Változások a tározott vízkészletben

A tározott vízkészletben bekövetkező változások részben természetesek, részben pedig emberi tevékenységhez, például nagy mennyiségű vízkivételhez kapcsolódnak. Ezekkel részletesen a következő fejezetekben foglalkozunk.

8.4.1.1 Parti tározás hatása

Már a 2. fejezetben is utaltunk a folyók és a felszín alatti vizek közötti hidraulikai kapcsolatokra és azok lehetséges irányaira (2.5 és 2.11 ábra). A felszín alatti vizek a folyókat táplálják, ha szintjük tartósan a folyó vízszintje fölött található. A folyó és a felszín alatti víz szintjének viszonyától függően beszélhetünk normális hidraulikai helyzetről, amely esetén a felszín alatti víz táplálja a folyót. A táplálás mértéke a vízszint gradienstől függ, az átáramló víz fluxusát befolyásolja a határoló kőzetek permeabilitása is. Ugyanakkor árvíz esetén a hidraulikai helyzet megfordulhat, ha a folyó relatíve magasabb vízállásúvá válik a felszín alatti víz szintjéhez képest. Így a folyó táplál rá a felszín alatti vizre, ilyenkor a folyóvíz átmenetileg akár parti tározásba is kerülhet. A folyó áradása által előidézett vízszintemelkedés kiválóan vizsgálható a folyótól való távolság függvényében.

Somogyi (2009) a Duna 2009-es kora tavaszi árhulláma során vizsgálta meg a folyó környezetében különböző távolságokra telepített kutakban (DM5; PI-GE02; PI-GE-01) a vízszinteket a budai oldalon. A talajvízkutak esetében az észlelt vízszintek, valamint a Duna vízállása közti kapcsolat mind a három kút esetében nagyon szorosnak bizonyult (8.10. ábra). Érdekes a különböző kutakban mérhető vízszintek egymáshoz és a Dunához való viszonya normál (azaz áradás előtti) és áradási időszakban. Az árhullámot megelőző időszakban (2009. II.27-i mérések, 8.10. ábra) a felszín alatti vizek a vártnak megfelelően a Duna, mint erózióbázis felé áramlanak, azaz a legmagasabb vízszintet a legtávolabbi (Dunától 70 m-re lévő) PI-GE-01 kútban mérték. Megjegyzendő, hogy az áradás ellenére e kút vízszintje a Dunához képest folyamatosan magasabban maradt. Elmondhatjuk, tehát, hogy az áradás előtti időszakban a folyó egyértelműen megcsapolta a felszín alatti vízet. A Dunához közelebbi PI-GE02 (60 m távolság) és DM5 (17m távolság) kutak azonban már másként viselkedtek. A PI-GE02 vízszintje a 03.08 és 03.14 áradási állapotot rögzítő mérések alkalmával a Duna vízszintje alá került, ami arra utal, hogy ezekben az időszakokban a Duna vizének tápláló hatása 60 m távolságig is érvényesül a felszín alatti vizekre. Alacsonyabb Duna vízszintek esetén ez a hatás nemjelentkezik. A Duna közvetlen közelében (17m távolság) található DM5-ben gyakorlatilag a teljes áradási időszakban alacsonyabb a vízszint, mint a Duna vízszintje. A folyó és környezete közötti intenzív hidraulikai kapcsolat a jó vízvezető képességű alluviális eredetű kavicsos rétegekkel magyarázható és a kiértékelt adatok egyértelműen bizonyítják, hogy a Duna vize parti tározásba került.

A tranziens állapot megnyilvánulásai a felszín alatti vízrendszerben

8.10. ábra: Szelvénymenti vízszintváltozás a Duna 2009-es kora tavaszi árhulláma során; a) A szelvény elhelyezkedése a kutak feltüntetésével b) A kutakban észlelt vízszintváltozás különböző időpontokban (kék: árvíz

előtti helyzet) (Somogyi, 2009)

8.4.1.2 Felszín alatti víz kivétele

A szivattyúzás hatására bekövetkező trendszerű vízszinváltozások is markánsan megjelennek a hidrográfokon.

Erre kiváló példa a Dunántúli-középhegység főkarsztvíztárolójában a bányák víztelenítése miatt bekövetkezett több 10 m-es vízszintcsökkenés, a területen található megfigyelő kutak idősorában (8.8. ábra).

