10.3 A hidraulikus folytonosság

A kőzetvázon átáramló felszín alatti víz ásványi anyagokat old, szállít és lerak. Hőt transzportál és megváltoztatja a pórusnyomást. Amennyiben a jól definiált áramlási pályák elegendően hosszú időn keresztül fennállnak, ezen folyamatok szisztematikus módon megváltoztatják a felszíni, felszín alatti környezet fizikai, hidrológiai és kémiai jellemzőit. Lényegében a természetes környezeti viszonyok a regionális felszín alatti vízáramlás következtében hidrogeológiai differenciálódáson mennek keresztül.

Az áramláshoz szükséges energia különféle forrásokból származhat, beleértve a közvetlenül a pórusvízre ható gravitációt, az üledékes kompakciót, a tektonikai kompressziót, a termális konvekciót és az ozmózist.

Ezek közül különösen érdekes a gravitációs vezérlésű regionális vízáramlás. Először is azért, mert a vízszint különbségei generálják. Eloszlása – ennek következtében – becsülhető a víztükör alakjának ismeretében, beleértve múltbéli, jelenlegi és jövőbeli áramlási mintázatokat. Másodsorban szimultán módon aktív az üledékes medencékben mindenféle térbeli dimenzióban. A kis, helyi medencékhez kapcsolódó áramlás szuperponálódik a regionális szintkülönbségek által gerjesztett áramlásokra. Mindezekről a következő, 11. fejezetben lesz szó. Harmadsorban, a medencékhez kapcsolódó különféle méretű hidrogeológiai jelenségek kialakulásához különféle időtartam szükséges. Ez lehet néhány év vagy kevesebb, a rövid, sekély és intenzív rendszerekre; míg többszázezer vagy millió év a nagymedencék hosszú, mély és lassú áramlásaira. Ezen jelenségek bemutatására az utolsó, 13. fejezetben kerül sor. Mivel azonban a medenceméretekben működő áramlási rendszerek és az okozott jelenségek létének egyik alapfeltétele a hidraulikus folytonosság, ezért elsőként ez kerül bemutatásra.

A hidraulikus folytonosság a modern hidrogeológia egyik legalapvetőbb és egyúttal legvitatottabb kérdése. Felismerése ugyanakkor megalapozza többek között a regionális vízáramlási terek létezését, az olajtelepek képződését, a szénhidrogének hidraulikai mobilizálódását, és a szennyezőanyag transzport folyamatainak kezelését. Alapvető kérdések: A potenciálértékek (hidraulikus emelkedési magasságok) megváltoztatása a kőzetváz egy adott pontján meddig fog terjedni? Lehatárolhatunk-e egy felszín alatti térrészt, amelyen belül egy pontbeli potenciálváltozás hatást gyakorol?

10.3.1 A hidraulikus folytonosság definíciója

A hidraulikus folytonosság jelzője a kőzetvázban tározódott víznek az a tulajdonsága, hogy nyomásának (hidraulikus emelkedési magasságának) tetszőleges pontban bekövetkező megváltozása más pontokban is megváltoztatja a pórusnyomást (hidraulikus emelkedési magasságot) (Tóth, 1995). A hatás mértéke számszerűen a gerjesztő és gerjesztett nyomásváltozás (hidraulikus emelkedési magasság változás) hányadosaként fejezhető ki a kőzetváz egy adott pontjában, adott időpillanatban:

(10.1)

ahol Δh2 és Δh1 az indukált és indukáló hidraulikus emelkedési magasság változás, míg ΔΨ2 és ΔΨ1 az indukált és indukáló nyomásemelkedési magasság (=p/ρg) változás.

Mivel a pórusteret kitöltő vízben fellépő nyomásváltozások a diffúziós tényező következtében a kőzetben véges sebességgel terjednek, az észlelhető hidraulikai folytonosság csak viszonylagos lehet, hiszen annak érzékelhetősége függ az eredeti nyomásváltozás és az észlelés helyének távolságától, valamint a kőzet-folyadék rendszer szivárgási tulajdonságaitól (áteresztő-, és/vagy tárolóképesség), így a tértől és az időtől.

Mindennek megfelelően a hidraulikus folytonosságot a következőképpen is definiálhatjuk. Egy áramlási tartomány hidraulikusan folytonos egy adott időskálán, amennyiben egy ponton a hidraulikus emelkedési magasságban (vagy pórusnyomásban) bekövetkező változás a tartomány bármely más pontjában szintén változást okoz a hidraulikus emelkedési magasságban (vagy pórusnyomásban) a pórusnyomás (~folyadék) pórusokon keresztüli áramlása folytán, az alkalmazott időskálán mérhető idő tartományban.

