedés

indult megkezdődött a Neotethys-medence keletről nyugat felé tartó kinyílása, amely

riftesedés ezen a területen a középső-triászban kezdődött el (3. ábra).

15

5. ábra – A felső-triász ősföldrajzi vázlata, a vastag vörös vonal a Liguriai-Pennini óceánág

tengelyét mutatja (HAAS, 2004)

A felső-triász szakaszt a passzív peremek fejlődése jellemzi, amit a nori végétől

az Atlanti-óceán kezdődő felnyílása, és az ehhez kapcsolódó Pennini-óceánág kezdődő

kontinentális riftesedése (alsó – jura vége) zavart meg (HAAS, 2004). A Neotethys-

óceánág első felnyílási szakasza a felső-triász elején megtorpant (FÜLÖP, 1989).

A zóna nagy részén a triász képződmények közvetlenül a kristályos aljzatra

települnek, azaz a Kőrösi-komplexum kőzeteire. A Tiszántúlon általánosan elterjedt a

Jakabhegyi Homokkő (pl. Fábiánsebestyén). A legfiatalabb triász képződmény a

Tiszántúlon a Kárpáti Keuper Formáció, mely sekélytengeri és szárazföldi, folyóvízi

kifejlődésű (CSÁSZÁR, 2005).

6. ábra – Az Alföld jura képződményeinek elterjedése (BÉRCZINÉ, 1998 nyomán)

Az alsó-jura során tektonikai, éghajlati okokra visszavezethetően gyakoriak

voltak a vízszintingadozások, így jelentős üledékhiánnyal, lepusztulással is számolni

lehet. A Villány-Bihari-zóna jura üledékciklusa változóan, általában erősen hézagos,

hátsági jellegű (CSÁSZÁR, 2005). Az Alföld aljzatából a malmra vonatkozóan vannak

16

adatok (6. ábra). A jura képződmények a terület tiszántúli részén is általánosan

elterjedtek, elérhetik az 500 m vastagságot is (BÉRCZINÉ, 1998).

Az alsó-jura során a riftesedés újjáéledt, ez azonban már a pennini riftesedés

volt, mely nyugat felől jött (FÜLÖP, 1989).

A középső-juráig a Tethys-rendszer egésze felnyílóban volt, a Tethys-óceán

bezáródása az felső-jurában kezdődött el (NEUBAUER et al. 1995). A Tiszai-egység

európai lemezről történő leválására a Pennini-óceánág létrejötte, azaz a középső-jura

idején kerülhetett sor (CSÁSZÁR, 2005). A leválás és Európai lemeztől való távolodás

dogger korát az ammoniteszek vizsgálata is alátámasztja (HAAS, 1994). Paleomágneses

és paleobiogeográfiai munkák is bizonyítják, hogy a Pannon-medence aljzatában jura

ősföldrajz alapján két fő egység különíthető el, az északi, afrikai affinitású ALCAPA és

a déli, európai Tisza főegység (FODOR és CSONTOS, 1998).

Ebben a korban jött létre az a hatalmas (~500 km) transzform törés, amely a

Közép-magyarországi vonal első megnyilvánulása (FÜLÖP, 1989).

A jura-kréta határ közelében a Villány-Bihari öv nagy része valószínűleg

tektonikai okok miatt szárazulattá vált, erre a malm karbonátos képződmények

karsztosodása enged következtetni (HAAS, 1994).

Az alsó-kréta során az egész Villány-Bihari zóna gyorsan süllyedt, melynek

hatására ciklusos édes-, elegyes- és sósvízi eredetű üledékképződés után

mészkőképződés kezdődött, melyet hazai területen Nagyharsányi Mészkő Formáció

néven ismerünk. A ciklusosság oka a vízszintingadozásra lehet. A Tiszántúlon a

rétegsor pelágikus jellegű pélitesebb kifejlődéssel indul (HAAS, 1994).

Az alsó-kréta végén a Tethys bezáródási folyamat első fő szakaszában a belső-

alpi és kárpáti övekben gyűrt, takarós, pikkelyes szerkezetalakulás zajlott, az eddigi

szétlazulásos szerkezetalakulás helyett a kompressziós jellegű szerkezetfejlődés

érvényesült (FÜLÖP, 1989). A Tiszai nagyszerkezeti egységben az első alpi

kompressziós szakasz az alsó-kréta végére tehető (HAAS & HÁMOR, 1998).

A kréta bezáródási, betolódási, felgyűrődési szakaszban a felső-kréta idején

kettős mélytengeri flis árokrendszer jött létre: külső-alpi-kárpáti (Szolnok-Máramarosi

flis öv ehhez kapcsolódik) és a dél-alpi-szlovéniai-belső-dinári flis öv. A közöttük lévő

takarós-gyűrt és blokkosodott területen több fázisban belső medencék jöttek létre,

melyeket főleg szenon törmelékes üledékek töltöttek fel, amint a következő

bekezdésben olvasható.

17

A felső-kréta elején globális vízszintemelkedés indult meg, melynek hatására a

karbonát platformok megfulladtak. A Villány-Bihari zónában ezzel ellentétben a

takaróképződés fő szakasza zajlott, amely kiemelkedéshez, lepusztuláshoz vezetett

(HAAS, 1994). Az üledékciklus kezdőtagja itt a szárazföldi-folyóvízi fáciesű Szanki

Konglomerátum Formáció, melyre sötétszürke agyagmárga, aleurolit és homokkő

váltakozásából felépülő Körösi Formáció települ (CSÁSZÁR, 2005) (7. ábra). Ezek a

terrigén törmelékes tengeri kifejlődések a medence süllyedési tengelyében halmozódtak

fel (HAAS, 1994). A kréta közepétől megindul a Pennini-óceánág bezáródása is.

7. ábra – Az Alföld szenon kifejlődési területei (HAAS, 1994)

A Tethys-óceán bezáródása bonyolult, több lépcsős folyamat, mely időben

elhúzódott, a krétától egészen az oligocénig. A bezáródási szakasz végére az aljzatot

felépítő blokkok helyzete már közel állhatott a maihoz. A takaróképződés fő szakaszát a

Tiszai főegység területén a felső-kréta végére teszik (HAAS, 1998).

A kréta végén lezajlott hegységképződési epizód során a tengeri üledékképződés

a zónában ismét megszűnt, a paleogén képződmények hiányoznak, illetve ritkák (HAAS,

1994).

18

3.3. Harmadidőszak

3.3.1. Paleogén

A Tethys-rendszer bezáródása több szakaszban folyt a kréta során, hatása pedig

takaróképződésben, deformációkban és litoszféra blokkok elmozdulásában,

feldarabolódásában jelentkezett (HAAS, 1998).

A pre-kainozoos aljzat térképe a 3. mellékleten, az aljzat mélysége pedig a 8.

ábrán látható.

8. ábra – A pre-kainozoos aljzat mélysége (HAAS et al. 2010 nyomán)

A paleocén idején zajló lepusztulás szinte teljesen eltüntette a mezozóos

fejlődéstörténet szinte minden nyomát, így a Mecseki- és a Villány-Bihari-zóna határa

szinte megvonhatatlan (CSÁSZÁR, 2005).

A Tethys-óceán ágainak bezáródásának befejeződése az eocén-oligocén határ

közelébe tehető, a Tethys két ágra szakad, ezen a területen az északi ág a Paratethys lesz

meghatározó (GYARMATI, 2005). Az Afrikai (Adriai) és az Európai lemez ütközése az

alpi, és a dinári vonulatok kiemelkedését eredményezte, melyektől északra medencék

sora jött létre az alsó-oligocénben, melyek a Paratethys kialakulásának kezdetét jelölik.

Ezen medencék közé tartoznak a magyarországi paleogén medencék is (HAAS &

HÁMOR, 1998).

A legintenzívebb mozgások az oligocénban zajlottak, és a neogén elejére

nagyvonalakban kialakult a mai helyzet. Az oligocén korig a Pannon-Kárpáti terngeri

üledékgyűjtő folytonos kapcsolatban állat a világtengerrel. Az Alpok-Dinaridák-

Kárpátok kezdődő kiemelkedése következtében ez a kapcsolat megszakadt és a

létrejövő Paratethys a Svájci Alpoktól Közép-Ázsiáig terjedő tengeri, félsósvízi,

19

édesvízi medencék sorozatából állt, endemikus élővilággal. A Paratethys az oligocén

végén válik egy morfológiai háttal elválasztott beltengerré. (GYARMATI, 2005).

9. ábra – Eocén (balra) és oligocén (jobbra) képződmények áttekintő elterjedési térképe (CSÁSZÁR,

2005 nyomán)

Eocén üledék a Villány-Bihari zóna területén nem található, oligocén

képződmények pedig szinte csak az eocén képződmények fedőjében találhatóak a

régióban, így ezek is hiányoznak a régióban, az Alföld legnagyobb része ebben az

időben szárazulat volt (DANK, 1963) (9. ábra). Az ősföldrajzi viszonyok

megváltozásának eredményeként később a miocénben újabb észak-északkeleti

transzgresszió játszódott le. (CSÁSZÁR, 2005).

10. ábra – Geodinamikai-lemeztektonikai modellek a Kárpát-medence tercier fejlődésére (FODOR

& CSONTOS, 1998)

A ma elképzelt harmadidőszaki szerkezeti mozgásokat, a „kiszökési modellek”

tartalmazzák, melyek a 10. ábrán láthatóak. Különböző szerzők különböző módon

értelmezik a bizonyítékokat. Magyar kutatók szerint a kiszökő egység nem foglalta

magába a Tiszai főegységet, hanem csak az ALCAPA egységet, így déli határa a

20

Középmagyarországi-öv mentén volt. A kicsúszó ALCAPA és a Tisza egységek csak

forgásuk lezárulása után a középső-miocéntől mozogtak együtt kelet felé (FODOR et al.

1998).

3.3.2. Neogén

A miocén fejlődéstörténet, és a Pannon-medence születésének megértését több

vizsgálat kombinálása, összeegyeztetése segíti. Szeizmikus, paleomágneses és egyéb

geofizikai vizsgálatok során világossá vált, hogy a kárpáti fronton folyó szubdukcióval

összefüggésben jött létre, mint ív-mögötti (back-arc) típusú medence. É-D-i

kompresszió és K-Ny-i tenzió volt kimutatható a feszültségtér számítások alapján, ami

transztenziós eredetű medencék esetében lehetséges. A részletes vizsgálatok kimutatták,

hogy a feszültségtér időben inhomogén volt, mely a külső kárpáti takarófront tágulás

mechanizmusának eredménye (FODOR et al. 1998).

A középső-miocénben a takaróképződés fokozatosan leállt, ezek következménye

pedig a kisebb inverziós események kialakulása, de kimutatható, hogy a pannóniai

korszak a normálvetők kiújultak.

A kárpáti szubdukciós front lezárulása a Pannon-medence széthúzódásának

leállását eredményezte, az ismét inverziót szenvedett . Ez az oka, hogy a medence ma is

kompressziós feszültségállapotban van, ahogy az a háromszögelési pontok elmozdulása

és a földrengések alapján is kimutatható (SZUROVY, 1948).

3.3.2.1. Miocén kor

A magyarországi miocén képződmények általában üledékhézaggal,

diszkordánsan települnek a pretercier aljzatra.

Az eggenburgi-ottnangi emeletek során a szávai orogén, (Afrikai és Európai

lemezek közeledése), kompressziós fázisa kiemelte az alpi hátteret. A korábbi

üledékgyűjtő medencék újabb árkos beszakadására került sor a szávai orogén végén

történt kismértékű távolodás eredményeként. Az eddigi ÉK-DNy-i irányítottság mellett

ÉNy-DK irányú depressziók is kialakultak (FÜLÖP, 1989) (5.melléklet). Az

indopacifikus tengeri fauna megjelenése a legfontosabb tengeri esemény, afrikai

nagyemlős fauna és trópusi-szubtrópusi éghajlat jellemző (GYARMATI, 2005).

A Dunántúlon megtalálható eggenburgi emeletbe tartozó Szászvári Formáció,

Dunától keletre Madarai Formációként ismert, de a Vardar háttól keletre a Makó-

21

Hódmezővásárhely árok területén a nagy fedővastagság (~5000 m) csak

valószínűsíthető a létezése, de analógiák alapján alátámasztható a léte (BÉRCZI et al.

1998). A formáció kifejlődésére a hegylábi hordalékkúp, ártéri, folyóvízi fácies

jellemző. Az ottnangi transzgressziós ciklus végét kiemelkedés, a peremeken

szárazföldi üledékképződés megszűnése, gyökérzónás fosszilis talajszintek jelzik

(HÁMOR, 1998).

A kárpáti-alsó-bádeni emeletek során a stájer orogén fázishoz kötődik, amely

során az Afrikai-lemez elfordulása során Magyarország területén ÉK-DNy irányú

árokszerkezetek jöttek létre (5. melléklet). Ebből levezethetőek a legfontosabb tengeri

események, a Mediterránum felől megismétlődő transzgressziók sora a Dinári-kapun

keresztül, melyek a medencévé szélesedő árokrendszer fejlődését determinálják (FÜLÖP,

1989; HÁMOR, 1998).

A kárpáti emelethez tartozó a Tiszántúlon elterjedt Kiskunhalasi Formáció

ciklikus üledéksorai három transzgresszív fázisban képződtek, melyek egyre mélyebb

tengerszintet jeleznek (HÁMOR, 1998; 2001).

A bádeni bázisképződményei az „alsó lajtamészkövek”, melyeket a Tiszántúlon

az Abonyi Formáció tartalmaz. Ezek durva görgetegeket tartalmazó, abráziós

alapbreccsák, alapkonglomerátumok. A parttávoli mélymedencékben (> 400 m) a

Makói Formáció elterjedt. Döntően szürke, sötétszürke agyag, agyagmárga, mely a

Kunsági árok területén is megtalálható (HÁMOR, 1998; 2001).

A felsó-bádeni-szarmata-alsó-pannon emeletek során a lajtai orogén fázis

hatására a Kárpát-medence Mediterrán kapcsolatai megszűntek, új kapcsolat az Aral-

Káspi-medence irányába létesült. Általános medencebeszakadás mutatható ki, ÉNy-DK

irányú felújult törésvonalak, a Kárpátok körkörösen emelkedő orogénje jellemző

(FÜLÖP, 1989; GYARMATI, 2005). A Parartethys gyorsan feltöltődő, egymással nem

összefüggő medencékre különül, megindul a gyors feltöltődése és egyre inkább

kiédesül, a pannóniai emelet idejére a Keleti-Paratethytől is elkülönül a Pannon-

medence (GYARMATI, 2005; FÜLÖP, 1989).

A globális lemeztektonikát ebben a korban az afrikai-eurázsiai lemezek

köpenyáramlás következtében kialakuló távolodási szándéka jellemzi. Ez csak a

kőzetmechanikai rugalmasság határáig valósulhat meg, így húzásos zónák alakulnak ki,

melyek következménye az alp-kárpáti-dinári rendszer általános feltorlódása, ill. a

közbezárt terültek dilatatív beszakadása (HÁMOR, 1998) (5. melléklet).

22

A Kárpát-medencébe újra megjelennek az afrikai kontinensről migrált

Rhinoceros, Crocodil-félék. Az északi szárazföldekről pedig faunainvázió mutatható ki

(Hipparion-félék, rágcsálók). A felső-miocén során a klíma egyre hidegebbé vált, a

növényvilágban jellemző a fenyőfélék (Coniferae) elterjedése (HÁMOR, 1998; 2001).

A felső-bádeni emelet első alföldi formációja az Ebesi Formáció, melyet szokás

„felső lajtamészkőnek” is nevezni. Főként sekélyvízi, partközeli kifejlődésű,

ősmaradványokban gazdag (Pectenidák, Venus, nagyszámú Gastropoda, benthosz

Foraminiferák). A szentesi területen valószínűleg a Szilágyi Agyagmárga Formáció

található meg, mely fő tömegét agyag, agyagmárga alkotja, mélyvízi kifejlődésű. A

formáció sekélyvizű, zátonyos szigettenger kisebb részmedencéiben képződött, nyíltvízi

területeken. Gazdag makrofaunájában a Turritella, Nassa, Corbula, Nassa és Venus-

félék jellemzőek (HÁMOR, 1998; 2001).

A szarmata emelet során a tiszántúli medencék peremein a terrigén

homokagyagból álló Hajdúszoboszlói Formáció elterjedt, míg a nyíltvízi fáciest a

Kozárdi Formáció képviseli, mely brakkvízi kifejlődésű. Utóbbi agyag, agyagmárga

képződményei finomhomokos aleurit, homokos márga, mészmárga betelepüléseket

tartalmaznak. A formáció elhatárolása a fekü és fedő képződményektől

biosztratigráfiailag a legegyszerűbb, Cardium, Irus, Abra, Donax, Cerithium fajok és

Foraminifera fauna alapján. Országos elterjedésű a Galgavölgyi Riolittufa Formáció,

mint egy erőteljes explózió légköri szállítású terméke (HÁMOR, 1998; 2001).

A szarmata vastagságára jellemző, hogy Nagykőrösön vastagsága mindössze 20

m (VÖLGYI, 1965)

3.3.2.2. Pannóniai emelet (felső-miocén, alsó-pliocén)

A diplomamunka szempontjából leginkább fontos formációk ebben a

korszakban alakultak ki, így ezek leírása az előzőekhez képest részletesebb lesz.

A „pannóniai” jelzőt a Magyar Rétegtani Bizottság által Magyarországon

elfogadott értelemben használjuk, azaz a szarmatától (11,5 M év) a pleisztocénig (2,4 M

év) tartó korszakot értjük alatta, amely megegyezik a tág értelemben vett pannóniai (s. l.

– sensus lato) jelöléssel. Az alsó- és felső-pannóniai (kunsági és balatoni) alemeletek

határa a miocén vége, azaz 5,4 M év. A „pannóniai” használata azonban sajnálatos

módon hazánkban sem egységes, és külföldön is más értelemben alkalmazott. Egyes

szerzőknél, az alsó-pannóniai elnevezés most megfelel a pannóniai (s. str. – sensus

23

stricto) elnevezésnek, ami 11,5 M évtől 7 M évig tart, e fölött egészen a pleisztocénig

(2,4 M év) felső-pannóniai szerepel. További szerzők 5,4 M évnél határt vonnak ez alatt

pontiusi, e fölött pliocén elnevezést használnak az Alp-Kárpáti területen (MAGYAR,

2010; MARTON, 2009).

A pannóniai korszak kezdetét egy igen jelentős, az egész medencében jól

követhető regionális faunaváltozás jelöli ki, azaz a középső-miocén tengeri reliktum

faunát ekkor váltotta fel a Pannon-tó endemikus élővilága (MAGYAR, 2010). A tó a

környező tengerekkel, más tavakkal (Euxin-medence) csak túlfolyó vize által került

kapcsolatba, s alig nyúlt túl a mai Kárpát-medencén, ezért alakult ki a bennszülött flóra

és fauna (MÜLLER, 1998). Bizonyos őslénytani megfontolásokra alapozott elméletek

szerint a porta ferrea-i kapun át lehetséges volt az időszakos kapcsolat az Euxin-

medencével (BARTHA, 1975; 1978; POPOV, 2006)

Ősföldrajz

Magyarország lemeztektonikai elemekből álló preneogén aljzata és eltérő

eredetű és felépítésű nagyszerkezeti egységeit egybeforrasztó miocén árokrendszer

fölött, valamint a rendkívül igénybevett alpi-kárpáti-dinári környezeten belül

helyezkedik el Európa legnagyobb fiatal hegységívek közötti süllyedéke a Pannon-

medence (FÜLÖP, 1989).

A tó megnevezés a tengerrel szemben több szempontból is indokolt, bár még

nemt teljesen tisztázott a kérdés. Az endemikus fauna a hosszú életű, elzárt tavakra

jellemző, ez annak bizonyítéka, hogy elszigetelten fejlődött, erre engednek

következtetni a biofaciológiai, paleobiogeográfiai és a szeizmikus rétegtani érvek is. A

Pannon-tó víz-, só-, és stabil izotóp arányai alapján azonban nem lehet elvetni az

időszakos tengeri összeköttetés koncepcióját sem (MAGYAR, 2010).

A Pannon-medence és a Pannon-tó sajátos geológiai alakulat, az ívmögötti

medencék (back-arc) egyik típusa mintapéldája, mely a kárpáti fronton folyó

szubdukció folyamán jött létre.

Ősföldrajzilag a medence fejlődése 3 szakaszra osztható (MAGYAR et al. 1999).

Az elsőben a középső-miocénben a medencét tenger borította, a másodikban a késő-

miocénben egy sósvizű tó a Pannon-tó (11,6–5,3 M), majd harmadik szakaszban a

pliocénben és pleisztocénben folyóvízi síkság alakult ki (MAGYAR, 2010). Fontos, hogy

a medence süllyedésére jellemző az üledékfeltöltődéssel való ütemtartás. Kutatások,

24

publikációk sora után is elmondható, hogy a késő miocén világáról még mindig

töredékesek az információk, és több ellentmondás is feloldásra vár, jóllehet már 200 éve

a figyelem középpontjába került a terület a tihanyi kecskekörmök (Congeria

ungulacaprae kagylók búbrészei) rejtélye által (STRAUSZ, 1971).

A Pannon-tó legnagyobb kiterjedésű állapotában ma a Föld második legnagyobb

kiterjedésű tava lenne a Kaszpi-tó után. Érdekesség, hogy a beltó faunájára leginkább

hasonlító recens medence a Kaszpi-tó élővilága (congeriás-limnocardiumos) (SZÉLES,

1968)

A medencebeli szarmata képződmények felett a pannóniai összlet fokozatos

átmenettel fejlődik ki. A szarmata végi csapadékosabb időjárás csökkentette a beltó

vizének sótartalmát és mésztartalmú pelites üledékképződés alakult ki, a medencék

belső és peremi területein is.

Az alsó-pannóniai közepétől megélénkült a medence általános, de területenként

eltérő sebességű süllyedése, ugyanekkor a Kárpátok és az Alpok megemelkedtek, így a

hordalékanyag mennyisége jelentősen megnőtt, a folyók szállítási energiájának

emelkedése miatt és nagyméretű delta üledékképződési rendszerek jöttek létre. A

pannóniai rétegösszlet határozottan két nagy tagra osztható, az alsó és felső pannóniai

faunák alig tartalmaznak közös fajokat, kivéve egy vékony átmeneti szintet (STRAUSZ,

1954).

A felső-pannóniai rétegek sekélyebb vízi üledékgyűjtőben, megváltozott

éghajlati és morfológiai viszonyok között átalakult delta üledékképződési rendszerben

rakódtak le. A medencealjzat egyre kiegyenlítettebbé, a lehordási terület egyre

tagoltabbá vált. Az üledékanyagban a homok arány fokozatosan megnőtt, és a kezdeti

delta lejtő fáciesű üledékeket fokozatosan felváltotta a fluvio-lakusztris üledékképződés

(FÜLÖP, 1989).

Pannóniai képződmények litosztratigráfiája

Az alfejezetben a vizsgálati területen előforduló formációk bemutatására

szorítkozunk.

A medencében 10 M év alatt körülbelül 1-5 km vastagságú üledék halmozódott

fel, melyet több mint tízezer fúrás harántolt, ezért jól ismertek. Az eltérő ütemben

süllyedő részmedencék az üledékutánpótlás folyamatossága révén egymás után, időben

kissé eltolódva töltődtek fel (11–12. ábra). Az üledékképződés mechanizmusa, az

25

üledékképződési környezetek azonban lényegében nem változtak, de a tektonika, a

klimatikus változások és a vízszintingadozás bélyegei megtalálhatóak a kőzeteken

(JUHÁSZ, 1998). A Pannon-tó vízszintingadozásai összefüggést mutatnak a világtenger

vízszintváltozásaival, azaz az éghajlati ingadozásokkal, de azzal aszinkronban vannak

(JUHÁSZ et al. 1997)

11. ábra – A Pannon-tó selfperemi lejtőjének eltolódása a késő miocénben (MAGYAR, 2010)

A részmedencéket a süllyedés általánossá válása előtt kisebb-nagyobb szigetek

választották el egymástól, ezen szigetek fedő rétegsoraiban gyakran a tömörödés

hatására álboltozatok alakultak ki (BALOGH, 1973).

12. ábra – A pannóniai s.l. képződmények talpmélysége. 1. Makó-Hódmezővásárhelyi árok, 2.

Derecskei-árok, 3. Jászsági süllyedék, 4. Békési-medence (JUHÁSZ, 1994)

A Dunántúlon ÉNy-Ny-ról, az Alföldön pedig ÉNy-ról, ÉK-K felől érkeztek

folyók, folyamok a területre, az előbbi fő lehordási területei a Nyugati-Kárpátokban, az

Alpokban, és a Cseh-masszívumban lehettek, utóbbi esetében pedig a belső-kárpáti

vulkáni vonulat területén. A két fő üledékszállító vízfolyás a Békési-medencében

26

találkozott, de kisebb vízfolyások más irányokból is érkeztek a területre (JUHÁSZ et al.

2006). A behordódási irányok és változásiak geomatematikai módszerekkel történő

kimutatása, pontosítása homokok és homokkövek ásvány-összetétele alapján valósult

meg (THAMÓNÉ et al.; JUHÁSZ & THAMÓNÉ; 2006).

A medencében található pannóniai formációkat karotázsszelvények kőzettani

tartalmának ismeretére építve dolgozták ki, összeegyeztetve a magfúrásokból származó

mintákkal és szeizmikus értelmezéssel. A Magyar Rétegtani Bizottság által 1994-ben

elfogadott egységes nevezéktant az 1. táblázat mutatja, a magyarországi neogén

medencerészek litosztratigráfiai tagolását pedig a 13. ábra.

