VII. Vízföldtani (hidrogeológiai) alapismeretek

A klasszikus vízkeletkezési elmélet szerint a víz alkotóelemei eredetileg is teljes mennyiségben Földünk tartozékai voltak.

Kizárólag cseppfolyós állapotban csak a hőmérsékletnek a víz kritikus értéke (374° C) alá csökkenését követően fordulhatott elő, a kritikus nyomást (22 MPa) meghaladó nyomásviszonyok mellett. A gőzfázis csak a kritikus nyomásnál kisebb nyomáson - és 374° C alatti hőmérsékleten - jelenhetett meg. A hőmérséklet további (kb. 0° C alá történő) csökkenése vezet a szilárd fázis (jég) kialakulásához.

Más elképzelések a földi vízkészlet egy részét a Napból az ún. szoláris szél révén érkező hidrogénnek és a földi légkör oxigénjének egyesüléséből származtatják.

A földbelsőben feltételezett hőmérséklet- és nyomásviszonyok alapján a víz alkotóelemei csak a külső köpenytől (Repetti-féle törésfelület) kezdődően létezhetnek. Tényleges jelenlétét a kéregben és a külső geoszférákban vehetjük biztosnak.

Eredetét és helyzetét tekintve két víztípust szokás elkülöníteni: a juvenilis és a vadózus vizet.

Juvenilis víz (iuvenilis = ifjú, fiatalos), amely a víz általános körforgásában nem vesz részt. Korábban a magmában felszínre jutó vízzel azonosították, azonban egyre több bizonyíték szól a magmában levő víz legalábbis egy részének felszíni eredete mellett.

A vadózus víz (vado, vadere = lép, megy; vadosus = sekély, zátonyos) a hidrológiai körfolyamatban résztvevő víztípus (a Föld őskorában ez is "juvenilis" víz volt). A vadózus vizek fajtái:

- kondenzációs. A földkéregbe hatoló levegőből a hőmérséklet-változás hatására kicsapódó víz. A
talajvíz-háztartásban esetenként jelentős lehet;

- infiltrációs víz. A felszíni víz körforgásából a földkéregbe szivárgó víz;

- fosszilis víz. A talaj (kőzet) keletkezésekor került a pórusokba és ott helyben maradt.

A mélybe süllyedő rétegek önsúlyából adódó terhelés által kiszorított változatát konszolidációs víznek, a pl. földrengés miatti hirtelen tömörödéssel kiszoruló vízfajtát pedig vibrációs víznek nevezik.

- izzadmányvíz a felszínen a kőzetek által kémiailag megkötött - hidrolizált - víz, amelyet azok a mélybe süllyedés során leadnak.

Nyilvánvaló, hogy a felsorolt víztípusok a létezésükhöz szükséges hőmérséklet- és nyomásviszonyok révén meghatározott geoszférákhoz (geofázisokhoz) kötődnek.

A juvenilis vizek, a vibrációs- és izzadmányvíz, valamint a konszolidációs víz elsősorban a nagyságrendekkel kisebb kéregbeli mozgássebességük miatt csak geológiai léptékben jelentősek. Következésképpen a felszín alatti vizek emberöltőnyi léptékben észlelhető utánpótlódása döntően a csapadék beszivárgó hányadából - az infiltrációs vízből - származik.

A Föld vízkészletének főbb megjelenési formái és megoszlása az alábbi táblázat szerinti:

Vízmennyiség (1000 km³)

Világóceán 1 320 104

Felszíni víz (folyó- és állóvizek, szárazföldi jég) 30 126

Felszín alatti víz (talaj-, réteg- és hasadékvíz) 8 467

Légkör vízkészlete 13

Vízkészlet összesen: 1 358 710

Az óceánok, tengerek, a légkör és a szárazföld vizei állandó körforgásban vannak (7.1. ábra). A mozgást a Nap hőenergiája és a Föld nehézségi erőtere tartja fenn, illetőleg szabályozza.

7.1. ábra

A víz körforgalma

Az óceánok felületéről elpárolgott víz a légtérbe kerül, majd felhővé kondenzálódik, és csapadék formájában a hidroszférába és a szárazföldre hullik. A csapadék szárazföldre kerülő hányadának első része elpárolog, második része felszíni lefolyással, vízfolyások révén kerül a tengerbe, a harmadik rész pedig beszivárog a litoszférába. A beszivárgott víz sem esik ki a körforgásból, hanem a felszín alatt mozogva, hosszabb-rövidebb idő elteltével ismét a légkörbe jut.

Az eddigiekből már ismeretes, hogy a földfelszínen a légkör állapotváltozásai a döntőek. A légkör pillanatnyi fizikai állapota az "idő", ennek változása az időjárás. Egy adott földrajzi hely időjárási rendszere pedig az éghajlat, amelyet a légkör időben változó állapotjellemzőinek (időjárásának) statisztikai paraméterei határoznak meg.

Az időjárási vagy éghajlati elemek (napsugárzás, léghőmérséklet, légnyomás, légmozgás, légkör vízháztartása, jelenségei) fogalmát, közülük néhánynak a hatását - pl. a mállással kapcsolatosan - már megismertük. A későbbiekben a felszín alatti vizek révén részletesebben a léghőmérsékletről és a csapadékról lesz szó.

A hidrogeológiai jelenségek színtere a litoszféra. Elsősorban a vízkészlet-számítási, utánpótlódási (geohidrológiai) kérdések azok, amelyeknél a többi geoszférával való kapcsolat nem hagyható figyelmen kívül.

A víz a Föld belsejében elhelyezkedhet:

- a kőzet ásványi szemcséjében, illetőleg annak részeként;

- a kőzet (talaj) szemcséi közötti hézagokban (pórusok);

- a (szilárd) kőzet hézagocskáiban;

- a (szilárd) kőzet réseiben, hasadékaiban (litoklázisokban);

- barlang- és üregrendszerekben.