A hidraulikus folytonosság tehát relatív fogalom, tér- és időfüggő is. A hidrogeológiai problémák kezeléséhez olyan léptéket kell választani, amely a probléma szempontjából megfelelő. El kell dönteni, hogy az adott probléma szempontjából létezik-e folytonosság vagy sem.

10.3.2 A hidraulikus folytonosságot elfedő tényezők

A kőzetváz regionális hidraulikai folytonossága nem nyilvánvaló, vagy könnyen igazolható tulajdonság. Az egymással érintkező képződmények vízföldtani tulajdonságainak lehetséges jelentős eltérései következtében a kevésbé áteresztő kőzetet hagyományos észlelések esetleg vízzárónak mutathatják. Az áramlási rendszer különböző pontjain a távolabbi nyomásváltozás hatása esetleg csak hosszabb idő múlva jelentkezik, így a képződmény vízzárónak vélhető túl nagy távolság vagy túl rövid megfigyelési idő esetén. Továbbá, ahol a víz kémiai összetételében, hőmérsékletében, izotóp összetételében, korában, vagy más, az áramlás szempontjából lényeges tulajdonságaiban a jelentősebb változások egybeesnek a vízrekesztő képződmények határfelületeivel, az észlelő könnyen arra a következtetésre juthat, hogy a hidraulikus folytonosság ezeken a helyeken megszakad. Nem meglepő tehát, hogy a hidraulikus összefüggés, illetve a kőzetvázban tökéletesen elszigetelt részek létezése felől több mint egy évszázada folyó vitát máig nem sikerült eloszlatni. A hidraulikus folytonosság fogalma ‒ a föntiekből következően ‒ alkalmas gyakorlatilag valamennyi helyzet (hidraulikus elszigetelődés - kapcsolat) kezelésére. Azonban ahhoz, hogy e fogalom jelentőségét megértsük, történelmi kontextusban kell áttekintsük a fogalom kialakulását és a hidraulikus folytonosság mellett szóló érveket.

10.3.3 A hidraulikus folytonosság koncepciójának kialakulása

A hidraulikus folytonosságra vonatkozó jelenlegi ismereteink két, jellegében és céljában különböző, független, sőt egymásnak gyakran ellentmondó típusú hidraulikai vizsgálatcsoport: egyrészről a vízadó rétegek és kutak (helyi próbaszivattyúzási-), másrészről a medencék (regionális vízkészlet-) kutatása során alakultak ki. A fogalom kialakulása jól tükrözi a hidrogeológia tudományának mérnöki és természettudományos korai elszigetelt fejlődését (ld. 1. fejezet).

10.3.3.1  Víztartó/kút-hidraulikai alapon (helyi vizsgálatok, szivattyúpróbák)

A vízadó rétegekre Chamberlin (1885) „Az artézi kutak szükséges és minősítő feltételei” című tanulmányában már megjegyezte: „Tökéletesen vízzáró rétegek nincsenek.” Ennek ellenére, a korai kúthidraulikai számításokban vagy nyílt talajvízfelszínt, vagy tökéletesen vízzáró fedőréteget tételeztek fel, mint például Thiem (1906), Theis (1935). A korábban vízzárónak feltételezett rétegeken keresztüli hidraulikai kapcsolatot csak azután vették figyelembe, miután Hantush és Jacob (1955) a Theis-féle nem-permanens egyenletet kiegészítette egy „átszivárgási” tényezővel, és így az „ideálisan zárt vízadó réteg” helyére a „többrétegű vízadó” lépett.

A fogalom általánosítása és pontosítása Neuman és Witherspoon (1971) nevéhez fűződik, akik számításaikban egyértelműen kimutatták a többrétegű vízadó rendszerek időtől függő hidraulikai viselkedését. Kétrétegű vízadó rendszer termelt rétegében a „rövid időértékek”-hez tartozó leszívás jó közelítéssel megegyezik az ideálisan zárt réteg feltételezésével számított értékekkel (10.5. ábra). Az ideálisan zárt állapottól való eltérés az idővel növekszik, és „nagy időértékek” esetén teljes hidraulikus összefüggés alakul ki és a víz a zárórétegen keresztül a nem termelt vízadóból is áramlik a kútba (10.6 ábra). Rövid időtartamú szivattyúzásnál a vízadó réteg „a” tökéletesen zártnak mutatkozik, a hosszúidejű leszívásokat figyelmbe véve, a vízadó réteg „b” teljesen nyitott.