Régi formációnév

(Alföld) Régi formációnév (Dunántúl)

Új formációnév

(Egységes)

Nagyalföldi Hansági maradt

Zagyvai Rábaközi Zagyvai

Törteli Újfalui Újfalui

Algyői Drávai Algyői

Szolnoki

Tófeji

Lenti

Lovászi

Szolnoki

Nagykörűi

Vásárhelyi

Tótkomlósi

Dorozsmai

Nagylengyeli

Beleznai

Zalai

Endrődi

Békési Mihályi Békési

1. táblázat - A Magyar Rétegtani Bizottság által 1994-ben elfogadott egységes nevezéktan (JUHÁSZ In BÉRCZI & JÁMBOR (eds), 1998)

13. ábra – Neogén medencerészek litosztratigráfiai tagolása (JUHÁSZ, 1998)

27

Az Endrődi Formáció képződményei változatos körülmények között kiülepedett

nyíltvízi (hemipelágikus) üledékek, azaz bazális nyíltvízi márgák, vastagságuk

átlagosan 100–200 m, de 700 m-t is elérhet (14.ábra).

14. ábra – Az Alföld déli része pannóniai s.l. korú képződményeinek vázlatos, DNy-ÉK-i irányú

szelvénye (JUHÁSZ, 1998 nyomán)

Feküjét általában a prepannon képződmények alkotják, a Tiszántúlon a Kozárdi

Formáció. Fedője a Szolnoki vagy az Algyői Formáció (JUHÁSZ, 1998; JUHÁSZ et al.

2007b).

Elterjedése általános a medencében. A rétegsor alján márgát, mészmárgát települ

(Tótkomlósi Mészmárga Tagozat), ez felfelé fokozatosan agyagmárgába megy át

(Nagykörüi Tagozat). A legmélyebb süllyedékekben üledékfolytonosan fejlődik ki a

miocén képződményekből.

A mészmárga több litofáciest is képvisel, a vízmélység növekedésével egyre

sötétebb a sekélyvízi világosszürkéből szinte feketévé válik; általában rétegzetlen, vagy

mikrorétegzett.

Erre a formációra a nagyméretű. vastag héjú sekélyvízi puhatestűek jellemzőek,

mint a Congeria, Lymnocardium (JUHÁSZ & MAGYAR, 1992).

A Szolnoki Formáció képződményei mélyvízi turbidit rendszerekben fejlődtek

ki, a legmélyebb medencerészeken. Vastagsága az 1000 m-t is elérheti (14–15. ábra). A

gravitációs üledékképződés szinte minden eleme megtalálható benne.

Élesen különül el a feküjét képező Endrődi Formációtól, valamint a fedőjében

lévő Algyői Formációtól, ezek a határok lyukgeofizikai szelvényeken könnyen

kimutathatóak.

28

A turbiditek elterjedése a mélymedencékre korlátozódik, vastagságuk

hozzávetőlegesen követi az aljzatmorfológiát, süllyedékekben kivastagszik (akár 1000

m), hátságokon elvékonyodik. Ennek oka az üledékek eltérő kompakciója, valamint ez

alapján következtethetünk arra, hogy képződése után is folytatódott a süllyedés

(JUHÁSZ, 1998).

15. ábra – A Szolnoki Formáció elterjedése és vastagsága (JUHÁSZ, 1992)

Kőzettanilag finomszemcsés homokkő, aleurolit és agyagmárga váltakozásából

áll (JUHÁSZ, 1998). A vastagabb homokkőrétegeket is kisebb ritmusok építik fel. Alsó

részét a turbidit disztális része alkotja, a pelitek részaránya magas, míg a felső részen a

homokkő rétegek kivastagodnak, és lassan átmegy proximális turbiditbe. A

szuszpenzióból leülepedett agyagmárga rétegek vastagsága akár 30 m is lehet,

jellemzően vékonyrétegzettek, míg máshol rétegzetlenek (JUHÁSZ, 1998).

A homokkövek finomszemcsések, karbonátos kötőanyagúak. A mintákon

felismerhetőek a turbiditképződésre jellemző üledékszerkezeti jegyek a gyűrt, kaotikus

rétegzettség, konvolúció, a víztelenedés hatására kialakuló tányér- és lángszerkezetek

(JUHÁSZ, 1998; SZÓNOKY, 1978).

Egyes gradált rétegződésű részeken előfordulhatnak felszaggatott agyagmárga

intraklasztok. Gyakori a réteglapok mentén feldúsuló szenesedett növénymaradvány.

Jellemző puhatestűek a vékony héjú, mélyvízi molluszkák, mint a Paradacna

abichi, Dreissenomya digitifera, Valenciennius (JUHÁSZ & MAGYAR, 1992).

Az Algyői Formáció pelites neritikus (szublitorális), illetve lejtőfácies

kifejlődésű. Agyagmárga és aleurolit az uralkodó kőzettípus, de helyenként gravitációs,

illetve mederben lerakódott homokkőtestek települnek a rétegsorban. Vastagsága 200–

1000 m között változik (JUHÁSZ et al. 2007b).

29

Az Alföld nagy részén delta- és medencelejtő fáciest képvisel, az együttes

kezelést a self keskeny szélessége teszi lehetővé. A medence peremein alárendelten

litorális, szublitorális üledékes képződményeket is tartalmaz (14. ábra).

Az Alföldre ÉNy-i, ÉK-i irányból érkező, nagymennyiségű törmeléket szállító

folyók a beltóba torkollva Gilbert-típusú deltarendszert alakítottak ki, így viszonylag

meredek (5-20°) deltalejtőt hoztak létre (JUHÁSZ, 1998).

A formációba ritkán vékonyabb-vastagabb homokkőrétegek iktatódnak be,

melyek a lejtő alsó részén gravitációsan áthalmozott homokkőtestek, míg fentebb

torkolati zátonyok, vagy a hullámzás által átdolgozott rétegek lehetnek. A delta

lebenyek periodikus áthelyeződéséből és a vízszintingadozásból adódóan elfordul, hogy

a terület újra vízzel borítottá vált, és sekély öböl, illetve víz alatti platformalakult ki.

Ilyenkor a hullámzásnak volt ideje átdolgozni a víz alá került homokkőtesteket (JUHÁSZ,

1998).

A homokok gravitációs üledékcsúszással átülepedtek a mélyzónába, csak az

alaphegységi kiemelkedések előtere kivétel, ahol állékony tudott maradni a homok. Ez

az oka a formáció helyenként rendkívül homokos kifejlődésének (JUHÁSZ, 1994).

A mintákon üledékföldtani jegyek alig figyelhetőek meg, ilyeneket esetleg a

finom homokkő betelepüléseken lehet találni, általában ferderétegzettség figyelhető

meg, de az esetek túlnyomó többségében rétegzetlen (SZÓNOKY, 1978).

Az elválási felületeken szenesedett növényi törmelék és levéllenyomatok

figyelhetőek meg.

16. ábra – A Pannon-medence üledékfelhalmozódási modellje (A: Dunántúl, Alföld Ny-i része; B:

Alföld K-i része) (JUHÁSZ, 1998)

A formáció a Szolnoki Formációra túlterjedően települ, fedőjében pedig az

Újfalui Formáció található. Határuk a hagyományos értelemben vett alsó- felső-

pannóniai határt is jelenti (JUHÁSZ, 1998). Mára azonban kiderült, hogy ez a határ

30

fácieshatár, amely diakrón, azaz nem egyidejű, a medence DK-i részei felé egyre

fiatalabb képződményeket jelent (16. ábra).

A deltalejtő fácies vastagságából hozzávetőlegesen a vízmélységre lehet

következtetni, ha leszámítjuk a kompakció hatását (JUHÁSZ, 1998).

A delta lejtőn a mélyvízi formák mellett a sekélyebb, de nyílt, jól átszellőzött

vizet kedvelő puhatestűek is megjelennek, mint a Dreissenák, Lymnocardiumok

(JUHÁSZ & MAGYAR, 1992).

Az Újfalui Formáció litorális és delta fáciesű üledékekből épül fel, parti, part-

közeli környezetet képviselnek. Uralkodóak a finom- és középszemű homokkő

rétegsorok, agyagmárgával és aleurittal közberétegződve. Túlnyomó hányadát (70–

80%) a vízfolyások által beszállított, delta síkságon, delta fronton, illetve torkolatokban

lerakódott sekélyvízi üledékanyag alkotja, a beömlési helytől távolabb egyéb partmenti

fáciesek képződtek. Az üledékek nagy felhalmozódási mennyisége növelte a

megőrződési potenciált (JUHÁSZ, 1998; JUHÁSZ et al. 2007b) (17. ábra).

17. ábra – Az Újfalui Formáció kivastagodása (JUHÁSZ et al. 1996)

A gyors behordódást és leülepedést a finomszemcsés üledékek alacsony

részaránya jelzi. Jellemző, hogy 5 méternél vastagabb pelites rétegek nem jelennek

meg.

A formációban található homokkőtestek többnyire torkolati zátony, delta-ág

mederkitöltés, áthalmozott, illetve gátszakadás eredetűek lehetnek, míg a

közbenrétegzett vékony finomszemcsés részek delta ágak közötti, mocsári-ártéri,

lagúna, illetve morotva vagy sekély brakkvízi kifejlődésűek (JUHÁSZ, 1998).

A formáció az Alföld nagy részén felfelé durvuló kifejlődést mutat, delta lejtő

pelites üledékeiből indul és delta front fáciessel záródik, ami delta progressziót jelez.

Más területeken a delta ágak medrei bevágódtak az alatta települő rétegsorba, így a

31

formáció mederkitöltés üledéksorral indul. Bizonyos helyeken a víz alatti gátszakadás

egyenesen a beltó irányába történt, ilyen helyeken szintén felfelé durvuló

szemcseösszetételű, a torkolati zátonyoknál vékonyabb, de turbiditekre utaló

üledékszerkezeti jegyeket tartalmazó üledéksorok indítják (JUHÁSZ, 1998; SZÓNOKY,

1978).

A formáció elterjedése általános az Alföldön, egyszerűen követhető. Alsó határa

az Algyői Formáció, felső határa csak a Zagyvai Formáció elterjedési területén

szerkeszthető meg (JUHÁSZ, 1998).

A Zagyvai Formáció rétegeit alluviális síkságon, azaz ártéren, folyómedrekben,

mocsarakban, sekély tavakban lerakódott üledékek alkotják. Ebből kifolyólag egyes

területeken nem folytonosak (JUHÁSZ, 1998) (18. ábra).

18. ábra – A Zagyvai Formáció elterjedése és vastagsága (JUHÁSZ, 1993)

Szürke aleurolit-agyagmárga-homokkő sűrű váltakozásából áll, tartalmaz

tarkaagyag és lignit betelepüléseket is. Elegyes- és édesvízi faunatársulások jellemzik.

A finomszemcsés frakció túlsúlyban van, alsóbb részén a delta háttér mocsári,

ártéri környezetben lerakódott együttesét képviseli. Ebből fokozatosan fejlődnek ki a

fluvio-lakusztris üledékek.

Az üledéksorban epizodikusan 5-20 m vastag homokkő betelepülések jelennek

meg, melyek mederkitöltés fáciesűek, gyakori a felfelé finomodó szemcseösszetétel.

Azonosítása problémamentes. Elterjedése nem általános, a legintenzívebben

süllyedő területekre korlátozódik, de több száz méteres vastagságot is elérhet (JUHÁSZ et

al. 2007b). Feküjében mindig az Újfalui Formáció található, fedőjében pedig az

Alföldön a Nagyalföldi Formáció, melytől csak magminták alapján lehet elkülöníteni,

karotázsgörbék alapján nem.

32

A delta síkság üledékeire változatos, sekély brakkvízi vagy édesvízi-mocsári

együttesek jellemzőek, mint a Viviparus, Theodoxus, Anodonta (JUHÁSZ & MAGYAR,

1992).

A Nagyalföldi Formáció évtizedek óta vita tárgyát képezi, elkülönítése, önálló

egységként való kezelése feltételes. A mai vizsgálati módszerek szerint semmilyen

módon nem különül el a Zagyvai Formációtól, mindkettő fluvio-lakusztris kifejlődésű.

Vastagsága egyenetlen, de néhol több száz méter vastag, ősmaradványok alig

ismeretesek belőle, elterjedése általánosnak mondható az Alföldön (SZÉLES, 1968).

Múlt század második harmadában „levantei” agyagként írják le, de ezen név

alkalmazása nem indokolt (SZÉLES, 1965; DOBOS, 1965)

Mélyfúrásokban helyenként éles határ ugyan megfogható, de ez nem általános.

Fő különbségek a gyakoribb tarka agyag betelepülések, paleotalaj rétegek megjelenése

jelenthet, melyek a klíma szárazabbá válására utalnak (JUHÁSZ, 1998).

Újabb szekvenciasztratigráfiai kutatások valószínűsítik egy a Duna-Tisza közén

működött óriáskanyon-rendszer létezését mely a Pannon-tavat szelte ketté, ami

magyarázatot adhat a formáció létezésére, eredetére és hovatartozására (JUHÁSZ et al.

2007a; STRAUSZ, 1971).

A fluvio-lakusztris fáciesben kizárólag a Kárpát-medence területén ma is

megtalálható édesvízi molluszka-nemzetségek fordulnak elő (JUHÁSZ & MAGYAR,

1992).

Tendencia jelleggel napjainkig tartó lassú folyamatként a sekélytavi

üledékképződést az egyéb szárazföldi fáciesek váltják fel (MUCSI, 1973).

A felső-pannóniai rétegekben a töréses formaalakulások jelentős szerephez

juthatnak bizonyos vízföldtani esetekben. A képződményekben az alaphegység

magaslataihoz simuló, rétegterheléses települési formák figyelhetőek meg (GAJDOS &

PAP, 1977).

A rétegterhelésből származó függőlegesen ható erő, mint főfeszültség hatására

keletkező formák atektonikusak. A feszültség hatására főleg a települt boltozatok

szárnyain húzó- és nyírófeszültségek ébrednek, melyek meghaladhatják a kőzet

szilárdságát és ilyen esetben litoklázisok, például kisebb vetők, csoportos mikrovetők,

csúszási felületek, mészmárgák repedezése, formájában oldódnak ki. Szakirodalom

33

alapján a felső-pannóniai képződményekben előforduló átlagos elvetési magasságok 50

m-nél alacsonyabbra tehetők (GAJDOS & PAP, 1977).

Szabályszerű, hogy minél közelebb egy réteg az aljzathoz, annál valószínűbb

benne a töréses formaalakulás. Ezen törések egy része idősebb szerkezeti vonalak

kiújulásának eredménye (GAJDOS & PAP, 1977).

3.4. Negyedidőszak

A magyar földtani szakirodalom a negyedidőszakot a Pannon-tó

üledékképződésének befejeződésétől számítja, a Matuyama-Gauss mágneses fordulat

óta, azaz 2,4 millió éve tart, krono-, magneti-, bio-, és glaciosztratigráfiai korolás

alapján. Általában két korra osztják, a pleisztocénre és a holocénre, utóbbi 10 000 éve

kezdődött, de vannak, akik a felső-pliocént is ebbe a korba sorolják (MARTON, 2009).

Rétegsorában 4 nagyobb és 9–10 kisebb ciklus különíthető el teraszok és forrásmészkő

szintek vizsgálatával korrelálva (FÜLÖP, 1989).

A negyedidőszak során, 2,4 millió év alatt az Alföld egyes részei 400–600

métert süllyedtek, a középhegységeink 300–400 métert emelkedtek, mindent kisebb-

nagyobb blokkokra töredezve következett be (FÜLÖP, 1989). A Dél-Alföldön ez a

pulzáló kéregmozgás oszcilláló üledékképződést eredményezett, ami utolérhető az

aszimmetrikus ciklusokban (MOLNÁR, 1973). Szerkezetföldtanilag a medence ma is, a

miocén eleje óta kompressziós hatás alatt áll, az Alföld ma is süllyed, a Dunántúl a

Keleti-Alpok és a Keleti-Kárpátok pedig emelkedik, ez a mozgás mm/év dimenzióban

mérhető (DOMBRÁDI et al. 2010).

19. ábra – A kvarter üledékek vastagságtérképe (JÁMBOR, 1998 nyomán)

34

Elterjedt képződmények a folyóvízi kavics, homok, iszap és agyagrétegek,

vastagságuk eléri a 400–600 métert, átlagosan 120 m vastag, de ebből a holocén csak

néhány deciméteres (JÁMBOR, 1998) (19. ábra). Jellegzetesek a folyóvízi teraszok és a

hordalékkúpok, ill. a futóhomok és lösz képződmények. Pangó vizű süllyedésekben

változatos mocsári üledékek keletkeztek (FÜLÖP, 1989) (12. ábra).

A pleisztocén során ismételten nagy kiterjedésű jégtakarók és gleccserek

borították a szárazföldeket. Alpok folyóteraszainak vizsgálatai alapján négy vagy öt fő

eljegesedési (glaciális) szakasz volt: dunai, günz, mindel, riss, würm (MARTON, 2009).

Az intenzív eljegesedések során a szárazföld 30%-át borította jég (45 millió km2).

Hazánk a pleisztocén során az északi félgömb periglaciális övében feküdt

(JÁMBOR, 1998). A medencesüllyedékek központjában, mai ismereteink szerint

pannóniai és a pleisztocén üledékek között nincs üledékföldtani hiátus. A

negyedidőszaki képződmények felső határa pedig a földfelszín. A szentesi kórházi és

iskolai hévízfúrások nehézásvány és palynológiai tulajdonságai alapján az alsó-

pannóniai-felső-pannóniai határa körülbelül 1500 méteren, a felső-pannóniai-

pleisztocén határ pedig körülbelül 400–500 m-en található (MOLNÁR, 1963).

A három fő kifejlődési terület (síkvidéki, dombvidéki, hegyvidéki) közül Szentes

természetesen a síkvidékin található. A hazai kvarter üledékei négy fő forrásból

származnak (JÁMBOR, 1998).

A legnagyobb rész az aprózódás és kémiai mállás során képződött és a

szélsőséges csapadékviszonyok között a süllyedékekbe szállított törmelékből.

Jelentős az alulról fölfelé növekvő relatív mennyiségű eolikus eredetű, távolról

származó hullópor. Ez a dombvidékeken a löszképződményeket, míg a medencékben

vízi környezetben átalakult, többször áthalmozott, egyéb üledékekkel keveredett

formációkat alkot.

A harmadik, számunkra jelentéktelen, a karsztos területeken kémiai úton

képződő édesvízi mészkő.

A negyedik szintén elenyésző mennyiségű a vulkáni tevékenységből származó

piroklasztit (JÁMBOR, 1998).

A síkvidéki medencekitöltő kifejlődések uralkodóan a folyóvízi hordalékkúpok

(homok, kavics, aleurit, agyag), a folyóvízi medencebelseji rétegsorok (homok, kavicsos

homok, tarkaagyag, vörös agyag, „alföldi” lösz, eolikus homok, tőzeg, dolomitiszap,

mésziszap, réti mészkő, diatomit, talajok), ill. kultúrrétegek és meddőhányók (JÁMBOR,

1998).

35

A medenceüledékek képződményei viszonylag egyszerű képet mutatnak, az

üledékképződést alapvetően a tektonikai erők és a folyóvizek szabályozták, kiegészülve

a defláció hatásaival. Biogén hatás csak huminites agyag, illetve talajosodott agyag-

homok rétegek formájában jelentkezik, esetleg diatomitos agyagként (JÁMBOR, 1998).

Az Alföldön uralkodó az alluviális összlet, a süllyedékeket, illetve a vízfolyások

alluviális völgyeit is kitölti. Az Alföld középső részén ez a teljes kvartert képviselő több

száz méter vastag, vékonyréteges, homok-tarkaagyag váltakozásából álló asszociációt

alkot (JÁMBOR, 1998) (20. ábra). Jellemző a gyors behordódás és feltöltődés (MOLNÁR,

1973).

20. ábra – A magyarországi kvarter összlet litosztratigráfiai egységei (JÁMBOR, 1998)

A pleisztocén homokrétegek származásának meghatározására irányuló

próbálkozások, már a múlt század közepén elindultak. Első eredmények ásványos és

nehézásvány összetétel vizsgálatok alapján születtek, vagyis a folyók szállította homok

már a pleisztocénben a maival szinte teljesen megegyező összetételt mutatott (SZABÓ,

1955; MOLNÁR, 1966)

A Duna hordalékkúpja vízszintes irányban lényegesen nagyobb, mint a mai

Duna-Tisza köz, a mélyben a mai Tisza vonaltól keletre is követhetőek, mint szentesi

fúrásokból is kiderült (MOLNÁR, 1977) (21. ábra). Szentesen az ős-Duna üledékét, a

mai Tisza és mellékfolyóinak ősei követik a rétegoszlopban felfelé haladva (MOLNÁR,

1973) (6. melléklet).

36

21. ábra – Az Alföld hordalékkúpjai, és a fő behordási irányok (JÁMBOR, 1998)

37

4. Szentes hidrogeológiai és geotermikus adottságai

„Az teszi széppé a sivatagot - mondta a kis herceg - hogy valahol egy kutat rejt....” –

Antoine de Saint-Exupéry: A kis herceg

A Kárpát-medence Európa legnagyobb hegységközi medence-együttese.

Elterjedt elnevezése a Pannon-medence is, és földtanilag hozzátartozik a Bécsi-medence

és a peremvidékek dombsági területei is. A Kárpát-medence inkább földrajzi, míg a

Pannon-medence földtani egységet jelöl. Magyarországhoz a Pannon-medence középső

része tartozik, melyet szokás Magyar-medencének is nevezni (MARTON, 2009).

Az Alföld teljes területének 45%, azaz 45.000 km2 tartozik a mai Magyarország

területéhez. Legalacsonyabb vidékei délen Szeged környékén találhatóak, 76 m

tengerszint feletti magassággal.

A szénhidrogén- és vízkészletek gyakorlati gazdasági jelentősége miatt a

pannóniai és fiatalabb összleteket több mint tízezer fúrás harántolta és intenzív

geofizikai kutatásuk a folyt és folyik (JUHÁSZ, 1998).

Vízföldtanilag három nagy részre osztható (MARTON, 2009):

• Duna-Tisza köze

• Tiszántúl

• Nyírség

A paleozóos kristályos alaphegység szerepe a vízföldtanban néhány kivételtől

eltekintve abban merül ki, hogy jó hővezető képességű, így a felette települő kőzetek és

az azokban tárolt víz hőmérsékletét pozitívan befolyásolja (2. táblázat).

Kőzet Hővezető-képesség (λ; W/m°C)

Hőmérsékletvezető-képesség (k; mm2/s)

Fajhő (c; kJ/kg°C)

bazalt 1,6-3,4 0,6-0,7 0,84-0,92 gránit 1,7-3,1 1,4-2,1 0,80-1,38

dolomit 3,7-5,9 1,0-1,8 0,92-1,00 homokkő 2,2-5,1 1,1-2,4 0,75-1,10

agyag 1,0-2,2 0,5-0,8 1,00-1,50 száraz

0,4-0,6 0,2-0,4 0,63-0,75

vizes homok 2,0-3,3 0,6-1,0 1,26-1,47 2. táblázat - Néhány fontosabb kőzet geotermikus paraméterei (VÖLGYESI, 2002)

A mezozóos alaphegység általában karbonátos kifejlődése az Alföldön jelenlegi

gazdasági helyzetben nem bír jelentős hidrogeológiai szereppel, ezért nincsenek kellően

megkutatva, de perspektivikusak lehetnek (LIEBE, 2001)

38

A harmadidőszaki képződmények országszerte eltérő képet nyújtanak, ezért

vízföldtani megítélésük lokális léptékben célszerű. Az alsó-pannóniai kifejlődési

sajátosságai következtében jelentéktelen mennyiségű víz termelésére alkalmas (összes

hévízkút 3%-a). A Tiszántúlon, Szentes környékén a felső-pannóniai üledékek a

legjelentősebb vízadók (MARTON, 2009).

Az Alföldön a hévízkutak 95%-a termel felső-pannóniai korú képződményekből.

A magyarországi 35°C-nál melegebb vizet adó kutak 60%-a az említett korú

homokkövekből termel.

A legfontosabb termálvízadó-rendszer a felső-pannóniai horizontális településű,

többemeletes, sokszintes uralkodóan homokos kifejlődésű nagyrendszer. Mélysége

400–2500 méter közötti az aljzatmorfológiától függően. A homoktestek megjelenési

formája a kis vastagságú, általában 2–25 méter, nagy területű, lepelszerű homokréteg.

Gyakoriak a homoklencsék is, melyek gyakran összeolvadnak, így egy nagy rendszert

képezve. Harmadik típusként a szendvics-szerkezetű termálvíztárolók említhetőek,

melyeket vékony, 1–5 méter vastag homokrétegek alkotnak (MARTON, 2009).

A vizsgált területen a fúrt kutak felső-pannóniai vízadó, porózus, sziliciklasztos

üledékes összleteket csapolnak, általában az Újfalui Formáció homokkőtesteinek

készleteit, ritkábban a Zagyvai Formációéit. Az előbbi összleten belül három vízadó

szint különíthető el (BARCZA et al. 2010) (11. melléklet).

A negyedidőszaki folyóvízi rétegeket a vízföldtan elkülönítve kezeli a levantei és

a pannóniai tavi rétegektől, illetve az utóbbin belül is megkülönbözteti az alsó-pannónai

sós-(NaCl) és a felső-pannóniai édesvizeket (MARTON, 2009; RÓNAI, 1975).

Az alsó-pleisztocénre jellemző a durvatörmelékes üledékek túlsúlya, így ezek a

legjobb vízvezető rétegek, és a lencsés kifejlődés lehetővé teszi a több száz méter vastag

üledéksorban a vertikális kommunikációt (RÓNAI, 1963).

A pleisztocén vízkészletek viszonylagosan könnyen hozzáférhetőek, és nagy

mennyiségben állnak rendelkezésre, ezért ivóvízkészleteink jelentős hányadát adják.

4.1. Az áramlási rendszer

A Pannon-medence és benne az Alföld áramlási képét két különböző hajtóerő

alakítja (TÓTH & ALMÁSI, 2001):

• a felszín domborzatából eredő gravitáció,

• a kőzetváz oldalirányú tektonikus kompressziója.

39

Az előbbi erő hatása alatt álló képződmények (400–1700 m) áramtere

regionálisan nyitott, azaz utánpótolódásuk csapadékból történik, határozott kiáramlási

zónákon keresztül térnek vissza a felszínre; az utóbbi esetében feszített, a felfelé

mozgást tektonikai kompresszió okozza. A kettő közötti folyadék-potenciál mező

üledéktani és szerkezeti tulajdonságok hatására alakul ki (MARTON, 2009).