8.4.1.3 Felszín alatti víz utánpótlódása, beszivárgás

A beszivárgás víztározókra gyakorolt hosszútávú hatásai a több évtizedes idősorokon tanulmányozhatók (Mádlné Szőnyi, 1994). Kimutatást nyert, hogy a kutakban mért hosszú periódusú vízszintingadozás szorosan összefügg a tározók méretével. A korlátozott kiterjedésű, lokális víztartók, például függő talaj- és sekély karsztvíztárolók önálló utánpótlódásuk és megcsapolódásuk miatt a helyi beszivárgási viszonyokra érzékenyek, ezáltal hosszú periódusú ingadozást sem mutatnak. Ezt példázza a dunántúli-középhegységi főkarsztvíztárolótól elkülönült alsó kréta mészkőbe mélyült Olaszfalu 9-es kút esete. A lokális karsztvíztárolókra jellemzően a kútban a vízszintek évről

A tranziens állapot megnyilvánulásai a felszín alatti vízrendszerben

évre az alapvízszintre térnek vissza. Az éves átlagvízszinteket egyértelműen meghatározzák az éves csapadék- és beszivárgásmennyiségek. Nagyperiódusú ciklicitás itt nem észlelhető.

Az elméleti megfontolások szerint a vízszintingadozások periodicitása az éghajlati perturbációk következménye, amelynek a beszivárgás a közvetlen közvetítője a regionális víztároló rendszerekben. Ebből következően a hidraulikailag egységes regionális víztároló rendszerekben (például az alföldi medenceüledékek, főkarsztvíztároló, egyéb mély karsztrendszerek) a vízszintek több éves csökkenését vagy emelkedését az évről évre az átlag beszivárgást meghaladó (vízszintnövekedés) ill. azt el nem érő (vízszintcsökkenés) beszivárgás értékek idézhetik elő (Mádlné Szőnyi, 1994). A tápterülettel kapcsolatos mélyebb víztartókban ez a hatás mélységtől függetlenül a a hidraulikus diffuzivitás, azaz nyomáshullám-terjedés révén érvényesül.

Regionális víztartókban, így a főkarsztvíztárolóban az erózióbázistól, a természetes és a koncentrált megcsapolódási területektől távol a sokéves átlagos beszivárgás tartja fenn a sokéves átlagvízszintet. A vízszintek több éven át jelentkező tartós apadását és emelkedését az átlagosnál kisebb beszivárgású évek „beszivárgási hiányainak”

egymásra halmozódása, illetve az átlagon felüli beszivárgású időszakok „beszivárgási többletének” összeadódása idézheti elő.

Több évtizedes észlelési adatsor alapján az éves beszivárgás sokéves átlagtól való eltérését évről-évre integrálva, az integrált éves beszivárgási eltérések sokéves átlagbeszivárgástól való eltérései jó közelítéssel leírják a karsztvízszintek sokéves átlagos vízszinttől való eltérését (Mádlné Szőnyi, 1994).

A 8.11. ábra a) része a Dunántúli-középhegység főkarsztvíztárolójában, azon belül is a Bakonyban mélyített, és a víztermelés hatása alól mentes kutak vízjárás görbéit, és az ezek „kisimításával” nyert jelleggörbéit mutatja. A 8.11. ábra b) része a fődolomitra szűrőzött Nemesvámos-1 és a középső-triász mészkőbe mélyült Veszprémfajsz-1 kútra mutatja a vízszintváltozások és az úgynevezett integrált éves beszivárgás eltérések kapcsolatát, amelyek jó közelítéssel leírják a karsztvízszintek sokéves átlagos vízszinttől való eltérését. Az integrált éves beszivárgási eltérést úgy kapjuk meg, hogy az éves beszivárgás sokéves átlagtól való eltéréseit évről-évre összegezzük.

A Nemesvámos-1 kút esetében 1979-ig szoros az összefüggés a vízszintek és az integrált éves beszivárgás eltérések között, a 80-as évektől a bányavíztermelésekkel összefüggésbe hozható mesterséges hatások is befolyásolják. A Veszprémfajsz-1 kút esetén a két görbe a teljes vizsgált periódusban együtt mozog, vagyis zavartalan vízjárásúnak minősíthető.