Ezeket az elméleti megfontolásokat később terepvizsgálattal a gyakorlatban is igazolták (Neuman és Witherspoon, 1972), amikor a hidraulikai válasz egy 4,9 méter vastag palarétegen keresztül közel 40 nappal a szivattyúzás megkezdése után jelentkezett (10.6. ábra). Következésképpen az, hogy az „a” és „b” rendszerek közül melyik tekintendő érvényesnek, elsősorban a próbaszivattyúzási és az észlelési időtartamok arányától függ.

Példa zárt vízadó réteg időtől függő relatív hidraulikai viselkedésére

10.5. ábra: Példa zárt vízadó réteg időtől függő relatív hidraulikai viselkedésére (Neuman és Witherspoon, 1971 nyomán).

 

Az „a” és „b” rétegzett tározórendszerek hidraulikus folytonossága rövid- és tartós próbaszivattyúzások alapján

10.6. ábra: Az „a” és „b” rétegzett tározórendszerek hidraulikus folytonossága rövid- és tartós próbaszivattyúzások alapján (Neuman és Witherspoon, 1972 nyomán).

10.3.3.2  Medence-hidraulikai alapon (regionális vízforrás vizsgálatok)

A medencék tulajdonságai alapján értelmezett hidraulikus folytonosságra a kőolajtároló képződményeken áthatoló vízmozgás tanulmányozása során Munn (1909) tett először utalást. „A rétegek vízzáróságát” ennek során „hagyományokon alapuló tévhit”-nek minősítette.

Az 1950-es évektől kezdődően a regionális vizsgálatok egyre inkább alátámasztották azt a megállapítást, hogy a hosszú idejű próbaszivattyúzások, regionális nyomáseloszlások, az egész medencére kiterjedő vízmérlegek és nagy léptékű áramlási modellek számszerű értékelése csak a regionális vízfogó képződményeket is magában foglaló folytonosság feltételezésével lehetséges. Walton (1960) mérései szerint például a Dél-Illinois medencében az egész rétegsor hidraulikailag „egyetlen vízadó”-ként viselkedett. Kolesov (1965) megállapította, hogy a Szibériában, Oroszországban és a Dnyeper-Donyec medencében mért több ezer potenciálérték könnyen érthetővé válik, ha „a teljes rétegsort egyetlen összetett, hidraulikailag összekapcsolt rendszernek tekintik”. Francia hidrogeológusok (Albinet és Cottez, 1969; Astié et al., 1969, Margat, 1969) a piezometrikus nyomás eltéréseit több nagy kiterjedésű üledékes medencében (Párizsi-medence, Nyugati-Szahara, Aquitánia) értékelve megállapították, hogy áramlás az egyes vízadó rétegeket is elválasztó, vízzáró rétegeken keresztül is bekövetkezik. Arra a következtetésre jutottak, hogy ha az „átfolyás mesterségesen, szivattyúzással előidézhető, akkor az természetes potenciálkülönbségek hatására is szükségszerűen bekövetkezhet”. A több mint 100 ezer km2 kiterjedésű Aquitániai-medence (Franciaország) számszerű vízmérleg modellje segítségével Besbes et al. (1976) meghatározták a „vízzáró rétegek közvetítésével összefüggő nyolc fő vízadóréteg” hidraulikai jellemzőit. Végül Neuzil et al. (1984) numerikus szimulációval kimutatták, hogy a Dakota összletből ténylegesen kitermelt vízmennyiség és vízhozam csak a fedő Pierre Shale palán keresztüli átszivárgással magyarázható. Ahogy azt korábban már leírtuk, a palák regionális függőleges áteresztőképessége 10-1000-szerese a lokális áteresztőképességnek.

