Alföldi László - Kapolyi László (szerk.): Bányászati karsztvízszint-süllyesztés a Dunántúli-középhegységben (MTA, Földrajztudományi Kutatóintézet, Budapest, 2007)
3. Csepregi András: A karsztvíztermelés hatása a Dunántúli-középhegység vízháztartására
Beszivárgási területnek tekintjük a karsztvíztárolót alkotó jó vízadóképességű mészkő és dolomit képződmények kibúvási területeit, és azok közvetlen környezetét, ahol a fedő rétegek vastagsága a 10 m-t nem haladja meg. Legnagyobb kiterjedésű a felsőtriász Fődolomit, ezt követi a Dachsteini mészkő. Ez a két képződmény alkotja a főkarsztvíztároló mintegy 90%-át. A többi triász réteg lényegesen kisebb elterjedésben van meg, előfordulásuk jórészt egy- egy hegységrész területéhez köthető. Az alsótriász Aszófői dolomit és Iszkahegyi mészkő a Balaton- felvidéken, ill. az utóbbi a Keleti-Bakonyban is megtalálható, viszonylag kis felszíni elterjedésben. Nagyhozamú források találhatók a Balaton-felvidéken a középsőtriász Megyehegyi dolomit felszíni elterjedési területeinek mentén. A források nagy részére vízmű épült. A Felsőörsi mészkő csak kisebb felszíni elterjedésben fordul elő. A szintén középsőtriász Budaörsi dolomit egyrészt a Budai-hegység D-i részén, másrészt a Bakonyban, Veszprémtől K-re, a Kádártai- forrás vízgyűjtőjén van meg. Felsőtriász kori a Keszthelyi-hegységben húzódó Rézi dolomit és Edericsi mészkő, valamint a Mátyáshegyi mészkő és dolomit, ami a Budai-hegységben nagy területen van meg a felszínen. A felsorolt triász képződmények beszivárgási területeinek összege a Dunántúli-középhegységben mintegy 1460 km2. 3.2.2. Beszivárgási intenzitás A felszín és a karsztvízzel telített tároló közötti (három fázisú) zónában végbemenő leszivárgás a modellezés során nehezen paraméterezhető, igen bonyolult fizikai folyamat, aminek leírására ugyan vannak már eljárások és szoftverek, gyakorlati alkalmazásukra a középhegységi után- pótlódás számításánál a nagyszámú paraméter területi eloszlására, vertikális változására vonatkozó ismeretek hiánya miatt nem került sor. A karsztos-utánpótlódás meghatározása ezért vagy teljes egészében tapasztalati összefüggésekre épül, amely a csapadék, valamint a mért forráshozamok, a barlangi csepegésmérés között felállított valamilyen függvénykapcsolatot alkalmaz, vagy a területi párolgás meghatározására korlátozódó módszeren alapszik. A beszivárgási intenzitás meghatározására több tapasztalati számítási módszer született, mint Kessler H. mértékadó csapadékszázalék módszere (Kessler H. 1954), amit a pécsi Tettye-forrás vízhozam idősora, és a csapadék-intenzitás kapcsolatára alapozott, Böcker T. határcsapadék módszere (Böcker T. 1975) a Bükk-hegységi barlangokban folytatott csepegés mérésekre épült, valamint Maucha L. éghajlat kapcsolati módszere (Maucha L. 1990) az aggteleki forráshozam idősorok elemzése alapján készült. Az említett számítási módszerekkel a havi csapadékok és a havi hőmérséklet adatok figyelembevételével az évi beszivárgás értéke meghatározható. Az 1980-as években a Dunántúli-középhegység hidraulikai modelljének a VITUKI-ban történt kifejlesztésénél egy új módszer került alkalmazásra, ami a növényzet és a felszín területi párolgása, más szóval evapotranszspirá- ciójának számítására F.I. Morton által kidolgozott CRAE (Kiegészítő Kapcsolat a Területi Evapotranszspiráció Meghatározásához) módszeren alapszik (Morton F.I. 1983). A modell - a földfelszín sugárzási mérlegének meghatározása mellett - arra az elvre épül, hogy egy adott területen a rendelkezésre álló nedvesség (csapadék) növekedésével a területi evapotranszspiráció növekedik, a potenciális evapotranszspiráció csökken, de a két érték összege állandó. A kapcsolat tehát fordított vagy „kiegészítő". Vízzel telített nedves felszínen a tényleges és potenciális evapotranszspiráció értéke egyenlő. Az evapotranszpiráció meghatározásához az adott időszaki átlagos hőmérséklet, átlagos páranyomás és összes napfénytartam adataira van szükség. A gyakorlatban legtöbbször havi időlépésben alkalmazott modellhez a felsorolt klímaadatok havi átlag, ill. a napfénytartamnál havi összeg értékeire van szükség. A számítás során nem számolunk a felszíni lefolyással, mert a Jósvafői Karszthidrológiai Kutatóállomás mérései (Maucha L. 2000) és a modellvizsgálatok szerint karsztos felszínen a lefolyás jó közelítéssel elhanyagolható. A felszíni lefolyás, és ebből adódóan a felszínformáló erózió hiányára utal a nyílt karsztos területeket, karsztfennsíkokat általában jellemző, a tektonikus völgyek között húzódó, nagy kiterjedésű enyhén hullámos morfológia is. Felszíni lefolyás tehát csak ritkán, elsősorban a nyári félévre jellemző nagy csapadékok idején fordul elő, amikor a rövid idő alatt lehulló nagy vízmennyiséget a talajtakaró nem képes felvenni és a karszt felé átszivárogtatni. A beszivárgás felső korlátjára felvett 180 mm/három hónap értéket a Balaton-fel- vidéki modellvizsgálatok során, a hosszú idejű 79