Két típusa van. A szerkezeti víz a kristályrácsban fémes vagy nem fémes elemekhez kapcsolódó OH^- (hidroxil)-ion, amely hevítéskor - ha van oxigén - oxidálódik. A kristályvíz H₂O alakban vesz részt a kristályrács felépítésében, ezért hevítéskori eltávozása a kristályrács átalakulásával jár.

Adszorbeált, erősen kötött víz

A felületaktív (nem semleges) kőzetszemcsék adszorpciós erői által rögzített víz. Vékony felszíni hártyát képez, vastagsága néhányszor tíz vízmolekula-átmérő. Sűrűsége közel áll a szilárd testekéhez, a belső molekulasor nyomása meghaladhatja a légkör nyomásának negyvenezerszeresét. Csak gőz halmazállapotban mozoghat.

Gyengén kötött víz (hártyavíz + kapilláris víz)

A hártyavíz vastagsága néhány száz vízmolekula-átmérőnél nem több. Jellemzője a vízmolekulák irányított helyzete, amelyet az adszorbeált kationok erőtere kelt.

A kapilláris víz kialakulásának fizikai feltételeit az olvasó már ismeri. Változatai: Az erősen kötött vízburkok és a meniszkuszok által határolt szemcseközi tartományok vize a szegletvíz, ezek összeolvadása a finom kapilláris víz. A függő kapilláris víz közel függőleges vízszál, vagy ezek összefüggő halmaza, amelyet felülről és/vagy alulról meniszkuszok határolnak. Ez utóbbi különleges esete a szivárgó (függő kapilláris) víz: ha a függő vízszál hossza meghalad egy kritikus értéket, a gravitáció legyőzi a kapilláris erőket, megindul a lefelé szivárgás. A lefelé mozgó víztömeget felül meniszkuszok vagy gravitációs víztömeg határolja^*. (A csillaggal jelzett esetre történő utalást lásd később!) Ha a függő kapilláris víz valahol megreked (pl. durva réteg felszínén), támaszkodó kapilláris víz a neve. A talajvíztükör feletti kapilláris tartomány vize támaszkodó kapilláris víz, és/vagy a kapilláris erők által felfelé, a párolgási felület irányában mozgatott kapillárisan emelkedő víz lehet. Ez utóbbi esetben az emelkedő víztömeget alulró szükségszerűen gravitációs víztömeg határolja (a csillaggal jelzett eset "tükörképe").

A kőzetben a gravitációs erő hatására elmozduló víz az, amelyet a kőzetrészecskék erőtere már nem befolyásol.

A szilárd kőzetek hézagocskáiban, repedéseiben, üregrendszereiben tárolt víznek a fenti sorrendben egyre kisebb része áll a kémiai, elektrokémiai, molekuláris és kapilláris erők hatása alatt, vagyis a gravitációsan kitermelhető vízmennyiség (szabad víz) és a tárolókőzetben lévő összes vízmennyiség aránya fokozottan közelít az egyhez.

A kőzetek víz(folyadék-)tároló képességének jellemzésére a gyakorlat két mérőszámot is használ:

- a hézagtérfogat (n) az egységnyi kőzettérfogatban lévő hézagok össztérfogata - hidrogeológiában a
pórustér azon részét nevezik szabad hézagtérfogatnak (n₀), amelyből a víz gravitációsan kitermel-
hető;

- a hézagtényező (e) az adott kőzettérfogatban lévő hézagok és a szilárd halmazállapotú alkotók
térfogataránya.

A felszín alatti vizeknek a hazai gyakorlatban elfogadott osztályozását a táblázat ismerteti. A gyakorlatban döntő jelentőségű három vízfajta (talajvíz, rétegvíz, karsztvíz) pontosabb meghatározására később kerül sor.

Megjegyezzük, hogy a talajmechanikai gyakorlat talajvíznek nevez minden gravitációs víztömeget, függetlenül annak mélységétől, a tárolóréteg vastagságától, a nyomásviszonyoktól és a vízzáró réteg kiterjedésétől. A vízzáró rétegekkel elhatárolt víztartó szinteket felülről lefelé való számozással, "talajvízemeletként" különíti el. A talajmechanikai feladatok során előforduló vizek többsége azonban hidrogeológiai értelemben is valóban talajvíz.

A felszínről a földbelső felé haladva az első nagykiterjedésű, hidrogeológiai értelemben vízzáró réteg fölött elhelyezkedő víztömeg. Felszínén általában a mindenkori természetes légnyomás mérhető, fiziko-kémiai tulajdonságainak, elhelyezkedésének, mozgásának változása pedig viszonylag rövid időn belül követi a körülmények (időjárás, mesterséges beavatkozás stb.) változásait.

A talajvíz és a későbbiekben definiált rétegvíz megkülönböztetésével kapcsolatos zavart (amit fokoz, hogy egységes szóhasználat még nem alakult ki) elkerülendő, hangsúlyozzuk, hogy a fenti meghatározás nem zárja ki a talajvíztartó réteg feletti vízzáró (fedő-)összlet helyi előfordulásait. A talajvíznek és a rétegvíznek az elhatárolása csupán a vízzáró fedőréteg jelenléte vagy hiánya alapján indokolatlan, hiszen nem biztos, hogy a helyileg közbetelepülő iszap- vagy agyaglencse önmagában lényegesen megváltoztatja a hidrológiai viszonyokat.

A talajvízszint az a szint (= geodéziailag meghatározható, általában a tengerszinthez viszonyított magasság), ahol az adott víztartóréteg mélységközében perforált falú, alul zárt, felül nyitott csőben (kútban) - legalább 6 órán át mozdulatlan - nyílt víztükör észlelhető.