10.3.3.3  Próbaszivattyúzással meghatározott és a tényleges regionális transzmisszivitás-értékek konvergenciája

Az Alberta-i üledékes medence (Kanada) heterogén törmelékes krétakori összleteiben a növekvő időtartamú próbaszivattyúzások alapján meghatározott transzmisszivitás értékek fokozatosan közeledtek a regionális talajvíz-ingadozások éves eloszlása alapján számított értékhez (Tóth, 1968, 1982). Az a tény, hogy ezek a transzmisszivitás értékek adott határértékhez tartanak, arra utal, hogy az egyes vízadó rétegeken keresztül kitermelt víz által jellemzett áramlási tartomány azonos azzal, amelyen a regionális áramlás a beszivárgási és kilépési területek között átáramlik, azaz, hogy a kőzetváz hidraulikailag folytonos.

10.3.4 A hidraulikus folytonosság bizonyítékai

Az egyes vízadó rétegek és a medencék hidraulikai jelenségei alapján leszűrt következtetéseken túlmenően (i) a kőzet pemeabilitások mért/megfigyelt értékei, (ii) a folyadékmolekulák méretének és a pórusok átmérőjének viszonya (iii) a függőleges pórusnyomás gradiens értékek, és (iv) a pórusnyomás változás kőzetvázon keresztüli terjedése is a regionális hidraulikaus folytonosság ténye mellett szólnak.

10.3.4.1  A kőzet permeabilitások mért, megfigyelt értékei

Brace (1980) arról számolt be, hogy minden kőzetben (talán az egyetlen tiszta halit kivételével), és valamennyi, a jelenlegi fúrási módszerekkel elérhető mélységben, mérhető hidraulikus vezetőképesség értékeket tapasztalt. A Swan Hills területen (Alberta, Kanada) tömör plasztikus és evaporit vízrekesztő rétegekben a függőleges hidraulikus vezetőképesség legalacsonyabb értékei Hitchon et al. (1989) szerint 7-9*10-11 m/s nagyságrendűek voltak. Neuzil (1994) laboratóriumi körülmények közt mért hidraulikus vezetőképesség értékeket összegyűjtve szintén arra a következtetésre jutott, nincs olyan mélység, ahol megszűnik a kőzetek permeabilitása. Az általa ismert legalacsonyabb mért hidraulikus vezetőképesség értékék 10-16 m/s nagyságrendűek. Ráadásul 3-4 km alatti mélységben többféle kőzetben is megfigyelték már a permeabilitás (porozitás) növekedését a ridegség miatti töredezésre vagy abnormális pórusnyomás emelkedésre visszavezethetően. Mindennek köszönhetően, nagyaktivitású radioaktív hulladéklerakó kijelölés céljából egyetlen megbízhatóan vízzáró képződményt sem találtak még a világon.

10.3.4.2  Különböző folyadékmolekulák méretének és a pórusok átmérőjének viszonya

Tissot és Welte (1978) becslése szerint a kőzetek legkisebb (látszólagos) hézagmérete 4000 m mélységben 1 nm értékre csökken (10.7. ábra). Ugyanakkor a vízmolekula hatékony átmérője 0,32 nm. Feltételezhető tehát, hogy a vízmolekula képes áthaladni a legtömörebb pala szemcseközi hézagain, még akkor is, ha feltételezzük, hogy a hézagok falát mindkét oldalon egy-egy elmozdíthatatlan (kötött), egy vízmolekula vastag réteg vonja be.

Különböző folyadékmolekulák méretének és a pórusok átmérőjének viszonya

10.7. ábra: Különböző folyadékmolekulák méretének és a pórusok átmérőjének viszonya (Tissot és Welte, 1978)

10.3.4.3  Függőleges pórusnyomás-gradiens értékek

A függőleges nyomásnövekedés üledékes medencékben általában közel hidrosztatikus (kismértékű dinamikai eredetű eltéréssel). Ez nem létezne, ha a pórusok között nem lenne kommunikáció, nyomáskiegyenlítődés. (A hidrosztatikus vertikális nyomás gradiens értelmezését ld.: 11. fejezetben.)

10.3.4.4  A pórusnyomás-változás terjedése a kőzetvázon keresztül

A pórusnyomás-változás terjedésének észlelési „problémájára” jó példa a Witherspoon és Neuman (1967) korábban már említett szivattyúpróbája. Egy potenciális gáztározó rezervoár vizsgálata során annak termeltetése mellett megfigyelték a rezervoárt fedő 4,9 m vastag agyagpala felett elhelyezkedő vízadó réteget is. A szivattyúpróba eredményeként meghatározott permeabilitás érték: k = 0,7*10-4 md (K ≈ 0,7*10-12 m/s) jó egyezést mutatott a magvizsgálatok eredményével: k = 1,8*10-4 md (K ≈ 1,8*10-12 m/s). A szivattyúzás kezdetét követő kb. 40. napon pedig leszívás kezdett mutatkozni a felső vízadó megfigyelő kútjában is (10.8. ábra). Tehát késleltetve bár, de jelentkezett a víztermelés hatása a felső, nem szivattyúzott vízadóban is. Olyannyira, hogy annak vízszint csökkenése 20 nappal a szivattyúzás befejezése után is folytatódott, és csak 45 nappal később kezdődött meg a visszatöltődés.