A két zóna között hidraulikai kapcsolatot az Endrődi és az Algyői Formáció

nagy kiterjedésű vízrekesztő rétegei teremtik meg, kőzetpórusok, áteresztő lencsék és

tektonikai törések által. Ahol a felfelé áramló sós víz (6–25 g/l) és a lefelé áramló vizek

találkoznak, ott általában a kiáramlási területek felé eltérül az előbbi, így sósmocsarakat

létrehozva (TÓTH, 2006).

Az Alföld, mint áramlási rendszer egységes voltát ERDÉLYI (1978) publikálta,

Tóth József által korábban kidolgozott elméleti alapokon (23. ábra; 7. melléklet). Négy

áramlási régiót különbözetet meg: helyi, köztes, regionális köztes (hévizes), és

regionális. A Duna-Tisza köze és a Nyírség tápterületek, az Alföld mélyebb részei, a

Tiszántúl, és a folyóvölgyek pedig feláramlási területek.

22. ábra – Az egység medence – TDS: Total Dissolved Salts (összes oldott só) , xerophyta: szárazságtűrő, phreatophyta: nedvességtűrő (TÓTH, 1963 nyomán in HEGYI et al. 2007)

HALÁSZ (1995) felszín alatti vizek nyomásviszonyai alapján bizonyította, hogy a

Pannon-medence rétegzett rendszerként működik, melyben nyugalmi állapotban is

vannak rétegzettségre merőleges, vertikális vízmozgások ezeket a Csongrádi kiürülési

területeken is kimutatta.

A Magyar-medence rendkívül nagy kiterjedésű többszintes áramlási rendszer, az

egyes víztartók között pedig hidraulikai folytonosság van (22. ábra).

40

23. ábra – Szentes és környéke hidrosztratigárfiai modellje (TÓTH et al. 2003)

A felső áramlási rendszer nagyrészt negyedidőszaki, részben felső-pannóniai,

míg az alsó, rétegekbe zárt sósvizes áramlási rendszer pliocén és részben miocén korú

képződményekben alakult ki (MARTON, 2009). A két rendszer között az Alföld középső

részén kommunikáció alakult ki.

A termelt rétegek a felső, gravitációs áramlási rendszerhez tartoznak. A

csapadékvíz beszivárgásból származó táplálás a domborzatilag kiemelt területeken

történik, a megcsapolás pedig az alacsony területeken, különösen a Tisza-völgy

irányában (MARTON, 2009).

A hévizes áramlási rendszert ERDÉLYI és LIEBE (1973) írták le. A kvarter

képződmények nagy áramlási rendszerei helyenként kiterjednek a mélyebb, pliocén

rétegekre is. A medence peremén és belső tápterületein beszivárgó víz bikarbonátos,

csapadékjellegű víz, mely lefelé és elfelé mozog a tápterülettől. Az áramlási

rendszerekben ezt a leszálló vízmozgást negatív geotermikus anomális jellemzi, mivel

hőt von el a környezetétől. Ezzel ellentétben a felszálló ág mentén pozitív geotermikus

anomália tapasztalható (22. ábra). A legjellegzetesebb ilyen áramlás rendszer a Dél-

Tiszai süllyedékben alakult ki, mely beszivárgási területe a Duna-Tisza köze vastag,

durvaszemcsés üledéksora.

A Dél-Tiszántúl pliocén és pleisztocén vizeinek tápterülete a Duna-Tisza közi

Hátság. A beszivárgási területen holocén, az áramlás távolabbi szakaszában az utolsó

jégkorszak során beszivárgott víz található, mely nyugatról kelet felé mozog

(VARSÁNYINÉ, 2001).

A ma legelfogadottabb és legátfogóbb képet TÓTH és ALMÁSI (2001) adták a

Pannon-medence felszín alatti vizeinek áramlási rendszereiről. A kőzetvázat 1274

41

mélyfúrás adatai, a vízszinteket 16.192 mérés és közel 40.000 pórusnyomás-adat

alapján jellemezték. Kőzettani és rétegtani beosztásukat, hidraulikai jellemzőkkel a 24.

ábra és a 3. táblázat tartalmazza, a negyedidőszak elhagyásával.

Kor Rétegtani egység Hidrosztratigráfiai egység Jellemző

permeabilitás

negyedidőszak

(kvarter) - Nagyalföldi Aquifer része -

pliocén (felső-

pannóniai)

Újfalui és Zagyvai

Formáció Nagyalföldi Aquifer k=100–1000 md

felső-miocén (alsó-

pannóniai)

Endrődi Formáció

(Szolnoki

Formáció; Algyői

Formáció)

Endrődi Aquitard

(Szolnoki Aquifer (aquitard

lencsékkel); Algyői Aquitard (aquifer

lencsékkel))

k=0,1 md

(k=10–100 md;

k=1–10 md)

középső-miocén Badeni és Szarmata

Formáció Pre-Pannon Aquifer k=100 md

3. táblázat – A Pannon-medence hidrosztratigráfiai egységei (TÓTH & ALMÁSI, 2001 alapján)

24. ábra – Szentes területén áthaladó ÉNy-DK irányú áttekintő hidrogeológiai szelvény (TÓTH & ALMÁSI,

2001)

A medence üledékeit az Endrődi Vízlassító egy felső és egy alsó nagy

permeabilitású vízvezető részre osztja ketté. A vízlassító felszínének mélysége nagyban

változik, kb. 500 és 5000 méter között. Az Újfalui Formáció szolgáltatja a termelés

termálvíz jelentős részét, míg a kvarter vízadók az ivóvízellátásban játszanak főszerepet.

42

Pórusnyomás-szelvények, tomografikus folyadékpotenciál térképek és

hidraulikus szelvények készültek, melyek elemzése a következő eredményeket adta.

A nyomásprofil-szelvények alapján megállapítható, hogy a felső 1400–2500

méteren a nyomás a hidrosztatikus gradiensnek megfelelően változik, nagyobb

mélységben pedig szuperhidrosztatikussá válik.

Tomografikus térképek alapján megállapítható, hogy a potenciálszintek

hozzávetőlegesen követik a talajszintet, valamint, hogy a potenciálszintek csökkennek a

mélységgel a magasabb térszínek alatt, és emelkednek az alacsonyabbak alatt. Ez a

típusú potenciál-eloszlás a regionálisan nyitott gravitációs rendszerek jellemzője (TÓTH

& ALMÁSI, 2001) (25. ábra).

A fő csökkenő potenciálú, azaz beszivárgási területek (TÓTH & ALMÁSI, 2001):

• Duna-Tisza közi Hátság,

• Északi-középhegység az Alföld északi határán,

• Nyírség-dombvidék.

A fő növekvő potenciálú, azaz regionális megcsapolási területek (TÓTH &

ALMÁSI, 2001) (25. ábra):

• Duna keleti partja 5–25 km szélesen,

• a Tisza és a Körösök síkságai.

25. ábra – Az Alföld beszivárgási és kiáramlási területei (KOVÁCS, 2009)

Szuperhidrosztatikus szigetek először 600 méter környékén jelennek meg

elszórtan, majd nagyobb mélységekben egyre gyakoribbá válnak.

43

A beszivárgási vagy utánpótlódási területekre a következő jelenségek jellemzőek

(TÓTH, 1999) (22. ábra).

• Hidrológiai és hidraulikai értelemben:

o a víz lefelé áramlik, a hidraulikus gradiens pozitív;

o nedvességhiány észlelhető; a talajvízszint mélyen van, éves

ingása magas.

• Talajfizikai értelemben:

o a lefelé irányuló áramlás megnöveli a szemcsék közötti hatékony

feszültséget, így tömöríti a talajt.

• Botanikai értelemben:

o főleg szárazságtűrő növények (xerophita).

A megcsapolási vagy kiáramlási terülteken pedig a következő jelenségek

jelentkeznek (TÓTH, 1999) (22. ábra).

• Hidrológiai és hidraulikai értelemben:

o a víz felfelé áramlik, a hidraulikus gradiens negatív;

o nedvességtöbblet léphet fel, mely mocsarak, lápok kialakulását

eredményezheti, a talajvízszint magasan van, éves ingása

alacsony.

• Talajtani hatások tekintetében:

o a pórusnyomás növekedése csökkenti a hatékony feszültséget, így

folyós homokok jöhetnek létre;

o kiáramló vizek oldott formában Na+, Cl-, SO42- ionokat szállítnak

és azok kicsapódva szikes – szolonyec-szoloncsák talajok

képződéséhez vezetnek.

A szentesi területen a gravitációs feláramlás következményeként a valós

nyomásgradiens a hidrosztatikust 0,15 MPa/km-rel meghaladja, elősegítve ezzel a

gyorsabb utánpótolódást (ALMÁSI, 2001) (26. ábra).

A hidraulikus keresztszelvények alapján kijelenthető, hogy kb. 200–1700 méter

mélységtartományban a felszín alatti vízáramképet a felszíni domborzat határozza meg.

A folyadék-hajtóerő magas területek alatt lefelé, míg mélyebbek alatt felfelé hat.

Nagyobb mélységekben egyöntetűen felfelé hat (TÓTH & ALMÁSI, 2001).

A pannóniai homokkő permeabilitása erős anizotrópiát mutat, vertikális

áteresztőképessége 30–50%-kal alacsonyabb, mint a horizontális (KORIM, 1966).

44

26. ábra – Nyomás-mélység profil a szentesi régióban (ALMÁSI, 2001 nyomán in BARCZA et al. 2010)

A Pannon-medencéhez hasonló nyomásviszonyokat a Föld több pontján

előfordulnak, például a Kelet-Elő-Kaukázusban, a Dnyeper-Donyecki-medencében,

Nyugat-Szibériában, Kaliforniában vagy a kanadai Albertában (MARTON, 2009; TÓTH,

2009).

4.2. Geotermikus adottságok

A Föld belső hője, azaz a geotermikus energia elsősorban a hosszú felezési idejű

radioaktív izotópok (U238, U235, Th232, K40) bomlásából származó hőt jelenti. Minimális

mértékben egyéb források is hozzájárulnak, mint az asztenoszféra konvekciós

áramainak súrlódási hője, de elsősorban a fent említett tényezők játszanak kulcsszerepet

(MÁDLNÉ, 2006).

Magyarország területe, a Pannon-medence alatt a litoszféra különlegesen

vékony, 60–100 km vastagságú, a kontinentális kéreg pedig 22–26 km (Mohorovičić-

felület) (DÖVÉNYI & HORVÁTH, 1988), ezért geotermikus adottságai tekintetében Európa

élvonalába tartozik. A hőáramsűrűség jellemző értékei 80–110 mW/m2, maximumuk

90–120 mW/m2 (DÖVÉNYI et al., 2002) (8. melléklet), melyek meghaladják a

kontinensek világátlagát a 65 mW/m2-t (POLLACK et al. 1993). A kedvező tulajdonságok

közé tartozik a gyenge szeizmikus aktivitás is, csak kis amplitúdójú és sekély mélységű

földrengések fordulnak elő, melyek valószínűleg üledékképződési és termikus

különbségek kiegyenlítődései és nem tektonikus eredetűek (STEGENA et al. 1975). Ezzel

együtt hévíz-adóink nem tartoznak a nagy entalpiájú rendszerek közé, hőmérsékletük

ritkán haladja meg a 100°C-ot (MARTON, 2009).

45

Egy tanulmány, melynek célja a magyarországi geotermikus potenciál

meghatározása volt kimutatta, hogy a tárolt hőmennyiség a mélységgel nő, és összesen

hozzávetőlegesen 100.000 EJ-ra tehető a mennyisége (REZESSY et al. 2005). További

vizsgálatok szerint e hőmennyiség mindössze 5%-a tárolódik a pórusfolyadékokban,

túlnyomó része a kőzetvázban (SZANYI et al. 2009)

A geotermikus gradiens Magyarországon átlagosan 50°C/km (DÖVÉNYI et al.,

2002) (9. melléklet), melyben többek között a jól szigetelő agyagos-homokos

medenceüledékek játszanak szerepet a kedvező hőáramsűrűség értékek mellett. A

geotermikus gradiens az Alföldön és a Dél-Dunántúlon a legmagasabb. A kedvező

adottságokat bizonyítja, hogy az ország területének 70%-án tárható fel 30°C-t

meghaladó kifolyó hőmérsékletű víz (LIEBE, 2001). Sajnálatos, de egyben biztató példa

a magyarországi termálvíz-kincs méreteire az 1985-ös fábiánsebestyéni gőzkitörés, ahol

140°C-os gőz tört fel 140 bar nyomással, percenként 3500–4000 liter víznek megfelelő

gőz szolgáltatva (JUHÁSZ, 1987).

Magyarország a mezőgazdasági célú, azon belül is az üvegházak fűtésére

használt geotermikus energia felhasználásban a világ élvonalába tartozik Grúziával,

Törökországgal és Kínával együtt. Évente átlagosan 1502,5 TJ mennyiségű geotermikus

energiát használunk az adott szektorban, 196,7 MWt beépített kapacitás mellett (LUND,

2005).

A vékony litoszférát és kérget nagy mélységi behatolású szeizmikus,

magnetotellurikus és gravitációs mérések is megerősítették (FÜLÖP, 1989) (27. ábra).

Az elvékonyodott kérget magyarázó elméletek közül a húzófeszültségek és

szubkrusztális erózió elmélete írja le legpontosabban a mai állapotokat. Eszerint a

litoszféra horizontális extenziós feszültségek hatására történő megnyúlása, ezzel

arányos kivékonyodása és a forró asztenoszféra felemelkedése (köpenydiapír) játszotta

a főszerepet, amely köpenydiapír horizontálisan szétterülve szubkrusztális eróziót

okozott, tovább vékonyítva az alsókérget (FÜLÖP, 1989; STEGENA et al. 1975).

A felsőkéreg gránitnak megfelelő sebességeket mutat és normális vastagságú

(16–19 km), az alsó kéreg bazaltrétege vékony (5–8 km), alátámasztva a fenti elméletet

(STEGENA et al. 1975).

Komplex, integrált vizsgálatok kimutatták, hogy a Pannon-medence

felsőköpenyének geofizikai vizsgálatokkal bizonyított jelentős hőtöbblete pusztán

hővezetés révén nem érheti el a felszínt, valószínű a felsőköpenyben a részleges olvadás

és a felfelé történő migráció, azaz a köpenydiapirizmus (STEGENA et al. 1975).

46

27. ábra – Áttekintő ábra a Moho-felület mélységéről Közép-Európa DNy-ÉK-i irányú szelvényen

(JANIK et al. 2011)

Az elvékonyodott kéreg lesüllyedése izosztatikus folyamat. A normális

alsókéreg vastagság 13–16 km, ezzel szemben a Pannon-medence alatt 8 km-rel

vékonyabb, ami az egyensúly beálltáig körülbelül 1 km süllyedést jelent. Az

egyidejűleg lerakódott neogén–pleisztocén 2 km vastagságú üledékek további

körülbelül 2 km süllyedést okoztak, így kialakítva a mai Pannon-medencét (STEGENA,

1967).

47

5. Alkalmazott szoftverek

„A természetben egyetlen működés sem ok nélkül való; értsd meg az okot, és nem lesz

szükséged a tapasztalatra.” – Leonardo da Vinci

A matematika és a statisztika szerepe a földtanban esszenciális, erősebben

érezhető ez mióta egyre nagyobb mennyiségű számszerű adat férhető hozzá (BALKAY,

1954), melyeket lehetetlen lenne számítógép, programok és korszerű matematikai

eljárások nélkül feldolgozni.

Az adatok elemzése során alapvetően két program került alkalmazásra, de rajtuk

kívül számos segédprogram is.

A nyers adatok feldolgozására egy statisztikai program az SPSS 16-os verziója

szolgált, míg a hidrogeológiai paraméterek és különböző eljárások modellezése az

AquiferTest 3.5-ös verziójával történt.

Az ábrák és diagramok szerkesztése Microsoft Excel 2007, Grapher 8.3

CorelDraw X5 programok alkalmazásával történt.

5.1. SPSS ver.16.0

Az SPSS (Statistical Package for the Social Sciences) egy átfogó adatelemző,

összehasonlító rendszer, mely lehetővé teszi kiterjedt, többszintes, multidimenziós

adathalmazok vizsgálatát, szűrését és belső struktúrájuk, törvényszerűségeik feltárását.

A program képes szinte minden elterjedt adatfájlt feldolgozni, ill. importálni és

ezek táblázatos formába hozni, azokból pedig jelentéseket, kimutatásokat, grafikonokat

és diagramokat készíteni az adatok eloszlásai, trendjei, leíró és komplex statisztikai

adatai alapján (MORGAN et al. 2004).

Az SPSS felhasználóbarát grafikus környezete leegyszerűsíti a feladatok

megoldását, a legtöbb funkció és vizsgálat könnyen és gyorsan elérhető, mélyebb

számítógépes szaktudást nem igényel. Felsőbb szintű adatelemzéseket azonban csak

parancssorokkal érhetőek el, melyekhez programozási ismeretek szükségesek

(LEVESQUE & SPSS INC. 2007).

A program menürendszere és kinézete nagyban hasonlít a Microsoft Office

Excelnél megszokottra (File, Edit, View, Data…). A megjelenő párbeszédablakok

segítségével állíthatóak be a számításokhoz használat paraméterek, vizsgálatok. Fontos

azonban, hogy a sok hasonlóság mellett eltérések is jelentkeznek, mint például, hogy a

48

visszavonás az SPSS esetében kizárólag a legutolsó parancsot képes semmissé tenni,

illetve a másolás-beillesztés kombináció adatvesztést okozhat, hiszen cellát nem szúr be

(SAJTOS & MITEV, 2007).

Az adatbázis feltöltött sorokból, azaz rekordokból áll, a Data Editor ablak két

lapot tartalmaz: a Data View és a Variable View lapokat. Előbbi az adatmátrixot, utóbbi

sorai a változókat, oszlopai azok tulajdonságait tartalmazzák (PALLANT, 2007).

A Viewer, vagy ismertebb nevén az Output ablak tartalmazza az elvégzett

számítások eredményeit táblázatok, diagramok formájában. Az eredmények számos

módon exportálhatóak, így más programokba is beilleszthetővé válnak (SAJTOS &

MITEV, 2007).

A menüpontok felépítése követi a megszokott struktúrát, a File, Edit, View menü

általános beállításokra szolgál, a Data adatkezelésre, a Transform adattranszformációkat

tesz lehetővé, az Analyze tartalmazza a vizsgálatokat, a Graphs diagramok

szerkesztésére szolgál, a további menüpontok pedig kiegészítő funkciókat tartalmaznak,

illetve a Help-et (28. ábra). Az SPSS Help menüje kiváló, számos magyarázó példát,

feladatot tartalmaz, könnyen és gyorsan elérhető.

28. ábra – Az SPSS 16-os verziójának kezelőfelülete

Nagyon fontos, hogy az SPSS kizárólag adatelemzést tesz lehetővé, az

eredmények értelmezését nem végzi el, ahhoz megfelelő szaktudás szükséges.

5.2. AquiferTest ver.3.5

A termeltetési vagy szivattyú tesztek és azok értékelésének elsődleges céljai,

várható eredményei (BOURDET, 2002; LEVEN & DIETRICH, 2006) a következők:

• vízadó, és „vízzáró” rétegek kijelölése, áramlási cellák határainak

meghatározása (aquifer, aquitard, flow system boundary)

• szivárgási tényező (hydraulic conductivity),

49

• fajlagos tárolási tényező (specific storage) (S),

• aktív hézagtérfogat (specific yield),

• transzmisszivitás (transmissivity) (T) meghatározása,

• nyomásváltozás,

• a kutak távolhatása (R), leszívás, depresszió mértékének megállapítása

• a visszatöltődési idő meghatározása,

• a tározóban található törések, vetők kimutatása,

• termelési potenciál kiszámítása.

A fenti számítások, eredmények meghatározásában segít az AquiferTest nevű

program, mely széles körben elfogadott és alkalmazott alkalmazás szivattyútesztek

eredményeinek, adatsorainak sokoldalú értelmezésére, feldolgozására és ábrázolására.

A program grafikus felülettel rendelkezik, mely nagyban megkönnyíti

használatát, és mivel hidrogeológusok készítették szakmailag is átgondolt, precíz.

Az AquiferTest képes regionálisan nyitott, zárt, átszivárgó és repedezett tározók

modellezésére is. Ugyanazon adathalmazra készíthetünk és hasonlíthatunk össze több

vizsgálati módszert, ábrázolhatjuk a leszívás mértékét térképes formában. Az adatok

importálása lehetséges mind ASCII-típusú, mind Excel-típusú fájlokból, de manuálisan

is bevihetőek.

A program többek közt alkalmas szivattyútesztek kiértékelésére, amikor egy

kútból termelik a vizet és egy vagy több megfigyelőkútban mérik a vízszint-változást.

Négy féle előre meghatározott analitikai módszer került beépítésre a programba

(RÖHRICH et al. 2002):

• Cooper-Jacob idő-leszívás mértéke,

• Cooper-Jacob távolság-leszívás mértéke,

• Cooper-Jacob idő-távolság-leszívás mértéke, és

• Theis-féle visszatöltődés.

Ezeken kívül 9-féle manuálisan beállítható feltételekkel futó eljárás közül lehet

választani (RÖHRICH et al. 2007):

• Theis (1935),

• Hantush-Jacob (Walton) (1955),

• Neuman (1975),

• Theis Jacob-féle korrekcióval,

• Warren Root kettős porozitás (repedéses rendszerek),

50

• Papadopulos-Cooper (1967),

• Agarwal visszatöltődés,

• Moench repedéses (1984),

• Hantush (1960).

A programot úgy tervezték, hogy minél gyorsabb és hatékonyabb munkát tegyen

lehetővé. A kezelőfelülete áttekinthető, egyszerűen alkalmazható. A nyitóablakban

található különböző felületek az 29. ábrán láthatóak.

29. ábra – Az AquiferTest ver. 3.5 kezelőfelülete. 1 – Menüsor, 2. – Eszköztár, 3. – Navigáló fülek,

4. – Navigációs panelek, 5. – Adatbeviteli mezők, 6. – Állapotsor.

A Menüsorból az összes funkció elérhető, ami a programban található. Az

Eszköztár a leggyakrabban használt funkciók ikonjainak ad helyet. A Navigáló fülek a

különböző adatok bevitelére szolgáló űrlapok elkülönítésére szolgálnak. A Navigációs

panel tartalmazza egy projekt különböző összetevőit. Az Adatbeviteli mezők teszik

lehetővé a külső adatok kézi bevitelét, míg az Állapotsor az aktuális programállapotról

ad tájékoztatást.

51

6. Kiértékelési eljárások

„Az ész az embernek nem azért adatott, hogy a természet felett uralkodjék, hanem, hogy azt követni s annak engedelmeskedni tanuljon.” – Eötvös József

A fejezetben előforduló változók és állandók jelölései, mértékegységi összesítve

a dolgozat végén lévő Jelmagyarázatban tekinthetőek meg, ezért itt csak egyszer

kerülnek értelmezésre a jelölések, első előfordulásukkor.

Meghatározás szerint a rétegvíz olyan szemcsés, üledékes, porózus kőzetben

található víz, melyet alulról is, felülről is vízzárónak tekinthető fekü, ill. fedőréteg

határol, a vízadó réteg tehát nyomás alatt áll, azaz zárt (confined) vagy más néven

feszített víztükörrel rendelkezik (LÉCZFALVY, 2004). Rétegvizeinket artézi kutak

segítségével termeljük ki. Ha a nyugalmi vízszint (piezometrikus) a terepszint alatt van,

akkor negatív, ha fölötte, akkor pozitív kútról beszélünk (BORSY, 1998).

A víz emelkedését hidrosztatikus nyomás, rétegnyomás vagy gáznyomás

okozhatja (LÉCZFALVY, 2004). A szentesi hévíztárolók esetében a talpnyomás a

hidrosztatikus nyomást követi, ill. ahhoz közeli értéket vesz fel, mint ahogy a többi

felső-pannóniai és alsó-pliocén tározónk esetében is (KORIM & LIEBE, 1973) (26. ábra).

A nyomáskiegyenlítődés a hagyományosan vízzárónak tartott rétegeken, a félig

áteresztőkön (aquitard, vízfogó, félvízzáró) keresztül megy végbe hosszú idő alatt. A

félig áteresztő rétegek, bár permeabilitásuk lényegesen alacsonyabb a vízadókénál

(aquifer), nagy horizontális kiterjedésük miatt jelentős mennyiségű víz átszivárgását

teszi lehetővé, átszivárgó rendszerek fontos részei. Vízkivétel hatására még a vízzárók

(aquiclude) is áteresztővé válnak bizonyos mértékig (MARTON, 2009; TÓTH, 2009).

Az ilyen hidrosztatikus törvény alapján működő kutakra jellemző, hogy azok

nyugalmi víztükre nem mindig mutat vízszintes síkot, hanem esés tapasztalható bennük,

ami a már eredeti állapotban is meglévő vízszállítás eredménye (LÉCZFALVY, 2004).

A vízadó réteg megütése után, mivel az nyomás alatt van a vízszint

megemelkedik és egy szinten beáll, ez a nyugalmi vízszint, melyet a terepszinttől

mérnek. A vízadó rétegben uralkodó rétegnyomást, vagy talpnyomást (ph) a vízadó felső

részére számolva az (1)-es formula adja meg Pa-ban:

𝑝ℎ = �̅�𝑤ℎ𝑤𝑔 (1)

52

ahol �̅�𝑤 a vízoszlopban lévő víz átlagos sűrűsége g/cm3-ben, ℎ𝑤 pedig a mérési

pont fölött lévő vízoszlop magassága m-ben, g pedig a gravitációs gyorsulás.

Számításba kell venni, hogy a víz sűrűsége függ a hőmérséklettől, nyomástól, hordalék-,

ill. gáztartalomtól. Nyugalmi vízszintet mindig letisztult, hordalékmentes vízben

mérnek (LÉCZFALVY, 2004).