Ha a víztartóréteg fedőjében vízzáró kőzet települ, a víztartót és a fedőt elválasztó határfelület felett beálló talajvízszint a piezometrikus (nyomás-)szint, vagyis az a nyomómagasság, ameddig a víztartóban tárolódó víz záróréteg hiányában emelkedne. Ebben az esetben a nyomásvonal nem azonos a víztest felső (geometriai) határfelületével. Nyilvánvaló, hogy a fordított eset - víztükör alatti nyomásvonal - nem fordulhat elő.

Nyílt (szabad) tükrű

Amennyiben a talajvíztükör felett vízáteresztő kőzetek települnek, a talajvíz tükrén a mindenkori térszíni légnyomás uralkodik. A talajvíz tükre felett a kapilláris erők által felemelt vizet tartalmazó szegély - a kapilláris tartomány - alakul ki. Efelett a víz hártyavíz formájában van jelen - ez az aerációs zóna (természetesen az utánpótlódástól függően ez a zóna is telítődhet). A 7.2. ábrán látható fúrólyukban a "talajvízszint" a gravitációs víz felső síkja. Hasonló a helyzet akkor is, ha a vízvezető réteg felett vízzáróréteg van ugyan, de a talajvíz a vízvezető rétegnek csak az alsó részét tölti ki (7.3. ábra).

7.2. ábra

Nyílt (szabad) tükrű hidraulikai rendszer nyomásviszonyai

7.3. ábra

Nyílt tükrű hidraulikai rendszer vízzáró (fedő-) réteg esetében.

A víztest felső határvonala - vízszintje, egyben nyomásvonala - a vízzáró fedőréteg alatt helyezkedik el

Ha a talajvíz szintje a vízáteresztő réteg felső szintjénél magasabbra kívánna emelkedni, a vízzáró réteg leszorítja, nyomás alatt tartja azt. Ekkor a víztartó réteg fedőszintjén a légnyomásnál (p₀) nagyobb ("artézi") nyomás van (7.4. ábra).

7.4. ábra

Zárt tükrű hidraulikai rendszer.

A víztest felső - geometriai - határvonala és a nyomásvonal nem azonos, ez utóbbi a vízzáró fedőréteg alsó határvonala feletti - akár a terepszintet is meghaladóan

A nyomás alatti vízbe mélyített megfigyelőkút nem a talajvízszint ingadozását, hanem a vízadóréteg felső szintjén beálló nyomásváltozásokat méri.

Léteznek átmeneti esetek is. Ilyen látható a 7.5. ábrán, amely áramló talajvíz nyomásviszonyait mutaja nyílt tükrű és nyomás alatti szakaszon.

7.5. ábra

Áramló talajvíz nyomásviszonyai

Nem egységes, az előző csoportosítás elemeit és az általánostól eltérő eseteket - anomáliákat - egyaránt magában foglaló rendszer. Néhány típust - összevontan - a 7.6. ábra ismertet. A vízdóm (4) keletkezése lehetséges okainak egyikét részletesebben a 7.7. ábra mutatja. Vízdóm alakulhat ki még természetes vagy mesterséges vízfolyás (pl. csatorna), és/vagy a vízdóm feletti réteg helyi (lokális), a környezeténél kedvezőbb áteresztőképességre révén. Általában a talajvíz felszíne - kissé simítva - követi a domborzatot (7.8. ábra). Valamilyen szélsőséges lecsapoló hatás eredményei a korábban áramló talajvízből a fekü mélyedéseiben visszamaradó "talajvíz-tavak" (7.9. ábra).

7.6. ábra

7.7. ábra

A felszíni lefolyásviszonyok ún. vízdómot hozhatnak létre

7.8. ábra

A talajvíztükör alakja - általában - többé-kevésbé követi a domborzatot

7.9. ábra

A vízzáró fekü mélyedéseiben talajvíz-tavak alakulhatnak ki

Ha a hidrológiai egyensúlyi rendszer állandó, akkor a talajvíz szintje sokévi átlagban szintén állandó. A dinamikus egyensúlyi vízszint a csapadék, a párolgás, valamint a felszín alatti el- és hozzáfolyások kiegyenlítődéseként adódik. A beszivárgás, párolgás és vízszintes áramlás kombinációiból adódó víztípusok:

- csapadékból közvetlenül táplálkozó talajvíz (a 7.10. ábrán (1)-el jelzett). Ez kb. a legfelső 1 m-es
szakasz. Ide a nyári csapadék is lejuthat, így a jellegzetes talajvízjárás-görbe nem alakul ki;

- kb. 1-5 m között az egyensúlyt a párolgás, beszivárgás és a vízszintes áramlás együttesen befolyásolja
(2);

- nagyjából 7-10 m alatt a beszivárgás is zérus körüli (4-zavartalan típus).

7.10. ábra

A talajvízállás többé-kevésbé szabályos - periodikus - menete mindig kialakul, ha a talajvíz egyensúlyi szintjét döntően a csapadék és a párolgás szabályozza, a talajvíz szintje nincs túl mélyen, és jelentős oldalirányú hozzáfolyás sincs. Mivel a párolgás a hőmérséklettel (is) szoros kapcsolatban van, a talajvíz periodikus szintváltozása a meteorológiai elemeknek (csapadék, hőmérséklet) az adott területen tapasztalható változásaiból következik. Hazánkban a növényzet párologtatása is jelentős tényező, amelyet - a tenyészidő révén is - döntően szintén a hőmérséklet szabályoz. Az előzőek miatt a talajvíz szintje napi és évi periódusidővel ingadozik.

A napi ingadozást a legfelső rétegek hőmérsékletváltozása váltja ki . Süllyed a talajvízszint, ha a felszíni hőmérséklet (T₀) nagyobb, mint csekéllyel a felszín alatt lévő rétegé (T₁). Ha T₀ < T₁, emelkedés indul meg. A napi ingadozás nyáron és kora ősszel a legnagyobb (mértéke elérheti a 8-10 cm-t), tavasszal és ősszel jelentéktelen, télen zérus.