A tranziens állapot megnyilvánulásai a felszín alatti vízrendszerben

8.11. ábra: (a) A Dunántúli-középhegység főkarsztvíztárolójában, azon belül is a Bakonyban mélyített, és a víztermelés hatása alól mentes kutak (Nemesvámos- 1 és Veszprémfajsz-1) vízjárás görbéi, és az ezek „kisimításával”

nyert jelleggörbék; (b) Ugyanezen kutak a vízszintváltozásainak és az úgynevezett integrált éves beszivárgás eltérések kapcsolata (Mádlné Szőnyi, 1994)

A felszín alatti vízutánpótlásnak napi periodicitása is van. A tavaszi hóolvadáskor a hófoltok kialakulásának időszakában számos esetben 24 órás periódusú vízszintváltozásokat figyelhetünk meg. Ez a jelenség a magas légnyomású napokon következik be, amikor a dél körüli olvadás hatására kialakuló beszivárgási folyamat az éjszakai fagy következtében éjszakáról-éjszakára, azaz naponta megszűnik. Ezt mutatja az Aggteleki-karszton fakadó Nagy-Tohonya forrás példája (8.12. ábra). A napi hőmérséklet- és besugárzásváltozás periodikus hóolvadást és beszivárgást, illetve periodikus ingadozást okoz a Nagy-Tohonya-forrás vízhozamidősorában, és egyidejűleg a forrás közelében található Szelce-völgyben létesített karsztvízszint észlelő kút vízszintjében is (Maucha, 1997).

A tranziens állapot megnyilvánulásai a felszín alatti vízrendszerben

8.12. ábra: A naponkénti léghőmérséklet- és besugárzás változás periodikus hóolvadást, beszivárgást, karsztvízszint-és vízhozam ingadozást okozó hatása a Nagy-Tohonya-forrásnál. A = Nagy-Tohonya-forrás vízhozam idősora (l/perc), B = A Jósvafői 1. számú karsztvízszint észlelő fúrás Szelce-völgyben regisztrált vízszint idősora (méter a csőperem alatt), C = Hófoltok vastagságának csökkenése (cm) a kutatóállomáson, D = A léghőmérséklet idősora

(°C) a kutatóállomáson (Maucha, 1997)

8.4.1.4 A vízkedvelő növények evapotranspirációja és a vízszintváltozás

A phreatophita (vízkedvelő) vegetáció evapotranspiráció mértékének változása napi ciklicitást okozhat a vízszintekben kiáramlási rezsimjellegű területeken. E mechanizmusok csak nyitott víztartókra értelmezhetők (Freeze et al., 1979).

Meyboom 1967-ben ismerte fel, hogy megcsapolódási területeken, ahol a fluxus (q) felfelé irányul, a sekély megfigyelő kutakban végzett vízmélység-regisztráció segítségével kiszámíthatjuk az evapotranszspirációt. A 8.13.

ábra mutatja a vízkedvelő vegetáció által előidézett vízszintfluktuációt, ami abból fakad, hogy nappal, amikor a növény párologtat, vizet fogyaszt, ekkor nő a kútban mért vízmélység. Éjjel, amikor a növény légzőnyílásai zárva vannak, visszatöltődés zajlik, ekkor a kútban vízsint emelkedést, azaz kisebb vízmélységet fogunk tapasztalni (Meyboom, 1967).

A tranziens állapot megnyilvánulásai a felszín alatti vízrendszerben

8.13. ábra: Evapotranspiráció számítása a vízkedvelő növényzet által előidézett felszín alatti vízszint ingadozásból számítva, megcsapolódási területen (Meyboom,1967, in Freeze et al., 1979)

Az következő képlet segítségével (White 1932), a mért vízszintingadozásból a növény evapotrancpirációja számítható:

(8.1) ahol

ET: napi evapotranspiráció (m/nap)

S_y: a talaj fajlagos hozama (térfogatszázalék)

r: a felszín alatti víz hozzáfolyása (megcsapolódásból adódó többlet) (m/óra) s: a nettó felszín alatti vízszint emelkedés vagy csökkenés 24 óra alatt (m)

Az r és a s értékei a vízjárás görbéről (12. ábra) grafikusan levezethetőek, a fajlagos hozam pedig laboratóriumban meghatározható. Így képlet segítségével tudunk napi evapotranspirációt számolni.