Próbaszivattyúzási vizsgálatokat hidrogeológiai paraméterek, tulajdonságok

meghatározása céljából végeznek. Ehhez szükséges egy kút melyből termelnek, ez a

termelőkút, és egy vagy több megfigyelő kút, melyekben csak a vízszintváltozásokat,

azaz nyomásváltozásokat rögzítjük. Méréseket lehet a termelt kútban is végezni, de

pontosabbak, megbízhatóbbak az eredmények, ha külön kútban mérünk. A

vízszintváltozást, ha a nyugalmi víznívótól számítják, akkor depressziónak, ha a

terepszinttől, akkor leszívásnak hívjuk (LÉCZFALVY, 2004).

A depressziót vagy leszívást (sdep), azaz a vízszintváltozást, a szivattyúzás

megkezdése után eltelt idő (t) függvényében ábrázolják. Eltérő vízföldtani

tulajdonságok eltérő alakú sdep(t) görbéket eredményeznek (SZŰCS & SZABÓ, 2008) (30.

ábra). A depresszió mértéke egyrészt hidrológiai paraméterektől, vízkivételtől, másrészt

a kút ellenállásától (iszapolódás, eltömődés) is függ (LÉCZFALVY, 2004).

30. ábra – A felső egy zárt, a középső egy nyitott az alsó pedig egy zárt átszivárgó rendszer jellemző

alakú sdep(t) görbéje (PERINA & LEE, 2006 alapján)

Megcsapoláskor a kút nyugalmi vízszintje (piezometrikus szintje) a

depresszióval jelzett értékkel csökken, ez a nyomáscsökkenés idővel a kút körül

radiálisan terjed, t1, t2…tn időben elkezdődik R1, R2…R3 távolságban is, ebből

következik, hogy a kút tengelyében maximális és sugárirányban csökken. A depresszió

53

hatósugara, melynek jele R az a távolság, amelyen belül az áramlás a kút felé mutat. Ez

a távolság a szivattyúzási idő függvényében nő, általában nem állandó. Rétegnyomásos

kutaknál csak akkor állandósulhat, ha eléri a vízadó réteg horizontális határát,

hidrosztatikusaknál pedig, amíg az el nem éri a tápterületet (LÉCZFALVY, 2004). R

abban az esetben is állandósulhat, ha az átszivárgásból származó utánpótlódás mértéke

eléri a vízkivétel mértékét. A depressziós tölcsér alakja a környező rétegek szivárgási

tényezőjének függvénye, minél magasabb az áteresztőképesség az R annál gyorsabban

nő.

Adott vízmennyiség termelésekor mind a nyomás alatti vízadókban, mind

hidrosztatikus, mind rétegnyomás alatt állókban ugyanazok az eljárások alkalmazhatóak

a depresszió mértékének meghatározására, mivel a kutak környékén az előbbi esetben is

szerepet játszik a rétegek nyomása a víz kisajtolásában, kivéve az erősen merev

kőzeteknél (mészkő) (LÉCZFALVY, 2004).

A természetben szinte minden vízmozgás tranziens, vagyis időben és térben

nem-permanens (instacionárius) állapotú, amelynek csak egyes szakaszait lehet kvázi-

permanensként kezelni. A tranziens áramlások elméletét Theis (1935) és Jacob (1940)

dolgozták ki. Theis egy matematikus kollégájával Lubinnal felismerte az analógiát a

víz- és a hőáramlás között, ami alapján kidolgoztak egy megoldást szivattyúzott kutak

körül kialakuló tranziens áramlás leírására. A geológiai közegben végbemenő

vízmozgás leírásának alapja, hogy annak törvényszerűségei megegyeznek a szilárd

közegben történő hőáramlásokéival (MARTON, 2009).

6.1. Theis metódus (1935)

Theis nyomás alatti, végtelen kiterjedésű vízadókban kialakított állandó

vízhozamú kutakat vizsgált, és írta le a porózus közegben végbemenő folyadékáramlást.

A Theis-modell alkalmazásának feltételrendszere (KOVÁCS & SZANYI, 2008):

• vízszintes,

• végtelen kiterjedésű vízadó,

• a szivattyúzás előtt a vízadóban mindenhol egyenlő a hidraulikus

emelkedési magasság,

• homogén, izotróp közeg,

• állandó vastagság,

• nincs oldalirányú beáramlás a peremeken,

54

• feküje és fedője vízzáró (aquiclude),

• nincs átszivárgás,

• csak egy termelő kút van a víztartóban,

• a kút a teljes vízadóban szűrőzött,

• a fúrólyuk a víztartóhoz képest elhanyagolható

• a kút Q hozama konstans,

• a teljes kitermelt vízhozam a rétegben nyomás alatt tárolt víz rugalmas

felszabadulásából származik.

Ilyen szigorú feltételeket kielégítő vízadó a természetben nem létezik, de az

eljárás jelentősége, hogy számolhatóvá és értelmezhetővé teszi az S tárolási tényezőt.

Valamint ez képezi az összes a későbbiekben kidolgozott elmélet alapját.

Tárolási tényezőnek (storage coefficient, storativity) nevezzük az egységnyi

alapterületű m magasságú kőzetoszlopból egységnyi nyomásváltozás hatására

felszabaduló víztérfogatot (JUHÁSZ, 2002). Azt a kapcsolatot mutatja, amely egy

rétegben tárolódó víz mennyiségi változása és a réteg piezometrikus szintje megfelelő

változása között van. Dimenzió nélküli mennyiség. Nyomás alatti rendszerekben a b

vastagságú vízadó tárolási tényezőjét a következő formula adja meg:

𝑆 = ρwgb(α + nβ) (2)

, melynek mértékegységei és jelei a 4. táblázatban találhatóak (MARTON, 2009).

Név Jel Mértékegység víz sűrűsége ρw kg/m3

nehézségi gyorsulás g m/s2 vízvezető réteg vastagsága b m

vízvezető réteg térfogatváltozási tényezője α m2/N=m/kg*s2 víz térfogatváltozási tényezője β m2/N=m/kg*s2

vízvezető réteg porozitása n - 4. táblázat – A (2)-es képlet változói

A tárolási tényező jellemző értékei 10-3–10-4-et mutatnak az Alföldön (SZÉKELY,

1976), aminek körülbelül 40%-a a víz expanziójából, 60%-a a közeg

összenyomódásából származik.

A fajlagos tárolási tényező (Ss) az egységnyi vízadó-térfogatból egységnyi

piezometrikus szint-csökkenés hatására felszabaduló víz térfogata. Dimenziója 1/m.

𝑆𝑠 = ρwg(α + nβ) = Sb (3)

55

A másik fontos, az egyenletrendszerrel meghatározható aquifer tulajdonság a

transzmisszivitás (transmissivity), vagy vízszállítási tényező, amely egy b vastagságú

vízadó vízszállító képességét jelenti (MARTON, 2009). Megmutatja, az adott b

vastagságú réteg egységnyi széles sávján, egységnyi hidraulikus esés melletti átszivárgó

fajlagos vízhozamot (JUHÁSZ, 2002).

Homogén, izotróp, porózus közeg esetében a következő képlettel számolható

(MACE et al. 1999):

𝑇 = 𝑏 ∗ 𝐾 (4)

, ahol b a vízadó réteg vastagsága méterben, K pedig a szivárgási tényező

(hydraulic conductivity) sebesség dimenzióban, például m/s-ban. A K szivárgási

tényező a Darcy-törvényből határozható meg:

𝑄 = 𝐾𝐴 (ℎ𝑤1−ℎ𝑤2)𝐿

(5)

, melynek értelmezése a következő: A keresztmetszetű, L hosszúságú függőleges

hengeren (hw1-hw2) nyomáskülönbség mellett vizet áramoltatunk át, és mérjük az átfolyó

víz mennyiségét (KOZÁK, 2005), K az egyenletben egy arányossági tényező. Ezt az

egyenletet összevonva és átrendezve jutunk el a következő alakig:

𝑞 = 𝐾 ∗ 𝐼 (6)

, ahol I=( hw1-hw2)/L, hidraulikus gradiens, q=Q/A fajlagos vízhozam, és ezért a

K sebesség dimenziójú (MARTON, 2009).

A permeabilitás (k), vagyis áteresztőképesség csak a kőzetvázra vonatkozó

jellemzőket veszi figyelembe, míg a szivárgási tényező a folyadék tulajdonságait is. A

kettő közötti összefüggés az alábbiakkal adható meg:

𝐾 = 𝑘𝜌𝑔𝜇

= 𝑘𝑔𝜐

(7)

Az egyenlet eddig még nem tárgyalt változói a k permeabilitás m2 dimenziójú, a

𝜇 dinamikai viszkozitás kg/ms, az 𝜐 pedig kinematikai viszkozitás m2/s

mértékegységben (MARTON, 2009). (A permeabilitás egy nem hivatalos mértékegysége

a darcy, ill. millidarcy; 1 D az a permeabilitás, amely az 1 cps viszkozitású folyadék

56

1cm/sec sebességű áramlását teszi lehetővé 1 atm/cm nyomásgradiens mellett (GEIGER,

2009).)

A harmadik fontos tulajdonság, mely a Theis-egyenletekből levezethető az R

hatástávolság (domain radius, range of influence, Ri), melyet jelen dolgozat nem tárgyal

részletesen. Különböző szerzők különböző megközelítések szerint számolják, a

problémát DRAGONI (1998) írta le részleteiben, és WALTON (2007) is foglalkozott vele.

BEAR (1979) a következő formula használatát javasolja végtelen, zárt tükrű vízadó

esetén:

𝑅𝑖 = 1,5 �𝑇𝑆�12�

(8)

Már a fentiekből is látható, hogy számos hidrogeológiai, hidrológiai paraméter

határozható meg a szivattyú-tesztek értékelése során.

A Theis-egyenlet egyszerűsített levezetése a következőképp adható meg a

megfigyelőkútban mért depresszió W(u) függvényének segítségével:

𝑠𝑑𝑒𝑝 = ℎ0 − ℎ = 𝑄4𝜋𝑇

𝑊(𝑢) 𝑢 = 𝑟2𝑆4𝑡𝑇

. (9–10)

Theis bebizonyítatta, hogy a W(u) kútfüggvény a következő egyenlettel:

𝑊(𝑢) = −∫ exp (−𝑢)𝑢

∞𝑢 𝑑𝑢 (11)

vagy sorba fejtett alakkal adható meg, ahol C=0,5772 az Euler-féle állandó:

𝑊(𝑢) = −𝐶 − ln𝑢 + 𝑢 − 𝑢2

2𝑥2!+ 𝑢3

3𝑥3!− 𝑢4

3𝑥3!± ⋯ (12)

A (10)-es formula maga a Theis-egyenlet, vagy más néven egyensúlyhiány-

egyenlet (MARTON, 2009; SZŰCS & SZABÓ, 2008). Az egyenletekben szereplő

változókat az 5. táblázat tartalmazza, és a 31.ábra szemlélteti.

57

31. ábra – A Theis feltételrendszer és paraméterei (MARTON, 2009)

Név Jel Mértékegység termelőkút vízhozama Q m3/s

nyugalmi vízszint (SWL – Static Water Level) h0 m leszívás utáni vízszint, üzemi vízszint (PWL – Pumping Water Level) h m

transzmisszivitás T m2/s kútfüggvény változója u -

megfigyelő és termelő kút középvonalának távolsága r m szivattyúzás megkezdése óta eltelt idő t s

tárolási tényező S - 5. táblázat – A Theis-egyenlet változói

A (11–12) egyenletek alapján Theis megszerkesztette a W(u) mester- vagy

standardgörbét, amely görbe W(u) értékeit adja meg 1/u függvényeként, és ezt egy

kettős logaritmikus skálán ábrázolta, ahol az abszcisszán az 1/u, az ordinátán pedig a

W(u) kerül ábrázolásra (POEHLS & SMITH, 2009).

Egy másik kettős logaritmikus skálára felhordjuk a próbaszivattyúzás alatt mért

depresszió (s) és a szivattyúzás kezdete óta eltelt időket (t), előbbi az ordináta, utóbbi az

abszcissza. Ezt az adatgörbét tengelypárhuzamosan eltoljuk, míg a legjobb fedésbe

kerül a standardgörbével (MARTON, 2009).

Ezután tetszőleges pontot kiválasztva a mindkét rendszerből leolvassuk az

értékeket: (s, t, W(u), u) (SZŰCS & SZABÓ, 2008)(32. ábra).

58

32. ábra – A Theis-görbe és az adatgörbe illesztése (SZŰCS & SZABÓ, 2008)

A kapott adatokból a transzmisszivitás és a tárolási tényező a következő

egyenletekkel számítható ki (POEHLS & SMITH, 2009).

𝑇 = 𝑄4𝜋𝑠𝑑𝑒𝑝

𝑊(𝑢) (13)

𝑆 = 4𝑇𝑡𝑢𝑟2

(14)

A szivárgási tényező számítása a következő egyenlettel is lehetséges egy termelő

és egy megfigyelő kút esetén (LÉCZFALVY, 2004):

𝐾 =𝑄 ln𝑟1𝑟

2𝜋𝑏(𝑠𝑑𝑒𝑝0−𝑠𝑑𝑒𝑝1) (15)

, ahol a jelöléseket az 33. ábra tartalmazza.

33. ábra – A K-tényező számításának paraméterrendszere (LÉCZFALVY, 2004)

59

6.2. Cooper-Jacob metódus (1946)

Az 1946-ban kidolgozott eljárás a Theis-féle megoldáson alapszik, de

leegyszerűsíti azt. Megfelelően kicsi r értékeknél, és/vagy megfelelően nagy t

értékeknél a sorba fejtett alak (12) lnu utáni tagjai elhanyagolhatóak. Gyakorlatilag ha u

< 0,01 , és/vagy t/r2 > 10 (RENARD, 2005), akkor a következő egyszerűsítés tehető:

𝑠𝑑𝑒𝑝 = 𝑄4𝜋𝑇

(−0,5772 − ln𝑢) = 𝑄4𝜋𝑇

ln 0,5615𝑢

(16)

Megfelelő egyszerűsítések és összevonások után (MARTON, 2009), a következő

egyenletet kapjuk:

𝑠𝑑𝑒𝑝 = 2,34𝜋

𝑄𝑇

log 2,25𝑇𝑡𝑟𝑠𝑆

(17)

A 34. ábrán látható a módszer alkalmazásának szemléltetése, a depresszió (sdep)

értékeit ábrázoljuk a t idő függvényében. A mérési pontokra egy egyenest illesztünk,

ahol az metszi az idő tengelyt felveszünk egy t0 pontot.

34. ábra – A Cooper-Jacob metódus grafikus megoldása (MARTON, 2009)

Két időpont közötti depressziókülönbségre felírható a következő összefüggés

(MARTON, 2009):

𝑠𝑑𝑒𝑝2 − 𝑠𝑑𝑒𝑝1 = ∆𝑠𝑑𝑒𝑝 = 2,3𝑄4𝜋𝑇

log 𝑡2𝑡1

(18)

, ahol, ha t1 és t2 értékét úgy választjuk meg, hogy log t2t1

= 1 legyen, tehát

tízszeres legyen köztük az eltérés, akkor a (18) egyenletből a transzmisszivitás

számolható:

60

𝑇 = 2,3𝑄4𝜋∆𝑠𝑑𝑒𝑝

= 0,183 𝑄∆𝑠𝑑𝑒𝑝

(19)

A transzmisszivitás (T) egyenesen arányos a kút vízhozamával (Q). ezért az

átszivárgás, hozzászivárgás, peremi táplálás is növeli a vízhozamot. Átszivárgó

rendszereknél a Theis-módszer nem alkalmazható, mégis gyakorlatban van (MARTON,

2009).

A t0 időpontban, azaz ahol sdep=0, a (17) egyenlet a következő alakú lesz, és S

tárolási tényező könnyen kifejezhető belőle:

1 = 2,25𝑇𝑡0𝑟𝑠𝑆

𝑆 = 2,25𝑇𝑡0𝑟2

(20–21)

A transzmisszivitás meghatározására más módszerek is léteznek, például több

figyelőkútben mérnek, vagy a visszatöltődési görbéből számítják azt (MARTON, 2009).

Az eddigi kettő módszer tehát szigorú feltételrendszer mellett működik, melynek

egyik lényeges aspektusa, hogy teljesen vízzáró réteget tételez fel a vízadó alatt és

fölött. A valóságban ez szinte sohasem igaz, a már említett aquitard, aquiclude

tulajdonságok miatt. Olyan tározókban tehát, ahol a fekü és a fedő bizonyos mértékben

vízáteresztő, lehetővé teszi az átszivárgást más megközelítést is lehet alkalmazni. Az

ideális zárt rendszertől való eltérés az idő függvényében növekszik, megfelelően hosszú

idő után a teljes vízhozam a „zárórétegen” keresztül áramolhat a kútba a egy felsőbb

nem termelt rétegből (NEUMANN & WITHERSPOON, 1972).

A rétegzett rendszerek egyben átszivárgó rendszerek is, és jellemző rájuk a nem-

permanens vízmozgás (MARTON, 2009).

6.3. Hantush-Jacob metódus (1955)

Megoldásuk csak a csapolt vízadó képződmény vízkapacitását vette figyelembe

a fedőképződményt, mint vízkapacitás nélküli hidraulikai akadályt kezelte, tehát

lehetővé tette a szivárgást. Egyszintes felülről nyitott tároló nem-permanens depressziós

terére alkalmazták az eljárást (MARTON, 2009).

A vízadót homogén, izotróp közegként kezelték, ami csak felülről egy nem

szivattyúzott vízadóból töltődik újra egy vízkapacitás nélküli rétegen keresztül,

kizárólag függőleges irányban. Alapfeltétel a Theis-féle megoldáséi mellett (kivéve a

61

szivárgás), hogy vízadóban az áramlás vízszintes, míg a fölötte lévő nem termelt

vízadóban a nyomás konstans (POEHLS & SMITH, 2009) (35. ábra).

35. ábra – A Hantush-Jacob metódus terminológiája (SZŰCS & SZABÓ, 2008)

A Theis-egyenletből ismert u változatlan maradt:

𝑢 = 𝑟2𝑆4𝑡𝑇

(22)

Az 35.ábrán látható módon a következő formulát definiálták, amely az

átszivárgás mértékét jellemzi és dimenzió nélküli, benne a B forrástag (leakage factor)

(KOVÁCS & SZANYI, 2008; POEHLS & SMITH, 2009):

𝑟𝐵

= 𝑟� 𝐾′

𝐾𝑏𝑏′ (23)

, ahol r a kúttávolság (m), K és K’, b és b’ a vízadó ill. a fedőréteg szivárgási

tényezője (m/d) és vastagsága (m). r/B értéke nulla (K’=0), ha átszivárgás nem áll fent,

így a Theis-egyenletet kapjuk vissza (SZŰCS & SZABÓ, 2008). B a következőképp

értelmezhető (POEHLS & SMITH, 2009):

𝐵 = �𝑇𝑏′

𝐾′�1/2

(24)

Így az eredeti Theis-egyenlet a következőképp módosul (SZŰCS & SZABÓ,

2008):

𝑠𝑑𝑒𝑝 = ℎ0 − ℎ = 𝑄4𝜋𝑇

𝑊(𝑢; 𝑟/𝐵) (25)

62

, amelyből T transzmisszivitás:

𝑇 = 𝑄4𝜋𝑠𝑑𝑒𝑝

𝑊(𝑢; 𝑟/𝐵) (26)

𝑆 = 4𝑇𝑡𝑢𝑟2

(27)

1962-ben Walton megszerkesztette a görbesereget, melynek segítségével az

adatok kiértékelhetőek (36. ábra). A Theis-módszernél tárgyaltak szerint illesztjük az

adatgörbét a megfelelő Walton-görbére és leolvassuk az adatokat, számíthatóvá válik a

vízadó K (4 és 26 egyenletek) paramétere, és az átszivárgó réteg b’ vastagsága és K’

szivárgási tényezője (23–24 egyenletek).

36. ábra – A Walton által szerkeszetett görbesereg (SZŰCS & SZABÓ, 2008)

6.4. Theis-féle visszatöltődés (1935)

Zárt tükrű vízadókra alkalmazható az eljárás, amely a szivattyúzás leállítását

követően mért adatok által kirajzolt görbe vizsgálatára alapul. Lényege, hogy a termelés

leállása után a vízszint elkezd visszatöltődni. Ezt a visszatöltődést reziduális vagy

maradvány depressziónak (residual drawdown) nevezzük, jele sdep’.

Az eljárás lehetővé teszi az előző vizsgálatok ellenőrzését, sőt általában

elmondható, hogy megbízhatóbb eredményeket ad, mint a termelés alatt mért értékekből

számított paraméterek. Az adatgyűjtés mind a termelő, mind a megfigyelő kútból

lehetséges, míg az előbbi esetekben a termelőkútban mérni nem szerencsés (RÖHRICH et

al. 2002).

Tehát a Theis-egyenlet alapján az sdep’ a következőképp fejezhető ki:

63

𝑠′𝑑𝑒𝑝 = 𝑄4𝜋𝑇𝑊(𝑢)−𝑊�𝑢′� (28)

,ahol:

𝑢 = 𝑟2𝑆4𝑇𝑡

𝑢′ = 𝑟2𝑆′

4𝑇𝑡′ (29–30)

, ahol a felülvonásos értékek jelentik a termelés leállítása óta eltelt időt és

tárolási tényezőt (RÖHRICH et al. 2002).

Ha a feltételek eleget tesznek (u<0,01) a Cooper-Jacob metódusnak, akkor a

következő képlet is alkalmazható:

𝑠′𝑑𝑒𝑝 = 2,3𝑄4𝜋𝑇

log 𝑡𝑡′

(31)

, ahol t/t’ az arány a szivattyúzás kezdete óta eltelt idő és leállítása óta eltelt idő

között (RÖHRICH et al. 2002).

6.5. Cooper-Jacob lépcsős teszt

Az AquiferTest program képes lépcsős tesztek kiértékelésre is, a Cooper-Jacob

módszer továbbgondolásával, a szuperpozíció elvének bevezetésével. Így a vízszint –

idő adatpárokból számítható a tárolási tényező és a transzmisszivitás. BIRSOY &

SUMMERS (1980) által leírt módszer alapján fejleszették ki ezt az eljárást. A módszer

alkalmazásának feltételrendszere megegyezik a (6.2)-es pontban ismertetett Cooper-

Jacob metóduséval (RÖHRICH et al. 2002).

Hasonló, illetve újabb eljárásokat, metódusokat LOUWYCK et al. (2010) mutat be

cikkében.

𝑠𝑑𝑒𝑝𝑄𝑛

= 2,34𝜋𝑇

log ��2,25𝑇𝑟2𝑆

� 𝛽𝑡(𝑛)(𝑡 − 𝑡𝑛)� (32)

, ahol olyan esetekben, amikor a termelés folyamatos, de a vízhozamot

változtatják:

𝛽𝑡(𝑛)(𝑡 − 𝑡𝑛) = ∏ 𝑛𝑖 = 1(𝑡 − 𝑡𝑖)

𝑄𝑖𝑄𝑛 (33)

64

, mely egyenletben, az egyenlet bal oldalán található kifejezés a beállított

időintervallum, (t-ti) az i-edik ütem megkezdése óta eltelt idő, Qi az i-edik ütem

vízhozama, Qn pedig az különböző vízhozamok számának összege.

6.6. Theis lépcsős-teszt

A (6.1) és (6.5) fejezetekben bemutatott módszert, ill. kiegészítést alkalmazza

(37. ábra). A Theis-egyenlet a következő alakban szerepel:

𝑠𝑑𝑒𝑝(𝑟,𝑡)

𝑄𝑛= 1

4𝜋𝑇 ∫∞𝑢𝑒−𝑢𝑑𝑢𝑢

(34)

, ahol olyan esetekben, amikor a termelés folyamatos, de a vízhozamot

változtatják:

𝑢 = 𝑟2𝑆4𝑇𝛽𝑡(𝑛)(𝑡−𝑡𝑛) = 𝑊(𝑢) (35)

𝛽𝑡(𝑛) = ∏𝑛 − 1𝑖 = 1 �

𝑡−𝑡𝑖𝑡−𝑡𝑖′

�𝑄𝑖𝑄𝑛 (36)

, ahol ti’ az i-edik ütem befejezésének ideje, (t-ti’) pedig az i-edik ütem vége óta

eltelt idő (RÖHRICH et al. 2002).

37. ábra – Példa a (6.5) és (6.6) fejezetek módszereinek idő-depresszió grafikonjára (LOUWYCK et al. 2010)

65

7. Kútadatok és statisztikai vizsgálatuk

„Az okos ember mindenre rá tud jönni a megfelelő adatokból.” – Bill Gates

A Geo-Log Kft. által végzett geofizikai és termelésteszt vizsgálatok több kútra

kiterjedtek, de sajnos számos adatsor nem használható különböző okok miatt. Egyes

kutakban tönkrement a mérőszonda, más kutakban esetlegesen nem érte el a vízszintet a

műszer vagy emberi mulasztás történt.

A VII/3-as kútba telepített LMG-1850 jelű szonda kiépítésekor derült ki, hogy

annak kábele a tolózár rázárása következtében elszakadt, és a szonda 1600 méter

kábellel a fúrólyuk aljára süllyedt, de tovább mért, értékelhető adatokat szolgáltatva.

Műszaki mentése sikeres volt (GEO-LOG KFT., írásbeli közlés).

Kifolyó szelvény

Termelési idő Vízhozam Vízszint Nyomás

(1700 m) Vízhő

felszínen Vízhő

(1700 m)

min l/min m3/nap m MPa °C °C

V/2 zárt 60 0 0 4,95 16,3664 – 90,3 Q1 60 388 559 1,08 16,3325 75 90,8 Q2 60 793 1142 -2,95 16,2834 83 90,7

VII/3 zárt 120 0 0 9,84 16,2156 – 93,6 Q1 60 245 353 9,46 16,2077 77 95,7 Q2 60 513 739 9,09 16,1864 81 95,3 Q3 60 888 1279 4,53 16,1448 85 94,9

6. táblázat – Az V/2 és VII/3 kutak hidrológiai adatai különböző vízhozamok mellett (GALSA & SZONGOTH, 2009a, 2009b)

Az adatsorok és termelési idők összehasonlítása után a VII/3-as termálkút és az

V/2-es kút mérési eredményei kerültek kiválasztásra alaposabb elemzés céljából. A

VII/3-as kút volt a rángatásos termelési tesztek termelt kútja, míg az V/2-es a

megfigyelő kút. Térbeli elhelyezkedésüket a 11. melléklet mutatja, míg különböző

történeti, technikai, hidrológiai paramétereiket a 6–7. táblázat, és a 12. melléklet

tartalmazza. A 2009-es méréseket a Geo-Log Kft. végezte.