Geotechnikai szempontból a napi ingadozás elhanyagolható, speciális hidrológiai vizsgálatoknál azonban fontos tényező.

A talajvízszint évi menetgörbéje a csapadék és a párolgás ritmusát követi, amelyet a vízjárást szabályozó - a későbbiekben említett - egyéb tényezők is befolyásolhatnak. Egy-egy év észlelési adataiból meglehetősen szabálytalan ábra adódik (7.11. ábra). Általában igaz, hogy a menetgörbe süllyedő szakasza szabályosabb, mint az emelkedő. Ennek oka, hogy nyáron és ősszel a mélyebben mozgó talajvizet érő hatások nagyobb késleltetéssel, szabályosabban megoszolva működnek. A talajvízjárás jellegét és jellemző paramétereit szemlélteti a 7.12. ábra. Hosszabb (több éves) észlelési adatsor alapján nyerhető az átlagos évi menetgörbe.

7.11. ábra

A talajvíz évi járásának menetgörbéje

7.12. ábra

Több éves időszak talajvízjárása és jellemző paraméterei

A talajvízállás március-májusban a legmagasabb, a minimum szeptember-novemberben szokott bekövetkezni. A magyar medencében az évi vízszintingadozás legnagyobb mértéke 200-230 cm, zömmel 70-90 cm. Az ingadozás mértéke függ a talajvíz mélységétől (mélyebben kisebb, esetleg elhanyagolható), a hézagok térfogatától (adott vízmennyiség tömörebb talajban nagyobb ingadozást eredményez), és a talaj vízáteresztő képességétől. Ez utóbbitól két módon is: A kis áteresztőképességű talaj kevesebb vizet vesz fel (lásd a hézagtérfogat hatását!), másrészt csökkenti a már bejutott víz következtében emelkedő vízszint mozgását. Az áteresztőképességnek döntő szerepe van az egyéb vízáramlási jelenségekben is.

Csapadék-talajvízállás

Hazánkban a fő talajvíztápláló időszak a késő ősz, a tél és a kora tavasz, mivel ekkor kicsi a párolgás. Igaz, hogy a 600 mm átlagos évi csapadékból nyáron hullik le kb. 400 mm, ez azonban alig jut le nagyobb mélységbe. Következésképpen a téli félév csapadékösszege és a talajvízszint emelkedése között szorosabb a kapcsolat (7.13. ábra). Az ábrán látható korrelációs egyenes metszéke a téli félév emelkedést nem okozó csapadékösszegét, iránytangense pedig a vízszintingadozás (n₀) adja meg. Nem szabad elfelejtenünk, hogy a csapadék lehullása és a talajvízszintre gyakorolt hatásának kezdete között sok tényezőtől függő késés van. Az egymást követő száraz, illetőleg csapadékos évek hatása pedig halmozódik is. E kérdéseknek a talajvízállás előrejelzésében van döntő szerepük, ami többek között a csapadékviszonyok előrejelzését feltételezi.

7.13. ábra

A téli félév csapadékösszege és a talajvízszint emelkedése közötti kapcsolat

A sokévi havi közepes vízállások és léghőmérsékletek időbeli menete sinusgörbével közelíthető, amelynek periódusa 1 év. A vízállás és léghőmérséklet összefüggése pedig elliptikus (7.14. ábra). Különleges esetekben egyenessé vagy körré fajulhat. Ha nincs fáziseltolódás, lineáris az összefüggés. Ha a fáziseltolódás 90° és a talajvízjáték, valamint a hőmérséklet szélső értékei aritmetikusan egyenlők, kört kapunk. A fáziskésés azt fejezi ki, hogy a léghőmérséklet maximumához viszonyítva mikor következik be a maximális talajvízállás. Az ellipszis ferdesége (a koordináta-rendszerhez viszonyított helyzete) a hőmérséklet-ingadozás és a talajvízjáték mértékének arányától, valamint a fáziseltolódástól függ.

7.14. ábra

A léghőmérséklet és a talajvízállás összefüggése

A már érintett természetes hatásokon (csapadék, párolgás) kívül még számos, részben mesterséges eredetű tényező befolyásolhatja a talajvíz szintjét. A mesterséges hatások - különösen a vízbányászat és a vízvédelem révén - fokozódó jelentőségűek. A talajvízszint emelkedését eredményezi pl.:

- hozzáfolyás felszíni vízből,

felszín alatti vízből

(öntözés, duzzasztás, tározók, tavak);

- vízellátás-szennyvízelvezetés túlzott különbsége stb.

Talajvízállás-csökkenést okoz:

- a talajvíz eláramlása (felszíni vagy felszín alatti víz leszívó hatása, belvízlevezetés, vízkitermelés
stb.);

- a növényzet által fokozott párolgás.

A felszíni vízfolyás és a talajvíz lehetséges kapcsolatát a 7.15. ábra mutatja. A duzzasztó vagy leszívó hatás sávjának geometriája (méretei) a vízjáték nagyságától, a víztartó réteg áteresztőképességétől, földtani adottságaitól és a hatás időtartamától függ. E sáv szélessége a Tisza mentén helyenként 1-2 km, a Duna szigetközi szakaszán elérheti az 5 km-t is, kisvízfolyások mellett néhányszor 10 m nagyságrendű. Ne felejtsük el, hogy az említett sávokban a talajvíz áramlási iránya egy éven belül is jelentősen változhat. Tipikus példa a folyók kavicsterasza. Ún. parti szűrésű vizének kiemelkedő szerepe van a vízellátásban. A vízfolyás és a parti sáv talajvizének hidraulikai kapcsolatát lényegesen csökkentheti a rétegek kolmatációja (természetes eltömődése) és a (mesterséges) partfal-rendszerek. A távolhatás (duzzasztás vagy leszívás sávszélessége) mértékét megfigyelőkutakkal, esetleg elméleti hidraulikai számítással határozzák meg.

