3.4. Beszivárgás

A beszivárgás (vagy más néven infiltráció) során a felszínre érkező csapadék a talajba bejut, s a talajszerkezettől függően fokozatosan egyre mélyebb rétegekbe. A vízháztartási egyenleg térben és időben legjobban változó tagja. A csapadékhoz és a párolgáshoz hasonlóan mm-ben adjuk meg, mely annak a vízoszlopnak a magassága jelenti, amely 1 m2 felületen egységnyi idő alatt áthatol.

A beszivárgás meghatározza a lefolyás és az evapotranszspiráció egymáshoz való viszonyát, s ezáltal kormányozza a hidrológiai körfolyamat teljes szárazföldi ágát. Amennyiben a beszivárgás intenzitása meghaladja a lehulló csapadék intenzitását, nem marad víz a talajfelszínen, így lefolyás sincs, a párolgás a nedves talajból történik, Fordított esetben, amikor a beszivárgás intenzitása kisebb a csapadék intenzitásánál, akkor a talajfelszínen víz jelenik meg, melynek egy része a lefolyással távozik, másik része pedig szabad vízfelszínként idővel elpárolog.

A beszivárgás folyamata függőleges irányú, időben monoton csökken (exponenciális vagy hiperbolikus módon). Kezdetben háromfázisú, mely viszonylag rövid idő alatt kétfázisúvá válik. A beszivárgás meghatározói: (1) a vizet szolgáltató alrendszer, azaz a (csapadékból származó) földfelszínen rendelkezésre álló vízmennyiség, melynek fő jellemzői: intenzitás, tartam, gyakoriság, területi eloszlás, (2) a vizet befogadó alrendszer, vagyis a talaj (i) felszíni tulajdonságai: növényzet, érdesség, belépési ellenállás, és (ii) transzporttulajdonságai: a talaj/kőzet víztározó, vízvezető, vízfelvevő és vízleadó képessége. Az előzőek közül a beszivárgás intenzitása szempontjából az egyik legfontosabb paraméter a felszínközeli rétegek permeabilitása, vagyis vízvezető képessége, melynek jellemző értékeit, tartományait a 3.15. ábra összegzi. A nagyobb vízvezetőképességű rétegek esetén nagyobb a beszivárgás is.

Különböző típusú kőzetek és talajok vízvezető-képessége

3.15. ábra. Különböző típusú kőzetek és talajok vízvezető-képessége (Heath, 1983 nyomán)

A beszivárgás meghatározását végezhetjük helyszíni méréssel például egy terepi mérőeszköz, az infiltrométer (beszivárgásmérő) felhasználásával. A mérés során vízzel töltött hengerekben a vízmennyiség időbeli csökkenését mérjük. Ez a módszer általában csak szemcsésebb típusú talajok esetén ad megfelelő eredményt. Javíthatjuk a mérést kétaknás vizsgálattal, azaz egymástól néhány méteres távolságban végezve. Egy másik lehetőség a beszivárgás megadásához a parcella-módszer alkalmazása, amikor fa- vagy fémkeret vízzel van feltöltve, és a víz állandó szinten tartásához szükséges vízpótlást mérjük, illetve az infiltrométerhez hasonlóan a vízszint csökkenését. Az ilyen mérések hátránya a viszonylag nagy (15%-ot elérő) oldalirányú veszteség. A beszivárgás közvetlen mérésre alkalmasak még a kompenzációs típusú liziméterek is.

A számításokhoz tapasztalati képletek állnak rendelkezésre, melyek közül itt példaként a Horton (1940) által felállított összefüggést foglaljuk össze. Ez a megközelítés a beszivárgás intenzitásának (Ii) exponenciális csökkenését feltételezi az alábbi képlet alapján:

Ii = kD + (Ii,0 – kD)·e-αt [mm/h],

ahol kD a függőleges (Darcy-féle) szivárgási együttható [mm/h], Ii,0 a legnagyobb beszivárgási intenzitás [mm/h], e-αt a talajtelítődés időbeli folyamatát jellemző tényező – ezen belül α a talaj beszivárgási intenzitását jellemző talajállandó [1/h], t pedig a csapadékhullás ideje [h].

A fenti intenzitásra vonatkozó képlet felhasználásával a beszivárgás mennyiségére adódik, hogy:

I = kD·t + (1/α)·(Ii,0 – kD)·(1 – e-αt ) [mm].

A felszín alatti vizek közé soroljuk a talajvizet, a rétegvizeket, a karsztvizet és a hasadékvizet. A talajvíz az első vízzáró réteg fölött elhelyezkedő vízvezető réteg vize, melyre így csak légnyomás hat. A rétegvíz definíció szerint vízzáró rétegek közötti felszín alatti vizet jelent, mely nyomás alatt áll. Pozitív artézi kútról beszélünk, amikor a feltáráskor a víz a felszínre tör. Negatív artézi (szubartézi) kútról pedig akkor, amikor a feltáráskor a víz az eredeti víztartó réteg fölé emelkedik, de a felszín alatt marad. A karsztvíz a karsztos kőzetek repedéseiben levő víz, mely lehet: nyílt vagy fedett. Előbbi a felszínen is megjelenő karsztos kőzetekre jellemző, az utóbbi esetben viszont a karsztos kőzet nem terjed a felszínig, hanem egy vízzáró réteg fedi le. A hasadékvíz úgy alakul ki, hogy a szilárd, nem karsztosodó kőzet repedéseibe, hézagaiba jutó víz akadálytalanul hatol a mélybe mindaddig, amíg egy vízzáró réteg meg nem akasztja, s akkor felette a hézagokban és a repedésekben összegyűlik.

A felszín alatti vizek osztályozása többféle szempont szerint történhet. Például a víztartó rétegek helyzete és jellege alapján, vagy abból a szempontból, hogy a légköri nyomáson kívül hat-e rájuk vízzáró rétegek miatti további nyomás. További lehetőség a vízgazdálkodási igények alapján történő csoportosítás, mellyel felszín alatt tározott vízmennyiség jellegű készletet és felszín alatti utánpótlódó vízhozam jellegű készletet különíthetünk el. Az előbbi lehet szabad és kötött attól függően, hogy kitermelhető-e vagy sem. Az utóbbi pedig a felszínre kerülhet természetes vagy mesterséges úton. A vízminőség figyelembe vételével megkülönböztethetünk ivóvizet, ipari vizet, gyógyvizet, illetve ásványvizet. Hőmérsékleti szempontból, a közvetlen felhasználás oldaláról a 35 °C hőmérséklet alatti vizek lehetnek ivóvíz célra alkalmasak, a 35 °C feletti hőmérséklet esetén pedig hévizekről beszélhetünk.