Mindkét kút a középső vízadóba van szűrőzve, a termelt kút teljes hosszban, a

megfigyelő rövidebb szakaszokon, de a vizsgálat érdekében ezt teljesnek kell vennünk.

Beáramlás Beáramlási

zóna Hozam Részarány

m–m l/min % V/2

I 1780,9–1791,0 20 3 II 1791,8–1793,8 645 83 III 1807,7–1812,1 20 3 IV 1817,8–1820,0 85 11

Összesen: 18,7 770 100% Teljes

szakasz: 39,1 47,83% VII/3

I 1818–1826 258 28 II 1847–1858 50 6 III 1879–1883 30 3 IV 1924–1962 570 63

Összesen: 61 908 100% Teljes

szakasz 144 42,36% 7. táblázat – Az V/2 és VII/3 kutak aktív beáramlási zónái (GALSA & SZONGOTH, 2009a, 2009b)

A 2009-es geofizikai vizsgálatok megmutatták, hogy a szűrőzött szakasz V/2-es

kút esetében ~4 m-rel az magasabban kezdődik, amit figyelembe kell venni bizonyos

számításoknál (GALSA & SZONGOTH, 2009a).

A 13–14. mellékletekből kiderül, hogy a kutakban jelentős feltöltődés történt, az

V/2-ben majdnem 175 m, míg a VII/3-ban valamivel több, mint 18 m (GALSA &

SZONGOTH, 2009a).

7.1. Rángatásos és lépcsős kútvizsgálat

A szentesi VII/3-as kútban 6 termeltetés-leállítás történt, 2010. szeptember

6-án 12:30-kor kezdődött és 2010. szeptember 10-én 18:00-ig tartott. A tervek

szerint 12 óra termeltetést 6 óra leállás követett, de a gyakorlatban ez gazdasági és

egyéb okok miatt nem volt kivitelezhető, ahogy az a 2. termelési ütemben látható is.

Több ponton a nyomásadatok alapján lehetett csak eldönteni az időpontokat.

1) Termelés: 2010. szeptember 6. 12:25 – 2010. szeptember 7. 00:01

Leállítás: 2010. szeptember 7. 00:01 – 2010. szeptember 7. 05:40

2) Termelés: 2010. szeptember 7. 05:40 – 2010. szeptember 7. 11:05

Leállítás: 2010. szeptember 7. 11:05 – 2010. szeptember 7. 23:50

67

3) Termelés: 2010. szeptember 7. 23:50 – 2010. szeptember 8. 12:05

Leállítás: 2010. szeptember 8. 12:05 – 2010. szeptember 8. 18:20

4) Termelés: 2010. szeptember 8. 18:20 – 2010. szeptember 9. 06:20

Leállítás: 2010. szeptember 9. 6:20 – 2010. szeptember 9. 12:50

5) Termelés: 2010. szeptember 9. 12:50 – 2010. szeptember 9. 23:50

Leállítás: 2010. szeptember 9. 23:50 – 2010. szeptember 10. 06:10

6) Termelés: 2010. szeptember 10. 06:10 – 2010. szeptember 10. 17:50

Leállítás: 2010. szeptember 10. 17:50 – 2010. szeptember 12. 19:20

A termeltetés során a vízhozam Q= ~50 m3/h= ~1200 m3/d volt.

A kútban az észlelés Leutert eszközzel történt, mely alkalmas mélységi

hőmérséklet és nyomás adatok rögzítésére ás tárolására (http://www.geo-log.hu). A

VII/3-as kútban a regisztrálás 2010.08.31-én 13:32-kor indult, míg az V/2-esben

2010.08.10-én 19:00-kor. Az előbbi kútban 1600, míg az utóbbiban 1250 m mélységben

voltak, adatrögzítés 1 percenként történt.

Az V/2-es kútban, egy C2399 jelű Datalogger is regisztrálta a nyomás és

hőmérséklet adatokat, mely körülbelül 27 méter mélyen volt. A Datalogger indítása

egységesen 2010.08.29-én 00:00-kor történt és 3 percenként rögzítettek adatot.

BARO mérők, melyek a VII-es kútcsoportnál kerültek elhelyezésre a légnyomás

és léghőmérséklet mérést tették lehetővé.

A 6 ciklusból állótesztet, egy hosszabb 3 lépcsős termeltetés követte, mely a

következők szerint épület fel:

1) 2010. szeptember 12. 19:15 – 2010. szeptember 13. 17:55

a. Q1= ~16 m3/h= ~384 m3/d

2) 2010. szeptember 13. 17:55 – 2010. szeptember 14. 17:50

a. Q2= ~30,75 m3/h= ~738 m3/d

3) 2010. szeptember 14. 17:50 – 2010. október 3. 06:25

a. Q3= ~50 m3/h= ~1200 m3/d.

A VII/3-as kút szondája 2010. október 3. 06:25-kor szakadt bele a kútba, a

korábban említett okok miatt, a szondát kimenteni 2010. október 19-én sikerült.

A kiértékelés során használt nyomás és hőmérséklet adatokat a Leutert

adatrögzítők mérték, az imént bemutatott paraméterek mellett.

A nyomásértékek vízszintre történő átszámítása során a víz sűrűségét ρw=1g/cm3

értékűnek, a gravitációs állandó g=9,81 m/s2, a légnyomással való korrigálástól

eltekintettünk, mivel annak befolyásoló hatása (~0,5%) alacsony a mérés hibahatárához

68

képest. A mért nyomásértékeket az Euler-féle egyenlettel számoltuk át, amely ha a

folyadék felszínén nem hat külső erő (EROSTYÁK & LITZ, 2002):

𝑝ℎ = ℎ𝑤𝜌𝑤𝑔 → ℎ𝑤 = 𝑝𝜌𝑤𝑔

(37)

, ha a légnyomás is bele akarjuk számolni:

𝑝𝑎 = 𝑝0 + ℎ𝑤𝜌𝑤𝑔 → ℎ𝑤 = 𝑝𝑎−𝑝0𝜌𝑤𝑔

(38)

, ahol ph a hidrosztatikai nyomás, hw a vízoszlop magassága, ρw a víz sűrűsége, g

a gravitációs állandó, pa az abszolút nyomás, po pedig a légnyomás.

A szondák által mért adatok természetesen az abszolút nyomást adják meg, de

megmutatható, hogy a légnyomás elhanyagolható hatással bír.

A mért nyomás értékekből visszaszámolva, ismerve a szonda terepszint alatti

mélységét, és a mérési pont tengerszint feletti magasságát kiszámítható a vízszint

tengerszint feletti magassága, amellyel később dolgozni lehet az AquiferTest

programban.

A számításokban használt szűrőzött vastagság értékek a 7. táblázat adatai

alapján került meghatározásra, mivel ezeket vehetjük vízadó rétegnek.

7.2. VII/3 (termelő) kút adatainak vizsgálata

A Geo-Log Kft. által telepített Leutert szonda hőmérséklet (°C) és nyomás (kPa)

adatokat szolgáltatott. Első lépésként az 1 percenként (88580 rögzítés) mért adatbázist

összevontuk, és csak minden ötödik mért adatot tartottuk meg, kapacitáshiány miatt. Így

a teljes megtartott adatbázis 17716 sort tartalmaz, az első 2010.08.31-én 13:32-kor

került rögzítésre, az utolsó pedig 2010.10.19. 14:57-kor.

A mérési eredmények alapján kiderült, hogy az első 3610 adatrögzítést ki kell

zárni a vizsgálatból, mivel azok a szonda felszíni tesztelésekor keletkeztek. Ugyanígy

kellett eljárnunk az utolsó 46 adatsorral is, mivel ezek a szonda kiemelésekor kerültek

rögzítésre, így értékelésük értelmetlen lenne, ill. esetleg a kiemelés sebessége

határozható meg belőle. A vizsgálatból kizárt értékek nélkül 14052 adatsorunk maradt.

Ezeket az adatokat a fentebb megadott termelési-leállási ritmusok szerint

bontottuk, előkészítve őket az AquiferTest programmal való feldolgozásra.

69

Fontos felhívni a figyelmet, hogy a szonda 2010.10.03-án 6:27-kor a kút aljának

közelébe (~3–4 perc alatt) zuhant, így az ezen időpont után mért nyomás adatok

átszámolásához ki kellett számítani a szonda hozzávetőleges új mélységét, vagyis ahol

az a kútban fennakadt (38. ábra).

38. ábra – A beszakadt szonda mentése során készült fotó (Forrás: Geo-Log Kft.)

Ezt egy empirikus, egyszerűsített módszerrel oldottuk meg az előző 6 leszívás

visszatöltődés határon tapasztalható vízszintváltozásokat kiszámoltuk, átlagoltuk és

ezután iterációs módszerrel közelítettük az új mélységet, mely 1965 m-nek (terepszint

alatt) bizonyult.

Mielőtt az AquiferTest szoftver alkalmazására sor került, az adatbázist SPSS

programmal statisztikailag szűrtük, belső adatkapcsolatokat kerestünk. A statisztikai

elemzéshez 6 csoportba soroltam az adatokat:

• 1. csoport (Jele: 1): 2010.08.31. 15:32 – 2010.09.06 12:17

o A szivattyútesztek 2010.09.06-án 12:25-kor kezdődtek, de a

mérés már 2010.08.31. 15:32 óta zajlott, így hozzáférhető egy

ismeretlen idő óta leállított kútban mért nyugalmi adatsor.

• 2. csoport (Jele: 2): A hat darab termelési periódust tartalmazza.

• 3. csoport (Jele: 3): A hat darab visszatöltődési periódust tartalmazza.

• 4. csoport (Jele: 4): A három lépcsős teszt teljes adatsorát tartalmazza.

• 5. csoport (Jele: 5): A három lépcsős teszt leállításától, ami egyben a

szonda levágásának ideje, 2010.10.07. 23:57-ig mért adatokat

tartalmazza, másképp fogalmazva egy hosszabb visszatöltődési szakaszt.

Az adatok melyek a szonda süllyedése közben keletkeztek törlésre

kerültek az adatbázisból (~3–4 perc).

70

• 6. csoport (Jele: 6): A tesztek leállítása és az új kvázi-nyugalmi vízszint

elérése utáni mérések. Ebben a szakaszban a vízszint csak nagyon

kismértékű átlagos változása tapasztalható, hasonlóan az 1. csoporthoz.

Az 5–6 csoport határát vonal diagram alapján állapítottam meg.

A szonda nyomást (kPa) és hőmérsékletet (°C) mért, mely adatokból mérési pont

tengerszint feletti magasság, szonda mélysége, víz sűrűsége ismeretében vízszint

számolható, melyet tengerszinthez viszonyítva adunk meg. Ebből az értékből a

terepszint alatti víztükör magasságot is számoltunk tájékoztató jelleggel.

A mért értékeket 2 tizedes jegy pontossággal vettük figyelembe, mivel ennél

pontosabban a műszerek mérési hibája miatt nem szükséges.

A mért és a számolt értékek egy adatbázisba kerültek, melynek első néhány sora

a 8. táblázatban látható, két sorba törve helyhiány miatt. az adatsorok sorszámot a

könnyebb és gyorsabb azonosítás érdekében kaptak.

Sor-szám Dátum Idő

Eltelt idő

(min)

Nyomás (kPa)

Hőmér-séklet (°C)

Mérés mélysége

terep-szint alatt

Mérési pont

(mBf)

Mé-rés

mély-sége

(mBf)

Szá-molt

vízszint (mBf)

Víz-tükör

mélysége (m)

Termel-tetett

vízhozam (Q - m3/h)

1 2010.08.31 15:32:04 0 15528,11 86,61 -1600 85 -1515 67,89 17,11 0,00

2 2010.08.31 15:37:04 5 15528,89 86,65 -1600 85 -1515 67,96 17,04 0,00

8. táblázat – Az előállított adattábla első két sora és a változók

A statisztikai vizsgálat célja az adatok belső szerkezetének, összefüggéseiknek

vizsgálata, ill. esetleges kiugró és extrém értékek felkutatása.

Az SPSS programmal történő feldolgozás feltétele, hogy az adattáblában nincs

hiányzó adat, mely feltételnek az adott tábla eleget tesz, továbbá minden csoportban

megvan az értelmezéshez szükséges N> 29 mintaszám.

Először az adatbázison, a fent megadott csoportok szerint feltáró adatelemzést

(EDA – Exploratory Data Analysis) végeztem, mely megadja a alapvető helyzet-,

szóródási-, alak- és egyéb mutatókat, a normalitás mértékét, mind táblázatszerűen, mind

grafikusan és a null hipotézis érvényességére is választ ad, valamint lehetővé teszi a

kiugró és extrém értékek kiszűrését (GEIGER, 2007). Változóként végig a hőmérséklet és

az általunk számolt vízszintet (mBf, mért nyomásból átszámolva) vizsgáltam.

A feltáró adatelemzés boxplot diagramjai számos kiugró, ill. extrém értéket

tartalmaztak, amelyek az elemzett csoportok tulajdonság (nyomás, hőmérséklet)-idő

görbéinek lefutásából erednek. Az 5–6. csoportot nem szabad összevonva kezelni, mivel

a hosszú leállási idő túlmintázottá tenné a második szakaszt, tekintve, hogy a közel

állandó vízszint már néhány nap után beáll. A 2-es, 3-as és 5-ös csoportok nem, vagy

71

alig tartalmaztak extrém-kiugró értékeket, így belső strukturális elemzéseket ezeken

végzem.

A fontosabb statisztikai mutatókat (átlag, konfidencia intervallum, medián,

trimmelt átlag, szórás, variancia, minimum, maximum) az extrém és kiugró értékek

adatbázisban hagyása mellett adjuk meg. mivel a trendek azok törlése és bent hagyása

esetében is egyeznek, a kvalitatív eltérések pedig alacsonyak, valamint későbbi

AquiferTest-es kiértékelések során is bent kell hagynunk ezeket (15. melléklet).

Normalitás vizsgálatoknál Q-Q (kvantilis-kvantilis) diagramokat,

hisztogramokat, leíró statisztikai adat összehasonlításokat és null-hipotézis vizsgálatot

(Kolmogorov-Smirnov próba) készítettem. Az SPSS null-hipotézise, hogy az eloszlás

nem-normál, ami akkor teljesül, ha az utóbbi próba szignifikancia szintje 0,05 alatti

vagy nulla (GEIGER, 2010).

A fenti vizsgálatokból egyértelműen kiderült, hogy egyik változó egyik

csoportjában sem mutatható ki normál eloszlás, a medián értékek nem esnek bele az

átlag konfidencia intervallumába, ilyen esetben pedig szükséges M-becslőket

alkalmazni, mivel ezek robosztusságuk miatt nem-normál eloszlásokat is jól

jellemeznek extrém értékek mellett is.. A 15. mellékletben a Hubert-, és Tukey-féle

maximum likelihood elven számított M-becslőket adjuk meg (KATONA & LENGYEL,

2004).

A korreláció és regresszió vizsgálatokat pontfelhő (scatter/dot) diagramok

készítése előzte meg a változók közötti kapcsolat szorosságának előzetes felmérése

céljából. A vizsgálatokat mind extrém és kiugró, mind ezek elhagyásával elvégeztük és

az eredmények nagy hasonlóságot mutattak, ezért az utóbbi esetben számolt értékek

kerülnek bemutatásra, mivel a pontfelhő diagramokon ezekben az esetekben

markánsabban kirajzolódik a lineáris kapcsolat (39. ábra). A teljes vizsgálatot

praktikussági okokból csak a 3-as csoport adatain végeztem el, ami nagyon jól

szemlélteti az adatok kapcsolatának szorosságát, legalábbis a visszatöltődési

szakaszokon.

A 3-as csoport esetében a Pearson-féle korrelációs együttható RPearson=(–0,928),

ami kiváló negatív korreláltságot mutat a hőmérséklet és a vízszint között, azaz a

vízszint növekedésével arányosan csökken a hőmérséklet, vagyis beáramló víz

hidegebb, mint a termelés során szivattyúzott, ez felülről történő utánpótlódásra,

átszivárgásra utal, de lehetséges a víz lehűlése is a határoló közeg hőelvonása miatt.

72

Azért használtam ezt a korrelációs együtthatót, mert ez írja le legpontosabban a lineáris

kapcsolatot (LÓKI & DEMETER, 2009).

39. ábra – A VII/3 kút 3. csoportjának hőmérséklet-vízszint diagramja (negatív korreláció)

Ugyanehhez a csoporthoz tartozó regressziós egyenes a következő egyenlettel

írható le:

𝑇ℎő𝑚 = −2,782ℎ + 277,753 (39)

, ahol Thőm a hőmérséklet, h pedig a vízszint.

Koefficiensek

Modell Koefficiens 95% Konfidencia intervallum B

B Alsó határ Felső határ

3. csoport Konstans 277,753 272,860 282,646

Vízszint (Jele: h) -2,782 -2,854 -2,710 Függő változó értelmezési tartománya Mutatók

Változó Alsó határ Felső határ RPearson Mintaszám (N) Hőmérséklet (Thőm) 87,57 92,44 -0,928 924

9 .táblázat – A (39) egyenlet matematikai és statisztikai paraméterei

Az ANOVA jelentésben szereplő a regresszió F-próbájának szignifikancia

szintje és a koefficiensekre vonatkozó kétoldali T-próba szignifikancia szintje is

alátámasztja, hogy van valós kapcsolat a két változó között, azaz becslésre alkalmazható

(SAJTOS & MITEV, 2007).

Az RPearson2 a kapcsolat erejét hívatott leírni, ez alapján a teljes szórás 86,1 %-át

képes leírni a regressziós egyenlet.

A termelési szakaszok (2. és 4. csoport) esetében is mutatható ki korreláció, de

nem ilyen szignifikáns (RPearson= ~(–0,650), ami valószínűleg a több termelési szakasz

egy csoportba vonásának eredménye. Pontosabb eredményeket lehet elérni, ha azokat

73

külön-külön egyesével elemezzük, így valószínűleg ott is kimutatható a szoros

kapcsolat.

A hosszú feltöltődési szakasz (5. csoport) a 3. csoporthoz hasonló rendkívül

magas korreláltságot mutat (RPearson=(–0,901) (40. ábra).

40. ábra – A VII/3 kút 5. csoportjának hőmérséklet-vízszint diagramja (negatív korreláció)

Az adatvizsgálatok, ill. előzetes vonaldiagramon történő ábrázolásuk kimutatta,

hogy sajnos a 6. termelési-visszatöltődési ritmusban emberi mulasztás vagy, technikai

probléma lépett fel, mert az adatokból ítélve a szivattyú körülbelül 30–40 percre leállt,

majd újraindult (16–17. melléklet). Ezen adatok értelmezésétől eltekintünk, bár

lehetséges lenne azt 2 különálló ritmusként értelmezni, de az nem illeszkedne be a

megelőző ritmusok sorába.

Az 1. csoport adataiból számolt Hubert-féle M-becslők által mutatott vízszintet

(mBf) fogom a továbbiakban nyugalmi vízszintként használni, melynek értéke 68,85

mBf (15. melléklet), amely 16,15 m terepszint alatti mélységet jelent 85 méteres

tengerszint feletti magassággal számolva a kútfej esetében.

Az 1. csoport adatelemzése során kapott átlaghőmérséklet (Hubert-féle M-

becslő) (15. melléklet) érték (1600 m: Tátl=89,7 °C) alapján várható geotermikus

gradiens (Gg) értéket számítottam a következő összefüggés alapján (MARTON, 2009):

𝐺𝑔 = 𝑇á𝑡𝑙𝑧−11𝑧

(40)

, ahol z a mélység, a számláló második tagja pedig az Alföld évi

átlaghőmérséklete (PÉCZELY, 1981).

A geotermikus gradiens értékére ezzel a számítási metódussal 4,92 °C/100m-t

kaptam, mely a világátlag fölötti, kiváló érték. A geotermikus mélységlépcső ez alapján

20,32 m/°C.

74

7.3. V/2 (megfigyelő) kút adatainak vizsgálata

A Geo-Log Kft. által telepített Leutert szonda ebben a kútban is hőmérséklet

(°C) és nyomás (kPa) adatokat szolgáltatott. Az 1 percenként rögzített (129466 db)

adatbázist kapacitáshiány és praktikussági okok miatt összevontuk, és szintén csak

minden ötödik mért adatot tartottuk meg, azok közül is csak a 2010.08.31. 15:32-től

2010.10.04. 09:27 intervallumba esőket (a valós eredeti adatbázis intervalluma:

2010.08.12. 19:10 – 2010.11.10. 16:45).

A teljes megtartott adatbázis, melyet SPSS-ben használok és kijelölöm benne a

további vizsgálatra alkalmas szakaszokat, 9719 sort tartalmaz, az első 2010.08.31-én

13:32-kor került rögzítésre, az utolsó pedig 2010.10.04. 09:27-kor. Az ezután rögzített

adatok túl nagy szórást mutatnak, már az előzetes vizsgálat alapján is (16. melléklet),

ezért azokaz jobbnak láttam kizárni a vizsgálatból, valószínű, hogy ezen a szakaszon

már ezt a kutat is termelték, vagy a környezetében többet.

Ezekben az adatokból 3 leszívási-feltöltődési ritmust elemzek az előző

fejezetben bemutatott szempontok szerint.

A fejezet végén megpróbálok korrelációs mátrix segítségével választ találni a

felmerülő kérdésre, hogy a VII/3-as kút 6 ritmusából miért 3 jelentkezik az V/2-es

megfigyelő kútnál.

Mielőtt az AquiferTest szoftver alkalmazására sor került, az adatbázist SPSS

programmal feltártam. A statisztikai elemzéshez 2 csoportba soroltam az adatokat, a

Grapher program segítségével kirajzoltok görbék alapján:

• 1. csoport (Jele: 1): A három darab leszívási görbe, melyek egymás

után következnek (17. melléklet).

o 2010.09.08. 06:12 – 2010.09.08. 12:42

o 2010.09.09. 00:12 – 2010.09.09. 07:12

o 2010.09.09. 18:47 – 2010.09.10. 00:17

• 2. csoport (Jele: 2): A három darab visszatöltődési ütemet tartalmazza.

o 2010.09.08 12:42 – 2010.09.09. 00:12

o 2010.09.09. 07:12 – 2010.09.09. 18:47

o 2010.09.10. 00:17 – 2010.09.14. 07:07

Az utolsó visszatöltődési ütemen látszik, hogy az egy hosszabb periódus, amíg a

kút pihent, a vízszint regenerálódott.

75

Összehasonlítva a termelt kútban észlelt leszívás kezdőidőpontját a megfigyelő

kútban mértével kiderül, hogy mind az V/2 kút 1. csoport első (I.), mind a negyedik

(IV.) vízszintcsökkenés hasonló időbeli késéssel jelentkezik. Az előbbi esetében ~42 h,

utóbbi esetében ~36 h késéssel jelentkezik a megfigyelő kútban, az addigi összes kivett

vízmennyiség pedig előbbi esetben ~1150 m3, utóbbiban ~780 m3 (17. melléklet), ami

arra utal, hogy a két kút kommunikál, de jelentős késéssel, viszont nem magyarázza a

fentebb már említett 3 ritmus hiányát.

A mért értékeket ebben az esetben 2 tizedes jegy pontossággal vettük

figyelembe, mivel ennél pontosabban a műszerek mérési hibája miatt nem szükséges,

ezután a 8. táblázathoz hasonló adattáblába kerültek.

Először ebben az esetben is a fent megadott csoportok szerint feltáró

adatelemzést (EDA – Exploratory Data Analysis) végeztem. Változóként végig a

hőmérséklet és az általunk számolt vízszintet (mBf; mért nyomásból átszámolva)

vizsgáltam.

A feltáró adatelemzés boxplot diagramjai ebben az esetben is számos kiugró, ill.

extrém értéket tartalmaztak, amelyek az elemzett csoportok tulajdonság (nyomás,

hőmérséklet)-idő görbéinek lefutásából erednek.

A fontosabb statisztikai mutatókat (átlag, konfidencia intervallum, medián,

trimmelt átlag, szórás, variancia, minimum, maximum) az extrém és kiugró értékek

adatbázisban hagyása mellett adjuk meg. mivel a trendek azok törlése és bent hagyása

esetében is egyeznek, a kvalitatív eltérések pedig alacsonyak, valamint későbbi

AquiferTest-es kiértékelések során is bent kell hagynunk ezeket (18. melléklet).

Normalitás vizsgálatoknál Q-Q (kvantilis-kvantilis) diagramokat,

hisztogramokat, leíró statisztikai adat összehasonlításokat (a medián és módusz nem

esnek az átlag 95%-os konfidencia intervallumába) és null-hipotézis vizsgálatot

(Kolmogorov-Smirnov próba) készítettem, melyek alapján egyértelműen elmondható,

hogy az eloszlás nem normál, ezért M-becslőket (Hubert- vagy Tukey-féle) használok a

további vizsgálatoknál, ahol az átlag szükséges.

A korreláció és regresszió vizsgálatokat pontfelhő ebben az esetben is

(scatter/dot) diagramok készítése előzte meg a változók közötti kapcsolat szorosságának

előzetes felmérése céljából. A teljes vizsgálatot mind az 1-es, mind a 2-es csoport

adatain elvégeztem csoport adatain végeztem el, ami nagyon jól szemlélteti az adatok

kapcsolatának szorosságát, legalábbis a visszatöltődési szakaszokon (41–42. ábra).