7.15. ábra

A felszíni vízfolyás és a talajvíz hidraulikai kapcsolatának néhány típusa

A vízfolyáson létesített állandó jellegű duzzasztás (pl. vízlépcső) a parti sáv talajvizében is duzzasztást okoz, és így új, dinamikus egyensúlyi vízszint alakul ki.

A talajvíz más felszín alatti vizekkel lehetséges kapcsolatára mutat példát a 7.16./a, b ábra. Az összefüggés a rétegek érintkezése és a tektonikai vonalak mentén lehetséges, ezért leggyakoribb a hegységperemeken és a keskeny völgyekben.

A talajvízszint csökkenése a gyakorlatban sokszor mesterséges állapot. Lehet cél (pl. munkagödör-víztelenítés, bányászati víztelenítés, pl. külfejtések esetében), de lehet sajátos következmény is. Pl. a Dunántúli-középhegységben a bauxitbányászat miatt fokozott karsztvízkitermelés számos területen rétegvíz- és talajvízszint-csökkenést eredményezett. A karsztvíz leszívási (depressziós) tölcsérének határa helyenként 40 km-re is eltávolodott a vízkivétel helyétől. (Ez a helyzet már javul - a vízkiemelés mértékének drasztikus csökkentésével a természetes állapot várhatóan 15-20 év múlva visszaáll.)

7.16./a ábra

7.16./b ábra

A 7.8. ábra kapcsán más említettük, hogy a talajvíz esése nagyjából követheti a terep felszínét. Ennek oka, hogy a beszivárgás és a párolgás (amelyek a mélység függvényei) szabályozó hatását az ezekhez mérten kicsi áramlási sebesség alig befolyásolja. Az esetek többségében a vízzáró fekü lejtése is azonos értelmű a felszínével.

A topográfia a földtani adottságokkal együtt alakítja a talajvízszintet. Ez utóbbi vonatkozásában az áteresztőképesség és a rétegek helyzete a döntő.

A fekü lejtésének akkor van szerepe, ha a felszínhez közel van, mivel a talajvíz áramlási sebessége - adott szelvényben - a mélységgel csökken. A vízzáró fekü mélysége önmagában is meghatározhatja a talajvíz helyzetét, geometriája ritkán közelíthető vízszintes síkkal (mint az a műszaki gyakorlatban rutinszerű). Következésképpen a talajvizet tápláló területek mérete a fekü felszín alatti morfológiájától (is) függ. Mint a 7.17. ábra szemlélteti, a morfológiai és földtani vízgyűjtő között lényeges eltérések lehetnek.

7.17. ábra

A felszíni és felszín alatti vízgyűjtő jelentősen eltérhet egymástól

A módszer alapelve szerint geometriai, termikus és nyomjelző eljárások különíthetők el. A további csoportosítás alapja lehet a szükséges fúrólyukak száma, hogy milyen anyagot juttatnak a furatba (festék, sóoldat, izotóp stb.) és a bejutott anyagot hogyan érzékelik (detektálják).

Ha az adott terület legalább három pontján ismerjük a talajvíz pillanatnyi állását, az esés nagyságát és irányát szerkesztéssel is megkaphatjuk. A szerkesztés lényegét a 7.18. ábra mutatja. Egyidejű vízállásokra szerkesztett izovonalas (hidroizohipsza-) térkép segítségével az áramlási irányok és az esés szintén szerkeszthető és számítható.

Ismert áramlási irány esetében két kút segítségével az áramlás sebessége egyszerűen meghatározható (7.19. ábra). Ha a betáplálókútba helyezett jelzőanyag (festék, só stb.) t idő múlva jelenik meg az észlelőkútban, a szivárgás sebessége:

v =

7.18. ábra

A talajvíz áramlási irányának szerkesztése három, különböző pontban mért talajvízszint-adatból

7.19. ábra

Az áramlási sebesség meghatározása ismert áramlási irány esetében

Gyakran használatos a geoelektromos eljárás is. Egy fúrólyuk környékén két tápelektróda (egyiket a furatban helyezik el) segítségével nagyjából félgömb alakú elektromos potenciálteret létesítenek, majd két mérőelektródával meghatározzák ennek a felszínnek alkotott metszésvonalát. Ez a nullpotenciálgörbe. Miután a furatba sót adagoltak, ezt a görbét néhány óra (t) elteltével újra bemérik - az áramlás iránya és sebessége az eredeti és az elmozdult súlypont helyzetéből adódik (7.20. ábra).

7.20. ábra

Az áramlási irány és sebesség meghatározása geoelektromos eljárással.

E-E₁: tápelektródák, S-S': mérőelektródák

A talajvízszint pillanatnyi, illetőleg várható értékének, ingadozásának megbízható ismerete - mint későbbi tanulmányainkban látni fogjuk - a geotechnikai feladatok egyik fontos bázisadata.

Egy létesítmény építését megelőzően hosszabb távú - pl. furatban végzett - megfigyelésre általában nincs mód. Ritkák azok az esetek, amelyeknél a létesítmény kapcsán nagyszámú, az építmény üzemeltetése során is rendszeresen észlelt vízszintfigyelő kutat telepítenek (vízlépcsők, völgyzárógátak, bányászati célú víztelenítés stb.).

Hosszabb idősort igénylő feladatok megoldására is alkalmasak az ország területén elszórtan telepített, közel kétezer talajvízszint megfigyelőkút adatai, amelyeket a Vízrajzi Évkönyv különböző kötetei tartalmaznak. E kiadványok rendszerint az adatok elsőfokú feldolgozásának eredményéről (átlagos vízszint, vízjáték stb.) is számot adnak.

