Hidrológiai Közlöny, 2020 (100. évfolyam)
2020 / 3. szám
50 Hidrológiai Közlöny 2020. 100. évf. 3. sz. A kutakban jelentkező árapályra több hazai hidrogeológus is felfigyelt, pl.: Lénárt (2005), aki több kút esetében is a fő luniszoláris hullámokat nagy pontossággal mutatta ki. Ahhoz, hogy hidrogeológiai kutatásokhoz az árapályhatás felhasználható legyen az egyes hullámok amplitúdójára és fázisára van szükség, amelyhez pontos árapálykiértékelésre van szükség (Wenzel 1996). Felszín alatti nyílt víztükrű vízadók árapálydeformációja Nyílt víztükrű vízadórétegekben a víz a kőzetekben, azok porozitásának, töredezettségének megfelelően áramlik. Ez az áramlás lecsökkenti az árapálydeformáció által létrehozott nyomást a pórusokban, ami megnehezíti, ill. lehetetlenné teszi az árapály kimutatását (pl.: Braedehoeft 1967, Rojstaczer 1988, Rojstaczer és Agnew 1989). Ezekben az esetekben főleg a barometrikus nyomás miatt létrejövő vízszint változások analízise teszi lehetővé a különböző hidrogeológiai paraméterek meghatározását. Bower és Heaton (1973) megállapították, hogy a nem túl mély kutakban a vízszintváltozás ffekvenciafuggő, vagyis a kút válasza függ a légköri nyomásváltozások periodicitásától. A barometrikus válaszból a fajlagos tárolóképesség és a vezetőképesség arányát, míg az árapályra adott válaszból külön a fajlagos tárolóképességet tudták becsülni. Rojstaczer és Riley (1990) megállapították, ha a kút válasza az árapály és a barometrikus hatásra jól illeszkedik, akkor a telítetlen zóna pneumatikus diffúziója és a víztároló réteg vertikális hidraulikus vezetőképessége jól becsülhető. A felszín közeli vizekben kb. 40 m mélységig a csapadék, a vízelvétel vagy vízelfolyás, a talaj és a növényzet párologtatása (evapotranszspiráció) által létrejött deformáció nagyságrendekkel meghaladhatja az árapály által okozott deformációt (Maréchal és társai 2002, Mentes és Boci is 2012, Mentes és társai 2014, Mentes 2018), ezért az árapály nem mutatható ki. FELSZÍNI VIZEK ÁRAPÁLYA Óceánok és tengerek árapálya A Föld nehézségi erőterének egyensúlyi potenciálfelületei vertikálisan emelkednek és süllyednek az árapálypotenciál hatására, melyet az egyensúlyi szintfelület változása miatt egyensúlyi árapálynak neveznek. Az emelkedést (j-val jelölve: ahol g a nehézségi gyorsulás a felszíni pontban. Az óceánok és tengerek felületén a potenciál értéke állandó és egyenlő a Föld egyensúlyi potenciáljának értékével. Fia egy képzeletbeli földmodellen a Föld felszínét vékony vízréteg borítja, a vízfelszín emelkedését a Föld középpontjához képest a következőképpen írhatjuk: V2 C = (l + k)-9 Mivel a változás egyrészt az egyensúlyi szintváltozásból, másrészt a víz deformációjából adódó szintváltozásból áll (a k=k( Love számot folyadék halmazállapotú földfelszínre vonatkoztatjuk). Ugyanakkor a szilárd földfelszín (óceán- vagy tengerfenék): értékkel mozdul el, vagyis a vízfelszín emelkedése a fenékhez képest: V2 -<f = (i + k - h) — 9 A vékony vízréteggel borított képzeletbeli Földön a szabadon mozgó víztömeg viselkedésében azt tapasztalnánk, hogy a gerjesztő égitest irányába a folyadék „árapálydomborulatot” képezve megnyúlik az égitesttel pontosan szemben fekvő, illetve azzal átellenes oldalon, a kör keresztmetszetű Földet ellipszis alakúvá deformálva (7. ábra). Az árapályerők ismeretében kiszámítható, hogy ha az árapálykeltő égitestet a Föld egyenlítői síkjában feltételezzük, akkor ebben a síkban a földfelszínen a Nap hatására 0.24 m maximális szintváltozás, míg a Hold hatására 0.54 m egyensúlyi szintváltozás következik be rugalmas földmodellt feltételezve. A Föld forgásának köszönhetően az árapálykeltő erőket meghatározó égitestek látszólagos helyzete folyamatosan változik, időfüggővé téve a megfigyelhető árapály mennyiségeket. A felszín egy kiválasztott pontján azt tapasztalnánk, hogy naponta kétszer emelkedik a vízszint, másként kétszer van dagály (Id. 1. ábra). Ebben a nagyon leegyszerűsített modellben a vízfelület tökéletesen követi az árapály-potenciálváltozást, és mindig merőleges a helyi gravitációs térerősség aktuális vektorára. A valódi Föld felszínén végzett megfigyelések a fent leírt modellnek ellentmondanak, és sokkal bonyolultabb kép bontakozik ki, amikor a tagolt felszín vizeinek árapályjelenségeit akarjuk vizsgálni. Azt lehet mondani, hogy e jelenségek vizsgálatában alapvető fontosságú a tengely körüli forgást végző Föld óceánjainak dinamikus válasza az időben változó árapályerőkre (pl.: Dale és társai 1997). Az árapály dinamikus elmélete az árapályt az óceánok állandósult kényszermozgásának tekinti, melyben az óceán, mint dinamikus rendszer természetes oszcillációs periódussal is rendelkezik (pl.: Hendershott 1973, 1977, LeBlond. és Mysak 1979, 1981, íz 2014). Ha a gerjesztő periódus közelíti a természetes periódust, az állandósult árapályamplitúdó rezonáns növekedése következhet be (pl.: Green 2010). Hidrodinamikai számításokból, 3.5 kmes átlagos óceánmélységet figyelembe véve, mintegy 30 órás természetes periódust határoztak meg, mely a vízzel borított földmodellen körbevándorol fél földkerületnyi hullámhosszal. Az árapálykeltő erők alapvető periódusa 12 óra. Az elmélet alapján, ha a természetes periódus kisebb lenne, mint a gerjesztő periódus, az óceáni árapály megközelítőleg egybeesne az egyensúlyi árapály nagyságával és idejével. Azonban a becsült természetes periódus hosszabb a gerjesztő periódusnál, és emiatt a felszín gerjesztett oszcillációja az égitest kulminációja mögött mintegy 90°-al elmaradva jelentkezik. A földfelszín hidroszférájának sajátosságai, a szárazföldek és tengerek szabálytalan eloszlása és váltakozása, az óceán- és tengerfenék bonyolult felszíni topográfiája miatt az óceánok és a tengerek tényleges árapályválasza rendkívül összetett. Óceáni és tengeröblökben az árapály a szomszédos nyílt víz árapályával kölcsönhatásban jön