76

41. ábra – Az V/2 kút 1. csoportjának hőmérséklet-vízszint diagramja (pozitív korreláció)

Az 1-es csoport esetében a Pearson-féle korrelációs együttható

RPearson=(+0,884), ami kiváló pozitív korreláltságot mutat a hőmérséklet és a vízszint

között, azaz a vízszint növekedésével arányosan növekszik a hőmérséklet, vagyis

beáramló víz melegebb, mint a helyben lévő, ez esetlegesen oldalról történő

utánpótlódásra utalhat.

Ugyanehhez a csoporthoz tartozó regressziós egyenes a következő egyenlettel

írható le:

𝑇ℎő𝑚 = 1,296ℎ − 19,166 (41)

, ahol Thőm a hőmérséklet, h pedig a vízszint.

Koefficiensek

Modell Koefficiens 95% Konfidencia intervallum B

B Alsó határ Felső határ

1. csoport Konstans -19,166 -24,831 -13,501

Vízszint (Jele: h) 1,296 1,206 1,385 Függő változó értelmezési tartománya Mutatók

Változó Alsó határ Felső határ RPearson Mintaszám (N) Hőmérséklet (Thőm) 59,09 72,64 +0,884 229

10 .táblázat – A (40) egyenlet matematikai és statisztikai paraméterei

Az ANOVA jelentésben szereplő a regresszió F-próbájának szignifikancia

szintje és a koefficiensekre vonatkozó kétoldali T-próba szignifikancia szintje is

alátámasztja, hogy van valós kapcsolat a két változó között, azaz becslésre alkalmazható

(SAJTOS & MITEV, 2007).

77

Az RPearson2 a kapcsolat erejét hívatott leírni, ez alapján a teljes szórás 78,2 %-át

képes leírni a regressziós egyenlet.

A feltöltődési szakaszok (2. csoport) esetében is erős lineáris korreláció

mutatható ki: RPearson=(+0,988) (42. ábra).

42. ábra – Az V/2 kút 2. csoportjának hőmérséklet-vízszint diagramja (pozitív korreláció)

Ugyanehhez a csoporthoz tartozó regressziós egyenes a következő egyenlettel

írható le:

𝑇ℎő𝑚 = 1,379ℎ − 21,613 (42)

, ahol Thőm a hőmérséklet, h pedig a vízszint.

Koefficiensek

Modell Koefficiens 95% Konfidencia intervallum B

B Alsó határ Felső határ

1. csoport Konstans -21,613 -22,339 -20,887

Vízszint (Jele: h) 1,379 1,369 1,390 Függő változó értelmezési tartománya Mutatók

Változó Alsó határ Felső határ RPearson Mintaszám (N) Hőmérséklet (Thőm) 60,66 74,68 +0,988 1511

11 .táblázat – A (41) egyenlet matematikai és statisztikai paraméterei

A nyugalmi vízszint meghatározására ugyanazt az időintervallumot használtam,

mint a VII/3 kút esetében, tehát 2010.08.31. 15:32 – 2010.09.06 12:17. Adott

intervallum Hubert-féle M-becslője által mutatott vízszintet (mBf) fogom a

továbbiakban nyugalmi vízszintként használni, melynek értéke 69,00 mBf, amely 16,00

m terepszint alatti mélységet jelent 85 méteres tengerszint feletti magassággal számolva

a kútfej esetében.

78

Az adott intervallum adatelemzése során kapott átlaghőmérséklet (Hubert-féle

M-becslő) érték (1250 m: Tátl=73,86 °C) alapján a (40) összefüggéssel számítottam

várható geotermikus gradienst.

A geotermikus gradiens értékére ezzel a számítási metódussal 5,02 °C/100m-t

kaptam, mely a világátlag fölötti, kiváló érték. A geotermikus mélységlépcső ez alapján

19,92 m/°C.

A fentebb már említett korrelációs összehasonlítás, mely célja az volt, hogy

megállapítsa az V/2-es kút 3 leszívási és 3 visszatöltődési szakasza a VII/3 kútban

tapasztalható 6 leszívási és 6 visszatöltődési szakasz közül melyekkel mutat

legszorosabb egyezést. A 17. melléklet alapján megállapítható, hogy az I. jelű ritmus

biztosan nem a D, E, vagy F ritmusok párja, mivel ebben az esetben megelőzné őket

időben, ami lehetetlen, és feltételeztük, hogy az V/2 kút 3 ciklusa egymást követi és így

párhuzamosítható a VII/3 valamely 3 egymást követő ciklusával. A Pearson-féle

korrelációs mátrix a leszívási szakaszokra és a feltöltődésiekre, a lehetetlen esetek

elhagyásával a 12. táblázatban látható.

Pearson korreláció (leszívás) I (V/2) II (V/2) III (V/2) A (VII/3) 0,91 B (VII/3) 0,86 0,92 C (VII/3) 0,90 0,95 0,95 D (VII/3) 0,96 0,96 E (VII/3) 0,92

Pearson korreláció (feltöltődés) I (V/2) II (V/2) III (V/2) A (VII/3) 0,97 B (VII/3) 0,95 0,94 C (VII/3) 0,95 0,95 0,95 D (VII/3) 0,85 0,85 E (VII/3) 0,85

12. táblázat – A 17. melléklet jelölései szerint számolt összehasonlítás

Az alkalmazott eljárás eredménye alapján, az V/2 kút 3 ciklusa a leszívási

görbék alapján nem rendelhető hozzá a VII/3-as párjához, de a visszatöltődési

eredmények alapján feltételezhető, hogy a I-II-III-as ciklusok az A-B-C jelűekkel

hozhatóak kapcsolatba. Azaz a D-E-F nem észlelhető a megfigyelő kútban, egyelőre

ismeretlen okokból.

79

8. Adatok kiértékelése

„Minden generáció azt hitte, hogy kezében vannak a válaszok, már csak pár apró dolgot kell tisztázni. És mind azt gondolta, hogy az elődeik leegyszerűsítve nézték a dolgokat és ámították magukat. Mi az esélye annak, hogy pont a te generációd az,

amelyik valóban érti a világ működését?” – Scott Adams

A VII/3 jelű termelő és az V/2 jelű megfigyelő kút adatait hidrogeológiai

paraméterek (transzmisszivitás (T), tárolási tényező (S), szivárgási tényező (K))

meghatározása céljából.

Ezek a paraméterek rendkívül fontosak a rétegvíz áramlás numerikus

modellezésében, kútteljesítmény előrejelzésében, különböző oldott anyagok és

szennyezések terjedésének modellezésében, azaz a vízföldtani tervezés minden

ágazatában (MACE et al. 1999).

Fontos azonban kiemelni, hogy S és T úgynevezett aquifer-paraméterek. Abban

az esetben alkalmazhatóak, ha horizontális áramlást feltételezünk, ha három dimenziós

áramlásokat akarunk vizsgálni akkor a fajlagos tárolási tényezőt (Ss) és a szivárgási

tényezőt (K) kell használni (MARTON, 2009).

A térségben tapasztalható vízszintsüllyedések korábbi kutatások alapján SZANYI

& KOVÁCS (2010) készítettek áttekintő ábrát (43. ábra).

43. ábra – Szentes térségében tapasztalható depresszió térképes ill. szelvényszerű megjelenítése

(SZANYI & KOVÁCS, 2010)

A VII/3 jelű kút, bár termelő kút és nem ajánlott az itt mért adatokat mérvadónak

tekinteni, de ezeken az adatokon is elvégeztem az elemzéseket AquiferTest

programmal, és az eredmények bizonyos esetekben jól korrelálnak a megfigyelő kút

eredményeivel.

A VII/3 kút termelő ütemeire (A-F) (16.melléklet), a három lépcsős tesztre

összevonva, a visszaállási ütemekre (A-F) és a három lépcsős teszt visszaállási ütemére

80

készültek vizsgálatok. Az első esetben Theis-, Cooper-Jacob-, és Hantush-Jacob-tesztek

készültek, a másodikban Theis- és Cooper-Jacob lépcsős tesztek, a harmadik és

negyedikben Theis visszatöltődési tesztek készültek. Megjegyzendő, hogy a Hantush-

Jacob teszt Walton néven szerepel a program adatbázisában, valószínűleg azért, mert ő

készítette el a módszerhez tartozó görbesereget. A Cooper-Jacob tesztekhez több

megfigyelő kút ajánlott, de a mi vizsgálatunkban az általa adott eredmények nem

mutatnak szignifikáns különbséget a többi módszerrel kapotthoz képest.

Az V/2 jelű kút adatsorából a termelő ütemekre (I-III) (16. melléklet), és ezek

visszatöltődési párjaira készültek vizsgálatok a IV. ciklus leszívási és visszaállási

ütemeire is megkíséreltem a fenti módszereket alkalmazni, de az eredmények

értékelhetetlennek bizonyultak. A 16.mellékleten is jól látszik, hogy ez a szakasz az első

leszívás ütemen kívül nem mutat összefüggést a termelt kút 3 lépcsős szivattyúzási

fázisaival.

A program beállításakor viszonyítási szintként a tengerszintet adtam meg,

kiszámoltam mindkét kút a szükséges értékeket, ill. betápláltam a már megadott

konstansokat (12–15. melléklet), nyugalmi vízszintként, amint már fentebb is írtam, a

Hubert-féle M-becslők értékeit használtam mindkét kút esetében. A vízadó

vastagságaként az aktív szakaszok összegét alkalmaztam (7. táblázat). A program

bemeneti paramétereinek megértésében nagy segítség volt a http://www.pump-test.com

weboldal.

A szivárgási tényező és a permeabilitás között a következő korábban már

ismertetett összefüggés áll fent:

𝐾 = 𝑘𝑔𝜐

(43)

, ahol K a szivárgási tényező (m/s), k a permeabilitás (m2), υ pedig a folyadék

kinematikai viszkozitása (m2/s).

A kinematikai viszkozitást (υ) a következő egyenlettel számítható, melyet a

következő Poiseuille által meghatározott összefüggéssel lehet kiszámolni (MARTON,

2009):

𝜐 = 0,01778∗10−4

1+0,0337∗𝑇ℎő𝑚+0,000221∗𝑇ℎő𝑚2 (44)

81

, ahol Thőm a víz hőmérséklete (°C).

Eredményeim validálására, és az összehasonlíthatóság érdekében a következő

táblázatokban közlöm a külföldi és magyar szakirodalomban szereplő jellemző T, S és K

értékeket (13–15. táblázat).

Jellemző permeabilitás és szivárgási tényező értékek 95 °C-os vízzel számítva

Forrás Permeabilitás (k; md)

Permeabilitás (k; m2)

Hőmérséklet (Thőm; °C)

Kinematikai viszkozitás (υ;

m2/s)

Szivárgási tényező (K;

m/s)

Szivárgási tényező (K;

m/d) Szentes (KORIM &

LIEBE, 1973) 220,00 2,17123E-13 95 2,86958E-07 7,42261E-06 0,641

Szentes (KORIM & LIEBE, 1973) 400,00 3,94769E-13 95 2,86958E-07 1,34956E-

05 1,166

VII/3 (GALSA & SZONGOTH, 2009) 400,23 3,95E-13 95 2,86958E-07 1,35035E-

05 1,166

V/2 (GALSA & SZONGOTH, 2009) 372,88 3,68E-13 95 2,86958E-07 1,25805E-

05 1,086

Átváltás 1 9,86923E-16 13. táblázat – A szentesi területen jellemző permeabilitás, ill. szivárgási tényező értékek

Transzmisszivitás jellemző értékek Tárolási tényező jellemző értékek Porózus közegben (m2/d) Porózus közegben (-)

Alsó határ Felső határ Forrás Alsó

határ Felső határ Forrás

10 1000 WALTON, 2007 0,000039 0,001 WALTON, 2007

100 1000 MACE, 1999 0,00001 0,001 MACE, 1999

18 1750 BRAHANA & BROSHEARS, 2001 0,0001 0,01 BRAHANA & BROSHEARS, 2001

20 170 HARSH & LACZNIAK, 1990 0,0007 0,006 HARSH & LACZNIAK, 1990

35 115 AL BASSAM, 2005 0,001 0,03 AL BASSAM, 2005

Minimum Maximum 0,00001 0,00001 MATHON ET AL. 2008

10 1750 Minimum Maximum 0,00001 0,03

14. táblázat – Külföldi szakirodalomban publikált T és S értékek

Szivárgási tényezők porózus közegben SZILIN-BEKCSURIN (1965) in MARTON (2009) BOUWER (2002) in MARTON (2009)

Közeg Alsó határ ( /d)

Felső határ ( /d)

Közeg Alsó határ ( /d)

Felső határ ( /d) agyag 0 0,001 agyagos talaj 0 0,1

iszap 0,001 0,1 iszapok 0,1 0,2 homokos iszap 0,1 0,5 homokos iszap 0,2 0,3 homok, erősen

agyagos 0,5 1 iszapos homok 0,3 0,5

homok, finomszemű 1 5 finom homok 0,5 1

homok, középszemű 5 15 középszemű

homok 1 5

homok, durvaszemű 15 50 durva homok 10 fölött homok, kavicsos 50 100

15. táblázat – Különböző üledékes frakciók jellemző szivárgási tényezői

82

Az AquiferTest program beállításakor használt paramétereket, tehát a bemenő

adatokat a 16. táblázat tartalmazza. Ezek a jelek, jelölések sehol máshol nem fordulnak

elő a diplomamunkában ilyen értelmezésben és a jelmagyarázat se tartalmazza őket.

Fontos, hogy az esetleges kétértelműség elkerülésére a következő táblázat adatait,

jelöléseit sehol máshol nem fogom alkalmazni, csupán tájékoztató jellegűek és a

program használatának megértése, átláthatóságának biztosítása céljából teszem őket

közzé.

AquiferTest bemenő paraméterek Paraméter VII/3 V/2 Mértékegység

X (EOV) 152539 150870 m Y (EOV) 747101 747861 m Z (EOV) 85 85 mBf

L (aktív szakasz vastagság) 61 18,7 m r (cső belső átmérő) 0,106 0,106 m R (cső külső átmérő) 0,114 0,114 m

SWL (nyugalmi vízszint) 68,85 69 mBf b (szűrő aljától az SWL-ig) 1804 1645 m

Vízhozam A konstans 50 m3/h, a 3 lépcsős tesztnél pedig a program által számított súlyozott átlag szerint.

Idő 5 5 5 percenkénti adatok 16. táblázat – A szoftveres elemzés bemeneti adatai (áttekintő) (a jelölések csak ebben a táblázatban

érvényesek)

A fentiekben említésre került, hogy az V/2-es kút adatai az I-II-III. ritmusokon

kívül nehezen hozhatóak összefüggésbe a VII/3 kút termelési fázisaival. Ha

feltételezzük, hogy nem történt műszerhiba, és a mérés pontos volt, akkor az megfigyelő

kút 3 ritmusa utáni nyugalmi vízszint beállása valószínűleg azzal magyarázható, hogy a

kutunk környezetében valamely kút termelése leállt, és ezért a VII/3 vízkivételének

hatásterülete már nem érte el az V/2-es kutat. Ennek alátámasztására próbáltunk

információt szerezni, de ez egyelőre nem sikerült, szóbeli közlés alapján lehetséges,

hogy az V/2-es kút közvetlen környezetében lévő V/1-ben történt termelés (44. ábra).

Feltételezem, hogy a két kút közötti egymásra hatás a fent említett 3 ritmus után

megszűnt, bár a nagyon hasonló csúszási idő a I. és A ritmusok (42 h), ill. a IV. és 1.

ritmusok (36 h) között utalhatnak arra, hogy a meginduló 3 lépcsős teszt első

szakaszában még hatással volt a V/2 vízszintjére. Azonban a leszívás átmeneti

jelentkezése után az V/2 kútban visszatöltődés, majd amikor a VII/3 kút óránkénti

termeltetett vízhozama maximumát elérte (Q=50m3/h), az V/2 kút vízszintje nyugalmi

állapotba állt vissza és permanensen tartotta is azt. Ez alapján feltételezem az egymásra

83

hatás hiányát és az V/2-ben jelentkező IV. vízszintingadozást valamely eddig ismeretlen

okra visszavezetni.

44. ábra – Áttekintő térkép a szentesi és szegvári kutak térbeli helyzetéről (SZANYI & KOVÁCS, 2010)

Az V/2-es kút földtani környezetében tapasztalható hidrogeológiai paraméterek

meghatározásakor az I-II-III. ritmusok leszívás és visszatöltődési görbéinek elemzésére

hagyatkoztam.

A kapott eredmények részletes összefoglalása a 19. mellékletben található, az

összes elvégzett teszt alapján átlagolt értékek a 17. táblázatban kerülnek bemutatásra.

A teljes vizsgálatra értelmezett átlagok Kút T (m2/d) K (m/d) K (m/s) S (-) Thőm V/2 59,943 0,983 1,137E-05 2,03E-07 95

VII/3 75,206 1,238 1,433E-05 3,63E-02 95 Kút υ (m2/s) k (md) k (m2) b (m) Ss (1/m) V/2 2,9E-07 337,104 3,33E-13 18,7 1E-08

VII/3 2,9E-07 424,605 4,19E-13 61 6E-04 17. táblázat – A teljes adatsorból számított értékek átlagolt végeredménye

A szivárgási tényező értékek kiváló összhangban vannak a 13. táblázatban

bemutatott korábban mért, illetve számított értékekkel, így SZILIN-BEKCSURIN (1965)

beosztása alapján finomszemű homok, BOUWER (2002) beosztása alapján finomszemű

homok ill. középszemű homok kategóriába tartoznak.

Ezek a kategóriák jól illeszkednek, illetve besorolhatóak az Újfalui Formáció

litorális és delta fáciesű finom-, ill. középszemű homoktesteinek sorába, ahol az

esetleges agyagmárga betelepülések miatt előfordulhatnak alacsonyabb szivárgási

tényezőjű zónák, ami megmagyarázza az V/2-es kút valamivel egy alatt maradó értékét.

84

A transzmisszivitás és tárolási tényező értékek aquifer paraméterek lévén

nagyon szórást mutathatnak, különösen erősen jelentkezik ez az V/2 kút értékeinél. A

tárolási tényező adatokat elosztottam a (3) egyenlet alapján az aktív vízadó réteg

vastagságával, így megkaptam a mérnöki, és modellszámításokban gyakrabban

alkalmazott fajlagos tárolási tényező értékeket.

A szivárgási tényező és a permeabilitás kapcsolatát kihasználva (43–44.

egyenlet), a geotermikus gradiens alapján kiszámolt 95 °C hőmérsékletű vízzel

kalkulálva kiszámítottam a várható permeabilitás értékeket, melyek 337–424 mD

értékeket adtak, amelyek szintén összhangban állnak a korábbi megfigyelésekkel, ill. a

szakirodalomban fellelhető a területre vonatkozó információkkal.

Erre alapozva kijelenthető, hogy a transzmisszivitás és tárolási tényező értékek

használhatóak modellszámításokban és vízföldtani tervezésben.

A 18. táblázatban az első három leszívási periódus átlagolt adatait teszem közzé,

annak érdekében, hogy a különböző módszerek, metódusok által adott értékek

összehasonlíthatóakká váljanak.

Átlag módszerenként ütemekre bontva

Értelemzési tartomány T (m2/d) K (m/d)

Theis Walton Cooper-Jacob Theis Walton Cooper-Jacob

V/2 (I/L) és VII/3 (A/L) 54,992 59,543 45,471 0,902 1,271 0,745 V/2 (II/L) és VII/3 (B/L) 67,657 68,702 62,669 1,109 1,109 1,027 V/2 (III/L) és VII/3 (C/L) 70,660 80,564 70,936 1,158 1,214 1,163

S (-)

V/2 (I/L) és VII/3 (A/L) 0,08799 2,7E-07 0,0964856 V/2 (II/L) és VII/3 (B/L) 0,00733 2,7E-07 0,006389963

V/2 (III/L) és VII/3 (C/L) 0,01292 2,8E-08 0,004060581 18. táblázat – A két kút átlagadatai az első három leszívási ütemben módszerenkénti bontásban

(Walton = Hantush Jacob módszer)

Látható, hogy a Walton (Hantush-Jacob) módszer a tárolási tényező becslésekor

nagymértékben különbözik a másik kettő módszer által adott értékektől. Ez az

átszivárgás mértékének bizonytalansága okán van így, a B forrástag pontosabb

meghatározásához a (23) egyenlet értelmében szükségünk lenne a fedőréteg

vastagságára és annak szivárgási tényezőjére.

Érdekes, hogy a Cooper-Jacob teszt eredményei nem térnek el nagy mértékben a

többi eredménytől, bár ennél a módszernél elméletileg kiemelten fontos, hogy több

megfigyelő kút adatai alapján készítsünk elemzéseket.

85

Összességében elmondható, hogy a módszerek a Walton-féle S értéket kivéve

nem adnak egymástól szignifikánsan eltérő eredményt, azaz használhatóak egymás

ellenőrzésére.

A 20. melléklet tartalmaz néhány példát a program által készített ábrákból, az

illesztett görbékről.

86

9. Konklúzió

„Végtelen számú kísérlet sem bizonyíthatja, hogy igazam van, de egyetlen kísérlet is bizonyíthatja, hogy tévedtem.” – Albert Einstein

A diplomamunka célja, a 16–17. mellékleten is látható anomáliák magyarázata

és a vizsgált vízkőzettani test paramétereinek különböző módszerek segítségével történő

meghatározása volt. Ezen eredmények közzététele mellett az adatok statisztikai

vizsgálata során kapott összefüggéseket, és egyéb javaslatokat, gondolatokat is

szeretnék összefoglalni dolgozatom záró fejezetében.

Általánosságban a szentesi hévíz-hasznosítás egyik alapvető problémája a

visszasajtolás hiánya, melyre a magyar törvények kötelezik a felszín alatti hévizeket

hasznosító intézményeket, vállalatokat. A súlyos anyagi megterhelés ellenére a

visszasajtoló rendszer kiépítése egyre sürgetőbb feladat jogi, környezetpolitikai és

fenntarthatósági szempontból is.

Az elvégzett vizsgálatok alapján a termelőkút adatsora is értelmezhetőnek

tartható, és eredményei megbízhatóak összehasonlítva a megfigyelő kútban tapasztalt

adatokkal, így a termelőkút adataira is érdemes volt elvégezni a számításokat,

elemzéseket.

Az előzetes statisztikai vizsgálatok során meghatároztam a geotermikus

gradiens értékét, mely nagy hasonlóságot mutat a korábban meghatározott és publikált

eredményekkel.

A későbbiekben használt nyugalmi vízszint, illetve jellemző hőmérséklet

értékeket a tesztek megkezdése előtti napok adatsorai alapján nyertem, figyelembe

véve az nem-normál eloszlását, M-becslőket alkalmaztam.

Korrelációt kerestem a nyomásváltozások és a mért hőmérsékletváltozások

között és érdekes módon a termelőkútban szignifikáns negatív korreláció, míg a

megfigyelőben pozitív korreláltság mutatható ki a két változó között. Magyarázatukra

az utánpótlódás irányában kerestem a választ, de e tény magyarázata valószínűleg több

kutatást igényel.

A két kút adatsorai alapján korrelációs mátrixot készítettem annak

megállapítására, hogy az V/2 jelű kút három szignifikáns ritmusa melyik három VII/3-

ban tapasztalható ritmus párjaként értelmezhető, az eredményeket közöltem, és a

csúszási időkkel egybevágó módon az első három ritmus késleltetett megfelelőinek

tűnnek.

87

A kúttesztek adatsorainak szűrése és összevonása után az elvégzett különféle

módszerek szerinti vizsgálatok a várt értékeket adták. A transzmisszivitás és tárolási

tényező értékek felhasználhatóak további kutatások során.

A szivárgási tényező és az abból meghatározott permeabilitás értékek a

szakirodalmi adatokkal, a földtani környezettel és geofizikai mérésekkel összhangban

vannak, jól jellemzik az adott közeget.

A két kút közötti kommunikáció rapszodikus léte koncepcióm szerint környező

kutak termeltetésében és leállításában, azaz a hatásterület sugarának változásában

keresendők, azonban ezt adathiány miatt alátámasztani nem tudtam, csak feltételezem.

A diplomamunka során említésre került, hogy több kút adatsora nem

értelmezhető, mivel a szonda nem ért a vízszint alá, és ezt csak az adatok kinyerése

után derült ki. Erre a problémára egy egyszerű megoldás lenne a szondára erősített

miniatűr kapcsoló, mely akkor zárja az áramkört, ha víz alatt van, és magát a

felfüggesztő kábelt használja jeltovábbító huzalként.

Sajnálatos, hogy az eddig kitermelt vízmennyiség egy részét két tóban

helyezték, ill. helyezik el, melyek hasznosítására vagy rekultiválására még nem került

sor. Esetlegesen rekreációs parkot, vagy szabadidő központot lehetne létesíteni a

környezetükben. Természetesen mindezt szigorú hidrokémiai vizsgálatoknak kell

megelőzniük.

A nyugalmi időszakban esetlegesen meg lehetne próbálni a tárolási tényezőt

Jacob módszerével (MARTON, 2009) a légnyomás-ingadozás és a mért nyomásszint-

ingadozás kapcsolatából kalkulálni.

Gyakorlati tapasztalat, hogy az AquiferTest adatkezelő felülete nem

kompatibilis a tagolt számokkal, tehát ha Excel táblázatból emelünk át adatokat, akkor

nem szabad szám formátumot beállítani a cellaformázásban, hanem általánoson

tanácsos hagyni. A Microsoft Office 2003 Excel programja 65.536 sort és 256

oszlopot képes kezelni, míg a Microsoft Office 2007 Excel programja már 1.048.576

sort és 16.384 oszlopot képes kezelni.

A vizsgálatokat további adatok segítségével, esetlegesen több megfigyelő kút

létesítésével nagymértékben pontosítani lehetne, és az eredmények összehasonlíthatóvá

válnának.

Statisztikai elemzést lehetne kisebb csoportokban is végezni, például a 3 lépcsős

teszt esetében minden lépcsőt külön vizsgálni, és a termelt vízhozammal mutatott

kapcsolatot is vizsgálni.

88

Az 45. ábra pedig a helyszínen készült, a kifolyó víz hőfokát jól illusztrálja,

kizárólag, mint érdekesség került a diplomamunka záró fejezetébe, mint bejező kép.