Hasznos információt nyújtanak az ún. szórványadatok, amelyek pl. egy, az érintett területhez közeli építménnyel kapcsoaltban összeállított talajmechanikai szakvéleményben, vagy az irattárból bukkannak elő (vizesedési vagy pinceelöntési ügyek révén). Döntő jelentőségű az elsősorban falvakban telepített, mintegy másfél millió ásott kút, amelyben a vízszint helyzetét, ingadozását a falusi ember az esetek többségében pontosan ismeri.

A legpontosabb adatot az érintett területen általában a talajmechanikai feltárás során mélyített furatokban történő mérés szolgáltatja, ha a vizsgálat hosszabb idősort nem igényel, és a mérés (értékelés) során alapvető hibát nem követtünk el (pl. kivártuk, amíg a furatban a talajvíz nem mozog, hanem beáll - a szükséges várakozási idő részben az áteresztőképesség függvénye).

Nyilvánvaló, hogy hidraulikailag nyitott (nem kolmatált) medrű élővízfolyás parti sávjában a talajvízszint a meder vízállásával lehet (!) összefüggésben. A felkiáltójelet az előzőekben már indokoltuk.

A fejezetet a talajvíznek a geotechnikai-környezetmérnöki feladatokkal kapcsolatos, döntő jelentősége és megjelenésének, viselkedésének rendkívüli változatossága indokolja. Az alábbiakban néhány olyan gyakorlati "szabályt" és szemléletbeli tudnivalót említünk, amelyek a természeti adottságok pontosabb, megbízhatóbb megismerését és azok helyes értékelését segíthetik elő.

Napjaink specializálódó világában sem árt tudni a növényvilág és a talaj felépítésének, talajvíz-viszonyainak kapcsolatáról. A növényvilág tájékoztathat a műszaki beavatkozás következményeiről és segíthet a létesítmény megóvásában is.

Növény: Információ:

Fedőnád A föld alatt felszínközelben szivárgó vizek vannak. Lejtős területen

veszélyre, bevágásban vízhozzáfolyásra kell számítanunk.

Mocsári gólyahír Lefolyástalan helyek, pangó vizek.

Ligeterdő (nyár, fűz, ligeti szőlő, Vízfolyások mentén oxigénben gazdag, eleven víz.

nyári tőzike)

Láperdő (kőris, éger, tőzegpáfrány) Lefolyástalan, pangó víz.

Széleslevelű gyékény Feliszapolódó medencék, tavak.

Korlátozott vízkészlet, renszerint agresszív, betonkészítésre alkalmatlan

víz.

Széleslevelű gyapjúsás, óriászsurló Völgytalpakon: szivárgó rétegforrás.

A rézsűn leghamarabb kigyepesedő területek Vizesedő foltok.

Martilapu Finomszemű üledék, nedves agyag jelenléte.

Sás Tőzegesedési folyamatok.

Sziki mézpázsit Só- és szódatartalmú talaj.

Csalánfélék Nitrogénben gazdag, erősen fagyveszélyes talaj.

A furatban (nem megfigyelőkútban!) végzett észlelés főbb (lehetséges) hibaforrásai:

- nem várják ki a víz megjelenésekor észlelt ("megütött") és a végleges ("beállt") szint közötti különbség kiegyenlítődéséhez
szükséges időt, amely között talajban (pl. iszapos agyag) 4-5 óra, esetleg 1-2 nap is lehet. Nyilvánvaló, hogy az utolsók-
ként készült fúrások jegyzőkönyvei kezelendők kritikus szemmel;

- a lassú vízleadást gyakran helytelenül nyomás alatti víznek minősítik;

- a tényleges vízszintet minden, a furatba került idegen anyag (kő, talajrög, másik víztartóréteg vize stb.) meghamisíthatja.

További támpontot adhat a talajvízszint helyzetéről az üledék színe. A tartósan víz alatt lévő rétegek inkáb "hideg" színűek (szürke, kékesszürke, kék), a vízszintingadozás mélységközének és a felette települő üledékeknek a színe világosabb, "melegebb" (barna, vörösesbarna stb.), az oxidációs folyamatok következtében. A kék szín másodlagos redukciós folyamatok eredménye (és nem az üledék folyóvízi származásának bizonyítéka, mint régebben hitték).

A rétegváltások és a talajvízszint helyzetét a víztartalom függély menti változásai is jelezheti. Minél finomabb szemcséjű egy talaj, annál nagyobb lehet (!) a víztartalma.

Nagyon fontos, hogy a talajvízviszonyok megbízható értékelése csak a rétegtelepülési viszonyok ismeretében lehetséges! A már bemutatott ábrákon felül nézzük a 7.21. rajzot, ami megtörtént esetet szemléltet. A vápát eltaláló fúrólyukhoz a tározási és késleltetési viszonyoktól függően hol bő, hol apadó hozamú víz érkezett. Az alig pár méterre lévő másik fúrólyukban pedig meg sem jelent a víz, vagy egészen más szinten volt észlelhető. A magyarázatot végül is a bevágás kinyitását követően találták meg, jelentős késedelemmel, a felszínről viszonylag sűrűn telepített fúrások ellenére. Az eset révén érdemes felidézni a köztudatban rögzült "vízér", "vízerek" fogalmát, ahogy az egyszerű ember a felszín alatti vízfolyásokat nevezte és nevezi néha még ma is, - gondoljunk a varázsvesszős (víz)kutatás kiterjedt irodalmára (radiesztézia).

