Hidrológiai Közlöny 1965 (45. évfolyam)
10. szám - Schmieder Antal: A rétegvíz utánpótlódás mennyiségi vizsgálata a Mátra- és Bükkalján (II. rész)
452 Hidrológiai Közlöny 1965. 10. sz. Schmieder A.: A rétegvíz utánpótlódás vizsgálata ki, ami arra utal, hogy a szivattyúzást megelőzően már egy egydimenziós vízmozgásnak kellett lennie. A 11. ábra további következtetésekre ad lehetőséget. Megállapítható, hogy a IV/0 jelű víztároló rétegben a vízmozgás időben megállapodott, míg a többi rétegben időben állandóan változó vízmozgás alakult ki. Ahhoz, hogy a IV/O jelű víztároló rétegben megállapodott vízmozgás jöhessen létre, az [1] egyenlet szerint az szükséges, hogy (Q u = Qe) az elvont vízmennyiség egyensúlyba kerüljön a vízutánpótlódással. A többi rétegnél viszont a tároló tér tartós kiürülését, másképpen a beszivárgási határfelületeken a szabadtükrű vízszín fokozatos D-re való tolódását kell tapasztalnunk. Ez a jelenség igen szemléletes módon a 13. ábrán látható. A kiürülés mértéke a hidroizohipszás térkép, a feküszintvonalas térkép és a vastagsági térkép függvényében [43] rétegenként megállapítható, tehát a tárolt vízkészlet-változás rétegenként számítható. A bemutatott tényadatok általában tehát arra mutatnak, hogy a tároló rétegek tartós vízutánpótlódással rendelkeznek. A következtetésünk azonban csak akkor helytálló, ha bizonyítani lehet, hogy a tároló kőzetekben : 1. a víz az adott kis hidraulikus gradiensek mellett is szivárog, 2. a szivárgási törvényszerűség nagyobb mélységben is érvényes, 3. a vízmérleg kiadási oldala regionálisan is egyensúlyt tart a bevétellel és e folyamat vízföldtani előfeltételei adottak. 3.1. A rétegvíz utánpótlódás valószínűsége a víztároló rétegek természetes és mesterségesen kialakított nyomásállapota alapján A tároló rétegekben kialakult szivárgó vízmozgásra közvetlenül csak úgy adhatnánk feleletet, ha a mozgást közvetlenül mértük volna. Ilyen mérések hiányában közvetett úton kell a bizonyítást elvégezni, sőt szembe kell nézni azokkal az elméleti vizsgálatokkal [18, 31, 80], amelyek a vízmozgás lehetőségét adott mélységközben, az adott hidraulikus gradiens-értékek mellett (2. táblázat) gyakorlatilag kizárják. Ezzel ellentétben V. Nagy I. és Karádi G. méréssel kimutatják, hogy „teljesen telített kőzetekben, ahol a kötött víz mellett szabad víz is jelen van, a szivárgás tetszőleges kicsiny hidraulikus esés mellett is megindul már" [46]. A 9. ábra adatai alapján már megállapítottuk, hogy a vizsgált víztároló üledékek vízzel teljesen telítettek, tehát a kőzetszemcséket körülvevő kötött víztartalom mellett [24, 46, 47] szabad víztartalom is jelen van. A szabad víztartalom, illetve a hézagtérfogat a mélység függvényében a geosztatikai és hidrosztatikai nyomás következtében csökken, ami nagyobb mélységekben Engelhardt [11] szerint 20—40%-ot is'elérhet. A mélység bizonyos mértékű növekedésén túl a fellépő kőzetfeszültség hatására a víztároló kőzet latens plasztikus állapotba kerül, sőt diagenetikus változás is felléphet. Ezekben a mélységekben a víz és a kőzet már teljesen együtt dolgozik, ezért a rugalmas kőzetekben érvényes törvényszerűségek bizonyos mélységhatár alatt már nem érvényesek. A vizsgálatunkat tehát csak a kőzetek rugalmas tartományára végezhetjük, melynek legkisebb mélységhatárát a kőzetszemcsékben ébredő feszültségből okö = c * + a z [kp/cm 2] (2) számíthatjuk. A képletben a z FÜ 0,1 -z, n a kőzet hézagtérfogatát, c a kőzetszemcsék érintkezésének mértékét és 2 a felszíntől mért mélységet jelenti. Ha figyelembe vesszük, hogy Taylor [11] 600— 800 m mélységből vett kőzetminták vizsgálata alapján 60%-os tangeciális, 35%-os vonal menti és 5% konvex-konkáv érintkezést mutatott ki, úgy az érintkezés mértékét 1/10-re, vagyis a c értékét 10-re becsülhetjük. Ennek ismeretében a határmélység — ha a homokkő törőszilárdságával (ohtörő = 2000 kp/cm 2) számolunk — : Zhat = w 1300 m. (3) °' 1 hr=d + 1 A kvarc törőszilárdsága alapján (ok 23 000 kp/cm 2) 16 000 m mélységet kapunk. A levezetett mélységhatár szoros egyezést mutat a gyakorlati tapasztalattal [9], amit a nagy mélységű olajkutak lemélyítése során észlelnek. A kutak lemélyítésekor lényeges plasztikus alakváltozás nem lép fel, tehát megállapítható, hogy a vizsgált felsőpannoniai rétegösszlet közel teljes mélységében a rugalmas kőzetekben érvényes törvényszerűségekkel számolhatunk, és a kisebb mélységben észlelt tapasztalatainkat az összlet teljes vastagságára általánosíthatjuk. Mivel a vizsgált rétegösszlet teljes vastagságában a kőzetek rugalmasak, hézagtérfogatuk lényegesen nem csökken, ezért feltehető, hogy a kőzetekben a legkisebb nyomás hatására a szivárgó vízmozgás megindul már, sőt a szivárgás — mivel jó vízvezető kőzetekről van szó k 10 _ 6— 10 _ 4 m/sec — a Darcy törvény szerint alakul. Mire mutat a tapasztalat ? A természetes településben mért adatok részletes elemzése amellett szól, hogy a tároló kőzetekben természetes álapotban, kis hidraulikus esések mellett is (2. táblázat) szivárgó vízmozgásnak kell lenni. Ezt bizonyítja, hogy : 1. a természetes állapotban mért potenciálfelületek térbeli helyzete, gradiense különböző. A nyomásgradiens igen szoros kapcsolatban áll : a) a szivárgási tényező alakulásával, b) a vízvezető réteg vastagságával, c) a beszivárgási felülettel. Ahol jobb a víztároló kőzet szivárgási tényezője, vagy a víztároló réteg vastagabb, a hidroizohipszák előre sietnek. A beszivárgási felületeknél részben a szivárgási felület csökkenése, másrészt a szivárgási tényező általános romlása miatt erős visszaduzzasztás tapasztalható (10. ábrák ). 2. a potenciálfelületek a peremektől távolodva csökkenő gradiens-értéket mutatnak, ami / a vízvezető felületek általános növekedésére es a vízhőmérséklet emelkedésére vezethető vissza.