45. ábra – Az egyik szentesi kút kifolyó hévize (saját készítésű)

89

AL BASSAM, M. A. (2005): Hydrochemical evaluation of the Miocene – Pliocene aquifer system in northern Saudi Arabia. Earth Sciences Journal, vol. 16., 1–20.

Irodalomjegyzék

ALMÁSI, I. (2001): ): Petroleum Hydrogeology of the Great Hungarian Plain, Eastern Pannonian Basin, Hungary. PhD thesis, University of Alberta, Canada, 312 p.

BALKAY B. (1954): A matematika szerepe a földtanban. Földtani Közlöny, 84. kötet, 4. füzet, 392–395.

BALOGH K. (1973): A dél-alföldi neogén transzgressziós rétegsorok üledékjegyei. – Földtani Közlöny, 103., 251–269.

BARCZA M., KISS S., MEDGYES T., KÓBOR B. (2010): Előzetes geotermikus vizsgálatok Szentes térségében. In: Szemelvények a geotermikus energia hasznosítás hidrogeológiai vonatkozásaiból. InnoGeo Kft., Szeged. 94–110.

BARTHA F. (1975): A magyarországi pannon képződmények horizontális és vertikális összefüggései és problematikája. – Földtani Közlöny, 105. kötet, 4. füzet, 399–418.

BARTHA F. (1978): A magyarországi pannon biofáciesei és a pannon tó kiédesedése. – Földtani Közlöny, 108. kötet, 3. füzet, 255–271.

BEAR, J., (1979): Hydraulics of groundwater. McGraw-Hill, New York, 569 p.

BÉRCZINÉ MAKK A. (1998): Az Alföld és a Tokaji-hegység triász és jura képződményeinek rétegtana. – In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. . MÁFI, Budapest, 281–308.

BIRSOY, Y. K. & SUMMER, W. K.. (1980): Determination of aquifer parameters from step tests and intermittent pumping data. Ground Water, 18(2), 137–146.

BORSY Z. (1998): Általános természetföldrajz. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. 832 p.

BOURDET, D. (2002): Well testing and interpretation. Elsevier Inc., Amsterdam, 227 p.

BOUWER, H. (2002): Artificial recharge of groundwater: hydrogeology and engineering. Hyrdogeology Journal, 10(1), 121–142.

BRAHANA, J. V., BROSHEARS, R. E. (2001): Hydrogology and ground-water flow in the Memphis and Fort Pillow Aquifers in the Memphis Area, Tennessee. USGS, Water-Resources Investigations Report 89-4131. 64 p.

CSÁSZÁR G. (2005): Magyarország és környezetének regionális földtana – I. Paleozoikum – paleogén. – ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 328 p.

DANK V. (1963): Délalföldi neogén medencék rétegtana. – Földtani Közlöny, XCIII. kötet, 3. füzet, 305–324.

DOBOS I. (1965): Az Alföld levantei képződményeinek rétegtani vizsgálata és vízföldtani jellemzése. Földtani Közlöny, XCV. kötet, 2. füzet, 230–239.

DOMBRÁDI, E., SOKOUTIS, D., BADA, G., CLOETINGH, S., HORVÁTH, F. (2010): Modelling recent deformation of the Pannonian lithosphere: Lithospheric folding and tectonic topography. – Tectonophysics 484, 103–118.

DÖVÉNYI P., DRAHOS D., LENKEY L. (2001): Magyarország geotermikus energia-potenciáljának feltérképezése a felhasználás növelése érdekében. Hőmérsékleti viszonyok. Jelentés a Környezetvédelmi Alap Célelőirányzat részére. ELTE, Geofizikai Tanszék. 10 p.

DÖVÉNYI, P., HORVÁTH, F. (1988). A review of temperature, thermal conductivity, and heat flow data from the Pannonian basin. In: Royden, L.H., Horváth, L.H., F. (Eds.): The Pannonian Basin, a Study in Basin Evolution, vol. 45. Amer. Assoc. Petr. Geol. Mem., 195–233.

DÖVÉNYI, P., HORVÁTH, F., DRAHOS, D. (2002): Hungary. In: Hurter, S., Haenel, R. (eds): Atlas of Geothermal Resources in Europe. Publication No. 17311 of the European Commisson, Office for Official Publications of the European Communities. L-2985, Luxembourg. 36–38.

90

DRAGONI, W. (1998): Some considerations regarding the radius of influence of a pumping well. Hydrogéologie, n° 3, 21–25.

ERDÉLYI M. & LIEBE P. (1977): Magyarország törmelékes hévíztároló medenceüledékeinek vízföldtana. In: Magyarország Hévízkútjai III. 1970–1976, Budapest, 29–43.

ERDÉLYI, M. (1978): Hydrodinamics of the Hungarian Basin. Hydrogeology of great sedimentary basins. Conference of Budapest, May/June 1976. Műszaki Könyvkiadó, Budapest, 146–192.

EROSTYÁK J. & LITZ J. (eds) (2002): A fizika alapjai. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. 736 p.

FODOR L. & CSONTOS L. (1998): Magyarországi szerkezetföldtani kutatások és ezek legújabb eredményei. – Földtani Közlöny, 128/1, 123–143.

FÜLÖP J. (1989): Bevezetés Magyarország geológiájába. – Akadémiai Kiadó, Budapest, 246 p.

FÜLÖP J. (1994): Magyarország geológiája – Paleozoikum II. – Akadémiai Kiadó, Budapest, 447 p.

GAJDOS I. & PAP S. (Töréses formaalakulás lehetőségei az alföldi pliocén üledékekben. – Földtani Közlöny, 107. kötet, 3–4. füzet, 437–456.

GALSA A. & SZONGOTH G. (2009a): Szentes V/2. sz. - K–641 hévízkút vizsgálati jelentése. Geo-Log Kft., Budapest. 13 p.

GALSA A. & SZONGOTH G. (2009b): Szentes VII/3. sz. - K–645 hévízkút vizsgálati jelentése. Geo-Log Kft., Budapest. 16 p.

GEIGER J. (2007): Geomatematika. JATEPress, Szeged. 116 p.

GEIGER J. (2009): Üledékes környezetek. Szegedi Tudományegyetem, Földtani és Őslénytani Tanszék. Egyetemi jegyzet.

GEIGER J. (2010): Modellezés és szimuláció a földtudományokban I. Szegedi Tudományegyetem, Földtani és Őslénytani Tanszék. Egyetemi jegyzet.

GYARMATI P. (2005): Magyarország földtana. – Kossuth Egyetemi Kiadó, Debrecen, 75 p.

HAAS J. & HÁMOR G. (1998): Magyarország területe szerkezetfejlődésének összefoglalása. – In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. . MÁFI, Budapest, 45–54.

HAAS J. (1994): Magyarország földtana – Mezozoikum. – Egyetemi jegyzet, ELTE, Budapest, 119 p.

HAAS J. (1998): Az Alföld és Észak-Magyarország felső-kréta képződményeinek rétegtana. – In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. . MÁFI, Budapest, 379–388.

HAAS J. (2004): Magyarország geológiája – Triász. – ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 384 p.

HAAS J., BUDAI T., CSONTOS L., FODOR L., KONRÁD Gy. (2010): Magyarország pre-kainozoos földtani térképe, 1:500 000. – MÁFI, Budapest.

HALÁSZ B. (1995): A rétegzett hidrogeológiai rendszerek sajátosságai. Hidrológiai Közlöny, 75 (5), 318–320.

HÁMOR G. (1998): A magyarországi miocén rétegtana. – In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. . MÁFI, Budapest, 437–452.

HÁMOR G. (2001): A Kárpát-medence miocén ősföldrajza – Magyarázó a Kárpát-medence miocén ősföldrajzi és fáciestérképéhez (1:3 000 000). – MÁFI, Budapest, 67 p.

HARSH, F. J., LACZNIAK, J. R. (1990): Conceptualization and analysis of ground-water flow system in the Coastal Plain of Virginia and adjacent parts of Maryland and North Carolina. USGS, Washington D.C., USA. 106 p.

HEGYI R., TAHY Á., TÓTH T. (2007): EU Víz Keretirányterv hazai alkalmazása – Felszín alatti víztestek felülvizsgálata. Zárójelentés, VKKI, Budapest. 39 p.

JÁMBOR Á. (1998): A magyarországi kvarter (negyedidőszaki) képződmények rétegtanának áttekintése. – In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. . MÁFI, Budapest, 486–517.

91

JANIK, T., GRAD, M., GUTERCH, A., VOZÁR, J., BIELIK, M., VOZÁROVA, A., HEGEDŰS, E., KOVÁCS, CS. A., KOVÁCS, I., KELLER, G. R., CELEBRATION 2000 WORKING GROUP (2011): Crustal structure of the Western Carpathians and Pannonian Basin: Seismic models from CELEBRATION 2000 data and geological implications. Journal of Geodynamics, In Press. 17 p.

JUHÁSZ Á. (1987): Évmilliók emlékei – Magyarország földtörténete és ásványi kincsei. Gondolat Kiadó, Budapest. 561 p.

JUHÁSZ Gy. & MAGYAR I. (1992): A pannóniai (s.l.) litofáciesek és molluszka-biofáciesek jellemzése és korrelációja az Alföldön. – Földtani Közlöny, 122/2–4, 167–194.

JUHÁSZ Gy. & THAMÓNÉ BOZSÓ E. (2006): Az alföldi pannóniai s.l. képződmények ásványi összetétele II. – A pannóniai s.l. homokok és homokkövek ásványi összetétel változásának tendenciái és földtani jelentőségük. – Földtani Közlöny, 136/2, 431–450.

JUHÁSZ Gy. (1993): Relatív vízszintingadozások rétegtani-szedimentológiai bizonyítékai az Alföld pannóniai s. l. üledékösszletében. – Földtani Közlöny 123/4, 379-398.

JUHÁSZ Gy. (1994): Magyarországi neogén medencerészek pannóniai s.l. üledéksorának összehasonlító elemzése. – Földtani Közlöny, 124/4, 341–365.

JUHÁSZ Gy. (1998): A magyarországi neogén mélymedencék pannóniai képződményeinek litosztratigráfiája. – In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. . MÁFI, Budapest, 469–484.

JUHÁSZ Gy., POGÁCSÁS Gy., MAGYAR I. (2007a): Óriáskanyon szeli át a pannóniai üledékeket? – Földtani Közlöny, 137/3, 307–326.

JUHÁSZ Gy., POGÁCSÁS Gy., MAGYAR I., VAKARCS G. (2006): Integrált-sztratigráfiai és fejlődéstörténeti vizsgálatok az Alföld pannóniai s.l. rétegsorában. – Földtani Közlöny, 136/1, 51–86.

JUHÁSZ J. (2002): Hidrogeológia. Akadémiai Kiadó, Budapest. 1176 p.

JUHÁSZ, E., MÜLLER, P., RICKETTS, B., TÓTH-MAKK, Á., HÁMOR, T., FARKAS-BULLA, J., SÜTŐ-SZENTAI, M. (1996): High resolution sedimentological and subsidence analysis of the Late Neogene in the Pannonian Basin, Hungary. – Acta Geologica Hungarica 39/2, 129-152.

JUHÁSZ, E., Ó. KOVÁCS, L., P. MÜLLER, Á., TÓTH-MAKK, Á., PHILLIPS, L., LANTOS, M. (1997): Climatically driven sedimentary cycles int he Late Miocene sediments if the Pannonian Basin, Hungary. – Tectonophysics 282, 257–276.

JUHÁSZ, Gy., POGÁCSÁS, Gy., MAGYAR, I., VAKARCS, G. (2007b): Tectonic versus climatic control on the evolution of fluvio-deltaic systems in a lake basin, Eastern Pannonian Basin. – Sedimentary Geology 202, 72–95.

KÁDÁRNÉ JUHÁSZ GY. (1989): A szentesi geotermikus mező regionális geológiai modellje. Magyar Szénhidrogénipari Kutató-Fejlesztő Intézet, Geológiai Értelmezési Főosztály. 25 p.

KARÁTSON D. (2002): Magyarország földje – Kitekintéssel a Kárpát-medence egészére. – Magyar Könyvklub, Budapest, 555 p.

KATONA T. & LENGYEL I. (2004): Statisztikai ismerettár – fogalmak, képletek, módszerek, EXCEL és SPSS alkalmazásokkal. JATEPress, Szeged. 121 p.

KÓBOR B. & MEDGYES T. (2008): Nemzeti Technológiai Program – Geotermikus kutatás-fejlesztés a dél-alföldi termálvízbázisok fenntartható kitermelése érdekében: dinamikus vízkészlet.modellezés, homokkőbe történő visszasajtolás és fenolmentesítő-technológia fejlesztés – Munkaterv. Kézirat. 35 p.

KORIM K. & LIEBE P. (1973): A szentesi hévíztároló rendszer. Vízügyi Közlemények, 55. évf., 3.sz. 290–311.

KORIM K. (1966): A pannóniai rétegek víztároló- és vízadó-képességét meghatározó földtani tényezők. Hidrológiai Közlöny, 46 (11), 522–530.

KOVÁCS B. & SZANYI J. (2008): Alkalmazott hidrogeológia - A szivattyúk, a kutakban végzett termeltetéses vizsgálatok. Szegedi Tudományegyetem. Egyetemi jegyzet.

KOVÁCS B. (2009): Vízgazdálkodási alapismeretek. Miskolci Egyetem, Hidrogeológiai–Mérnökgeológiai Tanszék. Egyetemi előadás.

92

KOZÁK M. (2005): Hidrológia és hidrogeológia. Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék. Egyetemi jegyzet, kézirat. 171 p.

LÉCZFALVY S. (2004): Felszín alatti vizeink I-II. kötet. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest. 819 p.

LEVEN, C. & DIETRICH, P. (2006): What information can we get from pumping tests? – comparing pumping test configurations using sensitivity coefficients. Journal of Hydrology 319, 199–215.

LEVESQUE R., SPSS INC. (2007): SPSS Programming and Data Management, 4th Edition – A Guide for SPSS and SAS Users. SPSS Inc., United States of America. 522 p.

LIEBE P. (2001): Tájékoztató. Termálvízkészleteink, hasznosításuk és védelmük. VITUKI Rt. Hidrológiai Intézete, Budapest. 21 p.

LÓKI J. & DEMETER G. (2009): Geomatematika. Debreceni Egyetem, Természettudományi és Technológiai Kar. Kézirat. 257 p.

LOUWYCK, A., VANDENBOHEDE, A., LEBBE, L. (2010): Numerical analysis of step-drawdown tests: Parameter identification and uncertainty. Journal of Hydrology, Vol. 380, 165–179.

LUND, J. W., DEREK, H. FREESTON, BOYD, T. L. (2005): Direct application of geothermal energy: 2005 Worldwide review. Geothermics, 34, 691–727.

MACE, E. R., SMYTH, C. R., XU, L., LIANG, J. (1999): Transmissivity, hydraulic conductivity, and storativity of the Carrizo-Wilcox Aquifer in Texas. Bureu of Economic Geology, Austin, Texas. 80 p.

MÁDLNÉ SZŐNYI J. (2006): A geotermikus energia – Készletek, kutatás, hasznosítás. Grafon Kiadó, Budapest, 144 p.

MÁDLNÉ SZŐNYI J. (2008): A geotermikus energiahasznosítás nemzetközi és hazai helyzete, jövőbeni lehetőségei Magyarországon – Ajánlások a hasznosítást előmozdító kormányzati lépésekre és háttértanulmány. Készült a Magyar Tudományos Akadémia Elnöki Titkárságának megbízásából. Budapest. 97p.

MAGYAR IMRE (2010): A Pannon-medence ősföldrajza és környezeti viszonyai a késő miocénben. – GeoLitera Kiadó, Szeged, 140 p.

MAGYAR, I., H. GEARY, D., MÜLLER, P. (1999): Paleogeographic evolution of the Late Miocene Pannon in Central Europe. – Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 147, 151–167.

MARTON L. (2009): Alkalmazott hidrogeológia. – ELTE Eötvös Kiadó, Budapest, 626 p.

MATHON, R. B., OZBEK, M. M., PINDER, F. G. (2008): Transmissivity and storage coefficient estimation by coupling the Cooper-Jacob method and modified fuzzy least-squares regression. Journal of Hydrology, 353, 267–274.

MOLNÁR B. (1963): A délalföldi pliocén és pleisztocén üledékek tagolódása nehézásvány-összetétel alapján. – Földtani Közlöny, XCIII. kötet, 1. füzet, 97–107.

MOLNÁR B. (1966): Pliocén és pleisztocén lehordási területváltozások az Alföldön. – Földtani Közlöny, XCVI. kötet, 4. füzet, 403–413.

MOLNÁR B. (1973): Az Alföld harmadidőszak-végi és negyedkori feltöltődési ciklusai. – Földtani Közlöny, 103. kötet, 3–4. füzet, 294–310.

MOLNÁR B. (1977): A Duna-Tisza köz felsőpliocén (levantei) és pleisztocén földtani fejlődéstörténete. – Földtani Közlöny, 107. kötet, 1. füzet, 1–15.

MORGAN A., G., LEECH L., N., GLOECKNER W., G., BARRETT C., K. (2004): SPSS for introductory statistics – Use and interpretation. LEA Publishers, London. 211 p.

MUCSI M. (1973): A Dél-Alföld földtani fejlődéstörténete a neogénben. – Földtani Közlöny, 103. kötet, 3–4. kötet, 311–318.

MÜLLER P. (1998): A pannóniai képződmények rétegtana. – In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. . MÁFI, Budapest, 485–494.

NAGYISTÓK F. (1984): Hévízhasznosítás Szentesen. – In: Juhász J. (eds): Műszaki földtani és vízföldtani tanulmányutak II. Tankönyvkiadó, Budapest. 11–32.

93

NEUBAUER, F., EBNER, F., WALLBRECHER, E. (1995): Geological evolution of the internal Alps, Carpathians and of the Pannonian basin: an introduction. – Tectonophysics 242 (1995), 1–4.

NEUMAN, S. P. & WITHERSPOON, P. A. (1972): Field determination of hydraulic properties of leaky multiple aquifer systems. Water Resources Res., Vol. 5, 817–829.

PALLANT J. (2007): SPSS Survival Manual – A step by step guide to data analysis using SPSS for Windows. Open University Press, Maidenhead. 335 p.

PÉCZELY GY. (1981): Éghajlattan. Tankönyvkiadó Vállalat, Budapest. 336 p.

PERINA, T. & LEE, T.-C. (2006): General well function for pumping from a confined, leaky, or unconfined aquifer. Journal of Hyrdorolgy, 317, 239–260.

POEHLS, D. J., SMITH, J. G. (2009): Encyclopedic dictionary of hydrogeology. Elsevier Inc., Amsterdam. 517 p.

POLLACK, H. N., HURTER, S. J., JOHNSON, J. R. (1993): Heat flow from the Earth’s interior: Analysis of the global data set. Rev. Geophys, 31, 267–280.

POPOV V., S., SCHERBA G., I., ILYINA B., L., NEVESSKAYA A., L., PARAMONOVA P., N., KHONDKARIAN O., S., MAGYAR, I. (2006): Late Miocene to Pliocene paleogeography of the Paratethys and its reletion to the Mediterranean. – Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 238, 91–106.

RENARD, P. (2005): Hydraulics of wells and well testing. In: Anderson, G. M., McDonell, J. J. (eds): Encyclopedia of hydrological sciences. John Wiley & Sons Ltd., Chichester, England. 2323–2340.

REZESSY, G., SZANYI, J., HÁMOR, T. (2005): Report on development of geothermal energy inventory (in Hungarian). Hungarian Geological Survey, Budapest, 82 p.

RÓNAI A. (1963): Az Alföld negyedkori rétegeinek vízföldtani vizsgálata. Hidrológiai Közlöny, 43 (5), 378–391.

RÓNAI A. (1975): Adatok az Alföld negyedkori vízadó rétegeiről. Földtani Közlöny, 105. kötet, 3. füzet, 275–296.

RÖHRICH, T., SCHLUMBERGER WATER SERVICES (2002): AquiferTest v.3.5 – User’s manual – Advanced pumping test and slug test analysis software. Schlumberger Water Services, Waterloo, Canada. 300 p.

SAJTOS L. & MITEV A. (2007): SPSS kutatási és adatelemzési kézikönyv. Alinea Kiadó, Budapest. 402 p.

STEGENA L. (1967): A Magyar medence kialakulása. Földtani Közlöny, XCVII. kötet, 3. füzet, 278–285.

STEGENA L., GÉCZY B., HORVÁTH F. (1975): A Pannon-medence késő kainozóos fejlődése. Földtani Közlöny, 105. kötet, 2. füzet, 101–121.

STRAUSZ L. (1954): A Magyar medence miocén rétegeinek beosztása. – Földtani Közlöny, 84. kötet, 4. füzet, 297–308.

STRAUSZ L. (1971): A pannóniai emelet (pliocén). – Földtani Közlöny, 101. kötet, 2–3. kötet, 114–119.

SZABÓ P. (1955): A Duna-Tisza közi felső-pleisztocén homokrétegek származása ásványos összetétel alapján. – Földtani Közlöny, LXXXV. kötet, 4. füzet, 442–456.

SZANYI, J., KOVÁCS, B. (2010): Utilization of geothermal systems in South-East Hungary. Geothermics 39, 357–364.

SZANYI, J., KOVACS, B., SCHAREK, P. (2009): Geothermal energy in Hungary: potentials and barriers. European Geologist, 27, 15–19.

SZÉKELY F. (1976): Matematical model for the come of depression of waterworks in loose sedimentary basins. In: Hydrogeology of great sedimentary basins, IAH, Conference of Budapest, May/June 1976. Annales Institui Geologici Hungarici, Vol. LIX. Műszaki Könyvkiadó, Budapest.

SZÉLES M. (1965): Felsőpliocén tarkaagyag az alföldi szénhidrogénkutató fúrásokban. – Földtani Közlöny, XCV. kötet, 2. füzet, 226–229.

94

SZÉLES M. (1968): Az Alföld déli részének pliocén képződményei. – Földtani Közlöny, XCVIII. kötet, 1. füzet, 55–66.

SZILIN-BEKCSURIN, A.I. (1965): Dinamika Podzemnüh Vod, Moszkva. 62 p.

SZÓNOKY M. (1978): Felsőpannóniai medenceperemi és medencebelseji összletek kőzetszerkezetének összehasonlítása. – Földtani Közlöny, 108. kötet, 4.füzet, 476–498.

SZUROVY GÉZA (1948): A Nagy.Magyar Alföld földtörténeti és hegyszerkezeti vázlata. – Földtani Közlöny, 78. évf., 206–216.

SZŰCS P. & SZABÓ I. (2008): Felszín alatti hidraulika. Miskolci Egyetem, Hidrogeológiai–Mérnökgeológiai Tanszék. Egyetemi jegyzet. 45 p.

THAMÓNÉ BOZSÓ E., JUHÁSZ Gy., Ó. KOVÁCS L. (2006): Az alföldi pannóniai s.l. képződmények ásványi összetétele I. – A pannóniai s.l. homokok és homokkövek jellemzői és eredete. – Földtani Közlöny, 136/2, 407–430.

TÓTH GY., ROTÁRNÉ SZALKAI Á., HORVÁTH I. (2003): A Kárpát-medence magyarországi részének hidrogeológiai modellezése – A Magyar Állami Földtani Intézet hozzájárulása a feladat megoldásához. MÁFI, Budapest. 16 p.

TÓTH, J. (1963): A theoretical analysis of groundwater flow in small drainage basins. Journal of Geophysical Research, 63/16. 4795–4812.

TÓTH, J. (1999): Groundwater as a geologic agent. An overview of the causes, processes, and manifestations. Hydrogology Journal, 7(1), 1–14.

TÓTH, J. (2009): Gravitational systems of groundwater flow – Theory, evaluation, utilization. Cambridge University Press, New York. 297 p.

TÓTH, J., ALMÁSI, I. (2001): Interpretation of observed fluid potential patterns in a deep sedimentary basin under tectonic compression: Hungarian Great Plain, Pannonian Basin. Geofluids, Volume 1, Issue 1, February 2001, 11–36.

UNK J.-NÉ (2007): A geotermikus energia hasznosítása Magyarországon. Csináljuk jól! energiahatékonysági sorozat 21. Energia Központ Kht., Budapest. 30 p.

VARSÁNYI Z.-NÉ (2001): A Dél-Alföld felszín alatti vizei; hidrogeokémiai folyamatok és vízföldtani következtetések. Doktori értekezés. Szeged, 126 p.

VÖLGYESI L. (2002): Geofizika. Műegyetemi Kiadó, Budapest. 330 p.

VÖLGYI L. (1959): A nagyalföldi kőolajkutatás újabb földtani eredményei. – Földtani Közlöny, LXXXIX. kötet, 1. füzet, 37–52.

VÖLGYI L. (1965): A Nagyalföld mélyföldtani vizsgálata. – Földtani Közlöny, XVC. kötet, 2. füzet, 140–163.