7.21. ábra

A talajvíz-test geometriája gyakran csaknem azonos a felszíni vízfolyásokéval, az áramlás jellege azonban alapvetően más

Különösen összetett helyzet állhat elő a folyóvízi lerakódások során, ahol síkkal határolható, párhuzamos üledéksor nem alakulhat ki. Folyóvízi rétegződés nincs lencsék, összefogazódás, keresztrétegződés nélkül. Emiatt a rétegszerlvények szerkesztésekor alkalmazott "lineáris korreláció" durva hibákra vezethet. Megoldást a feltárás fokának (ésszerű, pl. gazdaságossági határig történő) növelése adhat. Az említett településviszonyok a folyóvíz oldalirányú vándorlása, kanyarulatai, "meanderezése" következtében nemcsak a mederben, hanem jóval szélesebb sávban jellemzők lehetnek -pl. a Duna által lerakott üledékeket a mélyben a Tisza mai vonalától K-re eső részen - a Tiszántúlon - is megtalálták.

Mesterséges tényezők is közrejátszhatnak. A Rába bizonyos szakaszát a századfordulón új, lényegében vízzárónak minősülő üledékekben kialakított mederbe terelték. E meder mentén hiába keresnénk a teraszkavicsot, és a vízállás által befolyásolt szélesebb talajvízszint-sávot. A régi mederben és környezetében települő üledékek azonban egy-egy létesítmény kapcsán feltárandók lehetnek, és ilyenkor hasznos segítséget nyújthat egy régi térkép (7.22. ábra).

7.22. ábra

Elhagyott - lefűződött és részben feltöltődött - mederszakaszok a Felső-Dunán

A vízzáróság vagy a vízáteresztőképesség relatív fogalmak! Egy finomszemcsés (pl. iszapos finomhomok) vízadóréteg áteresztőképessége vízbeszerzési szempontból (ahol az adott leszívásnál időegység alatt kitermelhető vízmennyiség, vagyis a vízhozam döntő lehet) kedvezőtlen (kicsi). Ugyanez a réteg egy völgyzárógát alatti kifejlődésben, 10 m-es vízszintkülönbség mellett "kedvezőtlenül vízáteresztő" (azaz áteresztőképessége túlságosan nagy). Víztelenítési feladatoknál a értékadó vízáteresztőképesség lehet hidrosztatikai (a nyomás kifejlődéséhez a víznek nem kell "sokat" mozognia), és lehet hidrodinamikai. Ebben a vonatkozásban (a szó szoros értelmében vett) vízzáró réteg nincs, hiszen a szivárgó víz által megtett út - ha a nyomáskülönbség zérustól eltérő - végső soron (csak) a rendelkezésre álló időtől függ. Például keszonnal agyagra alapozott hídpillérre biztosan hat az agyagban lévő víz felhajtóereje is, a felszíni vízfolyásból származó felhajtóerőn kívül. Másik példa: a rétegvíztartó kőzetek vízutánpótlódása részben a vízzárórétegekre merőlegesen, a zárórétegeken át megy végbe, amint azt a hidrodinamikai kutatások igazolták.

A fogalmak (és a helyszín) pontosításának szükségességre mutat a következő példa: közismert, hogy a szakirodalom a kiscelli agyagot és a mozaikos agyagot vízzáró képződményként emlegeti - ugyanakkor a réteglapok mentén helyenként vízcsurgás figyelhető meg.

A felszínről a földbelső felé haladva az első nagy kiterjedésű vízzáróréteg alatt elhelyezkedő porózus vagy hasadékos (kivétel: karbonátos kőzetek, lásd: karsztvíz) kőzetekben tárolt víz. Általában alulról is vízzáróréteggel határolt, rendszerint hidrosztatikus- és kőzetnyomás alatt áll. A rétegvíz kéregbeli előfordulásának alsó határát a termikus- és nyomásviszonyok határozzák meg - a víz kritikus hőmérséklete és nyomása feletti tartományban csak gáz halmazállapotban létezhet.

Szerepe a geotechnikai feladatokban a talajvízhez képest korlátozott, főként alagútépítési, bányászati (aknaépítés, bevágások, vágathajtás) tevékenységgel kapcsolatos, illetőlg a talajvízzel való hidraulikai összefüggés révén jelentkezhet.

A rétegvizeket is több szempont alapján osztályozzák.

Hőfok szerint: hideg és termális vizek (azaz hévizek). A kettő közötti határ 30° C körüli érték (néhol még a régebbi érték - 37° C szerepel). Ismert, hogy hazánk az átlagosnál vékonyabb kéreg miatt termális energiában gazdag, de a termálvizek komplex hasznosítása felé még csak a kezdeti lépéseket tettük meg.

Összetétel szerint: egyszerű víz, ásványvíz és gyógyvíz. Az ásványvíz 1000 mg/l-nél több szilárd alkotórészt vagy nagyobb mennyiségű biológiailag aktív elemeket (bróm, jód) tartalmaz. Gyógyvíz, amely vegyi összetétele és/vagy fizikai tulajdonságai következtében gyógyhatású.

Nyomásának a terepszinthez viszonyított helyzete alapján: ha a rétegvíz fekvésbeni nyomásával egyensúlyt tartó vízoszlop nyugalmi szintje (aza piezometrikus nyomómagassága) a terepszint alatti: negatív, ellenkező esetben pozitív rétegvízről van szó (ez utóbbi az ún. "artézi" víz - lásd a 7.23. ábrát).

7.23. ábra

Pozitív és negatív nyomású rétegvíz

Az áramlási rendszer nyomásállapota szerint: a rétegvizek áramlásának módja általában a mikroszivárgás. Élénkebb áramlási viszonyok csak jó áteresztőképességű, felszínközeli rétegekben lehetségesek. A rétegvíz nyugalmi szintje időben változik. E változások egyre gyakrabban a mesterséges vízkivétel eredményei, mikor a kiemelt vízmennyiség meghaladja az utánpótlódás mértékét. Ha ugyanazon formációban a nyomás lefelé a hidrosztatikusnál (ami önmagában szintén egy lehetséges típus) nagyobb mértékben nő (a magasabb helyzetű rétegvíz szintje lejjebb van, mint a mélyebbé), a víz felfelé szivárog. Az ilyen nyomásállapotú régiók (pl. egységes artézi medencék) a megcsapolás övezetei. Ha a nyomás lefelé a hidrosztatikusnál kisebb mértékben nő, akkor utánpótlódási régióban vagyunk: a rétegvíz a felülről lefelé szivárgó vízzel (is) utánpótlódást kap.