Észlelt vízszintváltozások egy vékony „zárókőzet” feletti vízadóban, a vízrekesztő alatti vízadó szivattyúzása során

10.8. ábra: Észlelt vízszintváltozások egy vékony „zárókőzet” feletti vízadóban, a vízrekesztő alatti vízadó szivattyúzása során (Witherspoon és Neuman, 1967 nyomán)

 

Említhetünk azonban egy hazai példát is. A Dunántúli-középhegység főkarsztvíztárolójában az 1951-1990 közötti szén- és bauxitbányászat érdekében mesterségesen kialakított depressziós tölcsér (leszívás) terjedésének fizikai alapjait korábban már tágyaltuk. Ebben a fejezetben azt kell kiemeljük, hogy az utánpótlódást mintegy 60%-kal meghaladó vízkivétel (a maximális karsztvízszint süllyedés a vízkivételi helyek közelében meghaladta a 100 métert is) hatása a hidraulikus folytonosság révén fejthette ki hatását a Dunántúli-középhegység területén, Hévíztől Budapestig, mintegy 10000 km2-en (Mádlné Szőnyi 1996). Az 1990-es évektől megszűntek, illetve csökkentek a bányászati víztelnítések, ezért megindulhatott a karsztvízkészletek regenerálódása. Azonban még legalább tíz-tizenöt év kell az új egyensúlyi állapot kialakulásáig. A víztermelés csökkenésének kimutatható hatása elsősorban a vízszintek, és a nyomások jelentős emelkedésében, az alacsonyabb szinteken fakadó forrásoknál a hozamok növekedésében, illetve egyes körzetekben, például Tata térségében néhány forrás újbóli megindulásában mutatkozott.

10.3.5 A hidraulikus folytonosság következményei

A kőzetváz hidraulikus folytonosságának fő természeti következményei (i) a kiterjedt felszín alatti vízáram-rendszerek létezése, (ii) az anyag és hő vízáramrendszerektől függő eloszlása a felszín alatt, valamint (iii) a különböző medencerészek hidraulikai összefüggése. Ezek részletes bemutatása, tárgyalása a következő, 11. fejezetekben olvasható.

Érdemes azonban itt hangsúlyozni a hidraulikus folytonosság azon elvi következményét, hogy hozzájárult ahhoz, hogy a hidrogeológia fejlődéstörténetében túllépjünk az “artézi paradigmán” (Mádlné Szőnyi 2013). Mint ahogyan korábban utaltunk rá, az artézi szó két vízzáró réteg közötti vízvezető rétegben tárolt vizet jelent, a föld felszíne fölé emelkedő vízszinttel. A hidrogeológiában ez volt az első egységes – emprikusan levezetett – paradigma, az „artézi mechanizmus”, mely a mélyfúrásos feltárásnak köszönhetően született meg. Fogalom rendszere szerint a talajvíz a legfölső vízzáró réteg fölött helyezkedik el és a csapadékból pótlódik. A rétegvíz két vízzáró réteg közötti vízvezető (permeabilis) rétegben tárolt vizet jelenti. A rétegvíz a réteg kibukkanásánál pótlódik a csapadékvízből. Amennyiben lefúrunk egy rétegvíztartóig, a kútban olyan magasra emelkedik a víz, amilyen magasan a réteg utánpótlódási területén található. Ha ez a felszín fölé szökő vizet ad, akkor artézi vízről beszélünk. Ez a nézetrendszer és mechanizmus azonban a hidraulikus folytonosság felismerésével túlhaladottá vált. Mivel nem létezik impermeabilis (tökéletesen vízzáró) kőzet, így nem beszélhetünk sem artézi mechanizmusról, sem elkülönült talaj és rétegvízről. Ugyanakkor az artézi víz fogalom abban az értelemben, ahogyan azt a felszín fölé szökő vizet adó kutakra használjuk, ma is megállja a helyét.