WALTON, C. W. (2007): Aquifer test modeling. CRC Press, London. 222 p.

http://www.kvvm.hu/szakmai/karmentes/kiadvanyok/fav/tvkm/tvkm04.htm

Egyéb hivatkozások

http://www.geo-log.hu/index.php?a=1&lang=hu

http://www.pump-test.com

95

Jelmagyarázat

Jel Név Érték/Mértékegység (t-ti) i-edik ütem megkezdése óta eltelt idő d, min, s (t-ti’) i-edik ütem vége óta eltelt idő d, min, s A keresztmetszet m2 b vízvezető réteg vastagsága m B forrástag m C Euler-féle állandó 0,5772 g nehézségi gyorsulás 9,81 m/s2 Gg geotermikus gradiens °C/100 m h leszívás utáni vízszint, üzemi vízszint (PWL) m h0 nyugalmi vízszint (SWL) m hw vízoszlop magassága m I hidraulikus gradiens - K szivárgási tényező m/d k permeabilitás m2 L hosszúság m n vízvezető réteg porozitása - N mintaszám db p0 légnyomás kPa pa abszolút nyomás kPa ph hidrosztatikai nyomás kPa Q vízhozam m3/s, m3/h, m3/d q fajlagos vízhozam (egységnyi felületre) m/d Qi i-edik ütem vízhozama m3/s, m3/h, m3/d Qn vízhozamok számának összege - R távolhatás m r megfigyelő és termelő kút középvonalának távolsága m Ri távolhatás m RPearson Pearson-féle korrelációs index - S tárolási tényező a termelés alatt - S' tárolási tényező a visszatöltődés alatt - sdep leszívás, depresszió m sdep' reziduális depresszió m Ss fajlagos tárolási tényező 1/m t termelés megkezdése óta eltelt idő d, min, s T transzmisszivitás m2/s t' a termelés leállítása óta eltelt idő d, min, s Tátl átlaghőmérséklet °C Thőm hőmérséklet °C u kútfüggvény változója - z mélység m, km α vízvezető réteg térfogatváltozási tényezője m2/N=m*s2/kg β víz térfogatváltozási tényezője m2/N=m*s2/kg μ dinamikai viszkozitás kg/ms ρw víz átlagos sűrűsége g/cm3 υ kinematikai viszkozitás m2/s

96

Köszönetnyilvánítás

Szeretném megköszönni családomnak, szüleimnek és húgomnak a lelki

támogatást, a belém vetett bizalmat, amit nyújtottak, amikor szükségem volt rá.

Köszönöm szépen Bálint Andrásnak a segítséget, az építő jellegű észrevételeket

és a kritikai megjegyzéseket, melyek a diplomamunkám épülését szolgálták.

Szanyi János témavezetőmnek és Geiger János oktatómnak a szakmai segítséget,

és iránymutatást a bizonytalan kérdésekben, melyek eldöntésének elősegítésével

elősegítették a diplomamunka elkészülését.

Továbbá köszönöm a sok apró segítséget Barcza Mártonnak, Kiss Sándornak és

Papp Mártonnak, akik mindig elérthetőek voltak, ha valamilyen világrengető

problémám merült fel, melyről két perccel a pánik után kiderült, hogy már meg is

oldódott csak nem vettem észre.

Köszönöm továbbá minden barátomnak az elnéző türelmet, amikor nem

haragudtak meg rám, ha kicsit ingerlékenyebb voltam a megszokottnál, vagy

elhanyagoltam őket (Igen ez Neked szól Sz. N.).

Végül, de nem utolsó sorban köszönet jár a Geo-Log Kft.-nek az adatok

rendelkezésünkre bocsátásáért.

A kutatást a Nemzeti Technológia Program (No. TECH 08 A4 DA THERM) és

az NKTH (No. DA HALO 06/007 GEOTERMA) támogatta.

Mellékletek

2. melléklet – Szentes földrajzi elhelyezkedése és környezete (Forrás: GoogleEarth ver. 5.2.1.1588)

3. melléklet – A Kárpát-medence nagyszerkezeti egységei (CSÁSZÁR, 2005)

4. melléklet – A Szentes környéki pre-kainozoos aljzat (HAAS et al. 2010 nyomán)

5. melléklet – A Pannon-tó fejlődése a középső-miocén végétől a kora pliocénig (MAGYAR, 2010)

6. melléklet – A Kárpát-medence ősföldrajza az alsó- , középső-, és felső-miocénben (fentről lefelé). Jelkulcs: alsó-miocén (1. kiemelt szárazföldi területek, 2-3-4. egri, eggenburgi, és ottnangi tengeri üledékgyűjtő, 5. barnakőszén képződés az otnangi idején, 6. mélyvízi turbidit, 7. meghatározó szerkezeti elemek, 8. sodorvonalbeli fácies, 9. ártéri fácies, 10. mocsári fácies, 11. delta fácies, 12. piroklasztit kitörési hasadékok, 13. andezitvulkanizmus, 14. kontinentális üledékszállítás, 15. transzgresszió, 16. fácieshatár); középső-miocén (1. kiemelt szárazföldi területek, 2. tengeri üledékgyűjtő határa, 3. meghatározó szerkezeti elemek, 4. sodorvonalbeli fácies, 5. lagúna és esztuárium fácies, 6. abráziós partszegélyi, síkparti kifejlődés, 7. partmenti mélylagúna, 8. parttávoli, mélyvízi fácies, 9. szubmarin andezitvulkanizmus, 10. piroklasztit kitörési hasadékok, 11. fácieshatár, 12. transzgresszió, 13. kontinentális üledékszállítás); felső-miocén (1. kiemelt szárazföldi területek, 2. tengeri üledékgyűjtő határa, 3. meghatározó szerkezeti elemek, 4–5. sztratovulkánok, 6. pannon bazaltvulkanizmus, 7. piroklasztit kitörési hasadékok, 8. sodorvonalbeli fácies, 9. ártéri fácies, 10. delta fácies, 11. abráziós partszegélyi fácies, 12. zátony fácies, 13. lagúna fácies, 14. sekélyvízi fácies, 15. parttávoli sekélyvízi fácies, 16., parttávoli mélymedence fácies, 17. fácieshatár, 18. transzgresszió, 19. kontinentális üledékszállítás) (HÁMOR, 1998 nyomán)

7. melléklet – A Kárpát-medence vízrajza a pliocénben, a negyedidőszak elején és a würm glaciális végén. 1. mai futásirány, 2. az Ős-Duna, illetve a tiszai mellékágak valószínű útvonalai (KARÁTSON,

2002)

8. melléklet – A Gödöllői-dombság és Battonya között szerkesztett hidraulikai szelvény (TÓTH & ALMÁSI, 2001)

9. melléklet – A Pannon-medence hőáramsűrűség térképe (DÖVÉNYI et al. 2002)

10. melléklet – A Pannon-medence várható hőmérséklet-értékei 1000 ill. 2000 m mélységben

(DÖVÉNYI et al. 2001 nyomán in MÁDLNÉ, 2008)

11. melléklet – Kerítés-diagram a szentesi terület fúrásian keresztül (viszonyítási szint: 1000 m

felszín alatt) (KÁDÁR, 1989)

71. melléklet – Az V/2 és VII/3 jelű kutak földrajzi elhelyezkedése (távolságuk körülbelül 1,83 km) (Forrás: GoogleEarth ver. 5.2.1.1588)

Tulajdonság

Kút jele

Megjegyzés Szentes, Vekerhát, V/2 Szentes, Agrár–Árpád Rt., VII/3

Érték Érték

EOV koordináta X 150870,5 (46° 41' 41") 152539,5 (46°42' 36") Zárójelben a

WGS-84 koordináták.

Y 747861,6 (20°19' 37") 747101,3 (20°19' 3") Zárójelben a

WGS-84 koordináták.

Z (mBf) 84,95 85,02

Két kút közötti

távolság: ≈1,83 km

Eredeti jelölés Szentes, Árpád Mgtsz I/2.

(Árpád - 5/2) Szentes, Árpád Mgtsz I/7.

(Árpád - 7/3)

Hévízkataszteri szám K-641 K-645 Kataszteri szám 5-211 5-127

Létesítés éve 1980 1980 Talpmélység (1982) (m) 2000 1998,7

Mért talpmélység (2009) (m) 1825,5 1980,5 feltöltődés (m) 174,5 18,2

Perforáció (1982) teteje(m) 1785,5 1800,5 x.13 ábra

alja (m) 1993 1998,7 Perforáció (2009) teteje(m) 1781,5 1800,5

alja (m) 1821,5 1980,5 Szűrőközép (1982) (m) 1889,25 1899,6 Szűrőközép (2009) (m) 1801,5 1890,5

Nyugalmi vízszint (1982) (m) 19 17,2 terepszint Nyugalmi vízszint (2009) (m) -12,41 -1,67 terepszint

állás (nap) 119 1 Üzemi vízszint (1982) (m) 1,5 1 terepszint

Vízhozam (l/min) 1340 1340 Hőmérséklet 84 80

Üzemi vízszint (2009) 6. táblázat tartalmazza Termeltetés szabadkifolyás/kompresszor szabadkifolyás/kompresszor

Talphőmérséklet (1982) °C 101 98 Mért talphőmérséklet (2009) °C 93,2 98

Fajlagos összes gáztartalom (GVV) l/m3 39,08 219,1 Geo-Log Kft. 2009

Fajlagos összes metántartalom (MVV) l/m3 5 21,34

Aqua-Labor Kft. 2006 (írásbeli közlés)

Éves hozam (tájékoztató jellegű) indítás 2010.10.01 2010.09.06

Árpád-Agrár Zrt.

2010 (írásbeli közlés)

leállítás n.a. 2010.08.23 m3/h 14,14 43,22 m3/d 339,36 1037,28

Csövezés acél acél Szűrő Johnson-szűrő Johnson-szűrő

Vízhozam 7. táblázat tartalmazza

Elvégzett vizsgálatok Természetes gamma, lyukátmérő, hőmérséklet, differenciál hőmérséklet,

folyadék átlátszóság, iszapellenállás, nyomásgradiens (760 l/p), mélységi nyomásemelkedés (1700 m), mélységi kapacitás (1700 m)

Geo-Log Kft. 2009

12. melléklet – Az V/2 és VII/3 jelű kutak földrajzi, műszaki, hidrodinamikai adatai (GALSA & SZONGOTH, 2009a, 2009b)

V/2 szűrőzése (2009 alapján) VII/2 szűrőzése (2009 alapján)

Perforált szakasz Év: 1982 Év: 2009 Perforált szakasz Év: 1982 Év: 2009

I teteje (m) 1785,5 1781,5 I teteje (m) 1800,5 1800,5

talpa (m) 1803 1799 talpa (m) 1998,7 1980,5

hossz (m) 17,5 17,5 hossz (m) 198,2 180

II teteje (m) 1812 1808

Ere

deti

álla

pot Szűrőzött összhossz (m) 198,2

talpa (m) 1824 1820 Összhossz (m) 198,2 hossz (m) 12 12 Nem szűrőzött hossz (m) 0 III teteje (m) 1832 1828 Szűrőzött 100,00% talpa (m) 1835 1831 Csőátmérő (mm) 114/106 114/106

hossz (m) 3 3

2009

(Geo

-L

og K

ft.) Szűrőzött összhossz (m) 180

IV teteje (m) 1839 1835 Összhossz (m) 180

talpa (m) 1845 1841 Nem szűrőzött hossz (m) 0

hossz (m) 6 6 Szűrőzött 100,00%

V teteje (m) 1854 1850

Ará

ny

Működő perforált szakasz (1982:2009) 90,82%

talpa (m) 1860,5 1856,5 Összhossz (1982:2009) 90,82%

hossz (m) 6,5 6,5 Színkulcs

VI teteje (m) 1874,5 1870,5 2009-ben működő szakasz

talpa (m) 1879 1875 2009-ben már nem működő szakasz

hossz (m) 4,5 4,5 2009-ben egy része működik

VII teteje (m) 1887 1883 talpa (m) 1889 1885

hossz (m) 2 2 VIII teteje (m) 1892,5 1888,5 talpa (m) 1896 1892 hossz (m) 3,5 3,5 IX teteje (m) 1903 1899 talpa (m) 1905,5 1901,5 hossz (m) 2,5 2,5 X teteje (m) 1908,5 1904,5 talpa (m) 1911,5 1907,5 hossz (m) 3 3 XI teteje (m) 1915,5 1911,5 talpa (m) 1920 1916 hossz (m) 4,5 4,5 XII teteje (m) 1925 1921 talpa (m) 1933 1929 hossz (m) 8 8 XIII teteje (m) 1925 1921 talpa (m) 1933 1929 hossz (m) 8 8 XIV teteje (m) 1942 1938 talpa (m) 1945 1941 hossz (m) 3 3 XV teteje (m) 1948 1944 talpa (m) 1961 1957 hossz (m) 13 13 XVI teteje (m) 1973 1969 talpa (m) 1981,5 1977,5 hossz (m) 8,5 8,5 XVII teteje (m) 1983,5 1979,5 talpa (m) 1993 1989 hossz (m) 9,5 9,5

Ere

deti

álla

pot Szűrőzött összhossz (m) 115

Összhossz (m) 207,5 Nem szűrőzött hossz (m) 92,5

Szűrőzött 55,42% Csőátmérő (mm) 114/106 114/106

2009

Fe

ltöltő

dés Szűrőzött összhossz (m) 29,5 Összhossz (m) 44

Nem szűrőzött hossz (m) 14,5 Szűrőzött 67,05%

Ará

ny

Működő perforált szakasz (1982:2009) 25,65% Összhossz (1982:2009) 14,22%

13. melléklet – Az V/2 és VII/3 jelű kutak állapotfelmérésének eredményei (GALSA & SZONGOTH, 2009a, 2009b)

14. melléklet – A kutak állapotának grafikus prezentálása természetes gamma szelvények alapján (vörös keretben a vizsgált kutak) (kék szín – a megnyitott, zöld –

aktív hozamú, szürke – feltöltődött szakasz) (GALSA & SZONGOTH, 2009a, 2009b)

Leíró statisztikai értékek (VII/3)

Hőmérséklet (°C) Érték Számolt vízszint (mBf) Érték 1 Átlag 86,3946 1 Átlag 68,7861

95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 86,3875 95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 68,7755 Felső határ 86,4016 Felső határ 68,7968

5% Trimmelt átlag 86,3924 5% Trimmelt átlag 68,8064 Medián 86,3832 Medián 68,8651 Variancia (szórásnégyzet) ,022 Variancia (szórásnégyzet) ,050 Szórás ,14810 Szórás ,22257 Minimum 86,16 Minimum 67,89 Maximum 86,67 Maximum 69,07

Huber's M-becslő 86,3866

Huber's M-becslő 68,8476

Tukey's M becslő 86,3882

Tukey's M becslő 68,8651 2 Átlag 93,1559 2 Átlag 58,8456

95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 93,0950 95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 58,7309 Felső határ 93,2168 Felső határ 58,9602

5% Trimmelt átlag 93,2320 5% Trimmelt átlag 58,6232 Medián 93,4026 Medián 58,3719 Variancia (szórásnégyzet) ,698 Variancia (szórásnégyzet) 2,471 Szórás ,83528 Szórás 1,57193 Minimum 86,16 Minimum 57,24 Maximum 94,64 Maximum 68,99

Huber's M-becslő 93,3364

Huber's M-becslő 58,4127

Tukey's M becslő 93,3696

Tukey's M becslő 58,3183 3 Átlag 89,9555 3 Átlag 67,0372

95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 89,8453 95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 66,9093 Felső határ 90,0657 Felső határ 67,1651

5% Trimmelt átlag 89,8677 5% Trimmelt átlag 67,4422 Medián 89,5797 Medián 67,7261 Variancia (szórásnégyzet) 3,426 Variancia (szórásnégyzet) 4,616 Szórás 1,85105 Szórás 2,14851 Minimum 87,57 Minimum 57,09 Maximum 94,09 Maximum 68,37

Huber's M-becslő 89,6845

Huber's M-becslő 67,6640

Tukey's M becslő 89,6843

Tukey's M becslő 67,7492 4 Átlag 94,3491 4 Átlag 56,5498

95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 94,3376 95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 56,4805 Felső határ 94,3606 Felső határ 56,6190

5% Trimmelt átlag 94,4300 5% Trimmelt átlag 56,1271 Medián 94,4983 Medián 55,6078 Variancia (szórásnégyzet) ,204 Variancia (szórásnégyzet) 7,363 Szórás ,45152 Szórás 2,71350 Minimum 88,31 Minimum 54,68 Maximum 94,63 Maximum 66,87

Huber's M-becslő 94,4924

Huber's M-becslő 55,7188

Tukey's M becslő 94,5073

Tukey's M becslő 55,6158 5 Átlag 94,3930 5 Átlag 65,7335

95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 94,3129 95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 65,6815 Felső határ 94,4732 Felső határ 65,7855

5% Trimmelt átlag 94,2831 5% Trimmelt átlag 65,8525 Medián 93,7252 Medián 66,0302 Variancia (szórásnégyzet) 2,274 Variancia (szórásnégyzet) ,957 Szórás 1,50811 Szórás ,97852 Minimum 93,00 Minimum 58,62 Maximum 97,86 Maximum 66,71

Huber's M-becslő 93,8365

Huber's M-becslő 65,9907

Tukey's M becslő 93,6555

Tukey's M becslő 66,0514 6 Átlag 92,5846 6 Átlag 67,1307

95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 92,5789 95% Átlag konfidencia intervalluma Alsó határ 67,1239 Felső határ 92,5904 Felső határ 67,1376

5% Trimmelt átlag 92,5759 5% Trimmelt átlag 67,1399 Medián 92,5448 Medián 67,1884 Variancia (szórásnégyzet) ,029 Variancia (szórásnégyzet) ,040 Szórás ,16892 Szórás ,19969 Minimum 92,36 Minimum 66,58 Maximum 93,01 Maximum 67,44

Huber's M-becslő 92,5553 Huber's M-becslő 67,1681

Tukey's M becslő 92,5520 Tukey's M becslő 67,1718

15. melléklet – A VII/3 jelű kút adatsorának 6 csoportra bontott, 2 változót vizsgáló leíró statisztikai értékei (1–6 csoportok)

16. melléklet – A VII/3 és V/2 jelű kutak vízszint változásai 2010.08.31. 15:32 – 2010.10.19. 11:07 időszakban (azaz a VII/3 kút észlelési időszakában) (készült GEO-LOG KFT. mérési alapján)

17. melléklet – A VII/3 és V/2 jelű kutak vízszint változásai 2010.08.31. 15:32 – 2010.10.04. 09:27 időszakban (azaz az V/2-es kút nem termelt időszakában) (készült GEO-LOG KFT. mérési alapján)

Leíró statisztikai értékek (V/2) Hőmérséklet (°C) Érték Vízszint (mBf) Érték

1 Átlag 62,7306 1 Átlag 63,2060 95% Átlag konfidencia intervalluma

Alsó határ 62,3730 95% Átlag konfidencia

intervalluma Alsó határ 62,9620

Felső határ 63,0883 Felső

határ 63,4501

5% Trimmelt átlag 62,5099 5% Trimmelt átlag 63,0698 Medián 61,9320 Medián 62,6045 Variancia (szórásnégyzet) 7,545 Variancia (szórásnégyzet) 3,513 Szórás 2,74690 Szórás 1,87420 Minimum 59,10 Minimum 60,72 Maximum 72,65 Maximum 68,94

Huber's M-becslő 62,06582

Huber's M-becslő 62,7537

Tukey's M becslő 61,8069

Tukey's M becslő 62,6317 2 Átlag 71,3121 2 Átlag 67,3647

95% Átlag konfidencia intervalluma

Alsó határ 71,1916 95% Átlag konfidencia

intervalluma Alsó határ 67,2784

Felső határ 71,4326 Felső

határ 67,4511

5% Trimmelt átlag 71,5774 5% Trimmelt átlag 67,5601 Medián 72,3308 Medián 68,1295 Variancia (szórásnégyzet) 5,702 Variancia (szórásnégyzet) 2,927 Szórás 2,38792 Szórás 1,71076 Minimum 60,66 Minimum 60,72 Maximum 74,68 Maximum 68,89

Huber's M-becslő 72,15234

Huber's M-becslő 67,9906

Tukey's M becslő 72,4071

Tukey's M becslő 68,1734 18. melléklet – A VII/3 jelű kút adatsorának 2 csoportra bontott, 2 változót vizsgáló leíró

statisztikai értékei (1–2 csoportok)

Eredmények A 6 ill. 3 leszívási ütemre

Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (A/L) és V/2 (I/L)

Theis VII/3 (A/L) 50,441 0,827 1,76E-01 Theis V/2 (I/L) 59,543 0,976 2,70E-07

Hantush-Jacob VII/3 (A/L) - 1,565 - Hantush-Jacob V/2 (I/L) 59,543 0,976 2,70E-07

Cooper-Jacob VII/3 (A/L) 48,658 0,798 1,93E-01 Cooper-Jacob V/2 (I/L) 42,284 0,693 3,00E-07

Ütem átlaga (V/2 és VII/3) 52,094 0,854 7,38E-02 Ütem átlaga (V/2) 53,790 0,882 2,80E-07

Ütem átlaga (VII/3) 49,549 1,063 1,84E-01 Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (B/L) és V/2 (II/L)

Theis VII/3 (B/L) 66,612 1,092 1,47E-02 Theis V/2 (II/L) 68,702 1,126 2,70E-07

Hantush-Jacob VII/3 (B/L) - 1,092 - Hantush-Jacob V/2 (II/L) 68,702 1,126 2,70E-07 Cooper-Jacob VII/3 (B/L) 67,720 1,110 1,28E-02 Cooper-Jacob V/2 (II/L) 57,617 0,945 3,25E-07

Ütem átlaga (V/2 és VII/3) 65,871 1,080 5,49E-03 Ütem átlaga (V/2) 65,007 1,066 2,88E-07

Ütem átlaga (VII/3) 67,166 1,098 1,37E-02 Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (C/L) és V/2 (III/L)

Theis VII/3 (C/L) 67,560 1,108 2,58E-02 Theis V/2 (III/L) 73,761 1,209 3,05E-08

Hantush-Jacob VII/3 (C/L) - 1,108 - Hantush-Jacob V/2 (III/L) 80,564 1,321 2,77E-08 Cooper-Jacob VII/3 (C/L) 78,963 1,294 8,12E-03 Cooper-Jacob V/2 (III/L) 62,909 1,031 6,18E-08

Ütem átlaga (V/2 és VII/3) 72,752 1,193 6,79E-03 Ütem átlaga (V/2) 72,412 1,187 4,00E-08

Ütem átlaga (VII/3) 73,261 1,170 1,70E-02 Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (D/L) Theis VII/3 (D/L) 87,053 1,427 2,10E-03

Hantush-Jacob VII/3 (D/L) - 1,251 - Cooper-Jacob VII/3 (D/L) 102,125 1,674 4,20E-04

Ütem átlaga (VII/3) 94,589 1,451 1,26E-03 Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (E/L) Theis VII/3 (E/L) 73,658 1,208 7,76E-03

Hantush-Jacob VII/3 (E/L) - 1,156 - Cooper-Jacob VII/3 (E/L) 80,195 1,315 4,15E-03

Ütem átlaga (VII/3) 76,927 1,226 5,96E-03 Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (F/L) Theis VII/3 (F/L) 99,356 1,629 5,49E-04

Hantush-Jacob VII/3 (F/L) - 1,349 - Cooper-Jacob VII/3 (F/L) 102,064 1,673 4,08E-04

Ütem átlaga (VII/3) 100,710 1,550 4,79E-04 A 6 leszívási ütemre vett átlagértkékek kutak szerinti bontásban

Ütem átlaga (V/2 és VII/3) 71,335 1,188 2,12E-02 Ütem átlaga (V/2) 63,736 1,045 2,03E-07

Ütem átlaga (VII/3) 77,034 1,260 3,71E-02 A 6 ill. 3 visszatöltődési ütemre

Értelmezési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (A/V) és V/2 (I/V) Theis Recovery V/2 (I/V) 65,356 1,071 -

Theis Recovery VII/3 (A/V) 89,715 1,471 - Ütem átlaga (VII/3) 77,535 1,271 -

Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (B/V) és V/2 (II/V) Theis Recovery V/2 (II/V) 45,762 0,750 -

Theis Recovery VII/3 (B/V) 54,339 0,891 - Ütem átlaga (VII/3) 50,050 0,820 -

Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (C/V) és V/2 (III/V) Theis Recovery V/2 (III/V) 34,578 0,567 - Theis Recovery VII/3 (C/V) 82,473 1,352 -

Ütem átlaga (VII/3) 58,526 0,959 - Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (D/V) Theis Recovery VII/3 (D/V) 37,200 0,610 - Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (E/V) Theis Recovery VII/3 (E/V) 89,400 1,470 - Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (F/V) Theis Recovery VII/3 (F/V) 68,800 1,130 - A 6 visszatöltődési ütemre vett átlagértkékek kutak szerinti bontásban

Ütem átlaga (V/2 és VII/3) 63,069 1,035 - Ütem átlaga (V/2) 79,267 1,279 -

Ütem átlaga (VII/3) 71,338 1,164 - 3 lépcsős teszt leszívás

Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (1-2-3) Theis Steptest VII/3 (1-2-3) 79,298 1,300 2,66E-02

Cooper-Jacob Steptest VII/3 (1-2-3) 73,166 1,199 - Ütem átlaga (VII/3) 76,232 1,250 -

3 lépcsős teszt visszatöltődés Értelemzési tartomány Alkalmazott eljárás és adatsora T (m2/d) K (m/d) S (-)

VII/3 (visszatöltődés) Theis Recovery (visszatöltődés) 80,535 1,320 - 89. melléklet – A kiértékelés során kapott értékek áttekintő táblázata, a jelölésrendszer a 17. melléklet szerint készült (L – leszívási ütem; V – visszatöltődési;

sárga színnel jelöltem a csoportok átlagait)

20. melléklet – Néhány példa a készített illesztésekre és ábrákra (balra fent: 3 lépcsős teszt idő-vízszint csökkenés ábrája; jobbra fent: az V/2 kút egy termelési ütemének Theis illesztése; középen balra: az V/2 kút egy termelési ütemének Cooper-Jacob illesztése; középen jobbra: a VII/3 kút egy visszatöltődési ütemének Theis visszatöltődési illesztése; alul balra: a VII/3 kút egy termelési ütemének Theis illesztése; alul jobbra: : a VII/3 kút egy termelési ütemének Walton (Hantush-Jacob) illesztése)

Nyilatkozat

Alulírott Nemes István MSc szakos hallgató, kijelentem, hogy

diplomamunkámat a Szegedi Tudományegyetem Természettudományi es Informatikai

Karának, az Ásványtani, Geokémiai és Kőzettani Tanszéken készítettem, földtudomány

(MSc) diploma megszerzése érdekében.

Kijelentem, hogy a dolgozatot más szakon korábban nem védtem meg, saját

munkám eredménye, és csak a hivatkozott forrásokat (szakirodalom, eszközök, stb.)

használtam fel.

Tudomásul veszem, hogy diplomamunkámat a Szegedi Tudományegyetem

könyvtárában, a kölcsönözhető könyvek között helyezik el.

………………………………

Aláírás

Szeged, 2011. 05. 11.