A felszínközeli (100-300 m) rétegvizek kitermelése jelentős felszínmozgásokat, süllyedéseket idézhet elő.

Jellemző példa Debrecen esete, ahol bizonyítható volt, hogy a kb. 10 km-es sugarú körzetben tapasztalt süllyedéseket a vízadóréteg semleges (tehát a víz által közvetített) feszültségének csökkenése váltotta ki. Ugyanis a vízkiemelés fokozása megnövelte a fedőrétegek önsúlyából adódó (hatékony) rétegnyomást, ami a vízvezető (tároló-) rétegben alakvátozást, süllyedést hozott létre.

Az ilyen típusú felszínmozgások "rekordját" Mexico City tartja, ahol a süllyedés mértéke helyenként eléri a 8 m-t.

A károk a felesleges víz visszatáplálásával csökkenthetők.

A rétegvíz szerepe hazánk ipari- és ivóvízellátásában jelentős - túlnyomó része a felsőpannon helyenként 2 km-t is meghaladó vastagságú összletében tárolódik. A rétegvizek áramlásával, minőségével és kitermelésével kapcsolatos további ismeretek beszerzése, értékelése már a hidrogeológus szakemberek feladata.

A karsztosodó kőzetek (mészkő, dolomit, gipsz, kősó) hasadékaiban, üregrendszereiben található gravitációs víz. A karsztosodás lényegéről és a kapcsolódó fogalmakról az általános földtanban már volt szó (emlékeztetőül lásd a 7.24. ábrát).

7.24. ábra

Karsztjelenségek

A karszt - így a benne tárolt karsztvíz - típusait a kőzet földtani helyzete, településviszonyai alapján különböztetik meg.

Célszerű őket a 7.25. ábra alapján áttekinteni. A leszálló (2) karszt vize lefelé szivárog és általában szabad tükrű. A vízzáró kőzetet elérve, támaszkodó (1) övezetet hoz létre. A támaszkodó karsztban tárolt víztömeg közel vízszintes felülete a karsztvízszint. Ha a karsztvízszint a helyi erózióbázis (az a szint, amely alatt az erózió már nem működik) felett van, sekély (3), ha alatta, mélykarsztról (4) beszélünk. Ha a támaszkodó karsztvíz felett vízzáró réteg van, fedett (II), ha nincs, nyílt (I) karsztról van szó. A fedett karszt esetében szabadszintű (6) és leszorított (7) szintű karsztvíz különböztethető meg. Előfordul, hogy a leszálló karsztvíz helyileg megemeli a karsztvízszintet - ezt hívják megemelt karsztnak (5). Vízzáró kőzetek között kerül felszínre a kibukkanó karszt (8).

7.25. ábra

Karszt-típusok

A karsztvíz mindig kemény víz, uralkodóak benne a karbonátok. Műszakilag kedvezőtlen a vízkőlerakódási hajlama. Hazánkban a Dunántúli-középhegységben kb. két évtizede nagy arányú karsztvíz-kitermelés folyt, mivel bauxitvagyonunk nagy része a természetes karsztvíznívó alatti. A vízszintnek a bauxitlencsék alá süllyesztése után viszont a bauxit "szárazon" lefejthető. A vízkimelés az érintett területeken megváltoztatta a természetes vízháztartás egyensúlyát - a depresszió már a Kisalföldi-medencét is elérte. Következményei - pl. a rétegvizek utánpótlódási-tározási paramétereinek befolyásolása a hidraulikai kapcsolat révén - sok vonatkozásban tisztázatlanok. A felszínnel való közvetlen kapcsolata miatt szennyeződésérzékeny, ezért a karsztvidékek környezetvédelme kiemelt társadalmi érdek.

A felszín alatti vizek koncentrált természetes felszínre bukkanásai, amelyeknek három eleme - a vízgyűjtő terület, a vízszállító szakasz és a forráskilépés környezete - különíthető el. A vízgyűjtő legmélyebb pontján fakadó forrás esetében a szállító szakasz hiányzik.

Hidrogeológiai szempontból legcélszerűbb a szállítási útvonal és a tápterület egymáshoz viszonyított magassági helyzete alapján osztályozni őket. Eszerint leszálló-, átbukó- és felszálló források különböztethetők meg.

Egy pillantást vetve a leszálló típusú források keletkezését szemléltető 7.26. ábrára, magától értetődő, hogy ez a forrástípus időszakos (is) lehet.

7.26. ábra

A csapadék és a források működése közötti kapcsolat világos, függvényszerű összefüggés általában nem adható meg.

Az átbukó források jellegzetessége, hogy a vízzáró fekü a forráskilépés szintje alatti, de a forrás felé tartó víz szintje a forráskilépés szintjénél mindenütt magasabban helyezkedik el.

A felszálló források vizének felszínre jutását a hidrosztatikai nyomás vagy a vízben oldott gázok biztosítják. A hidrosztatikai nyomás következtében működő források réteg-, hasadék- és vetőforrások lehetnek.

A források geotechnikai szempontból általában alárendelt jelentőségűek, esetenként hasznosan informálhatnak a várható rétegviszonyokról és a hidraulikai helyzetről.

Mint láttuk, a hidrogeológia a víz teleptana, a geohidrológia pedig a víztartókban zajló időbeli folyamatokat, lényegében a víz körforgalmát vizsgálja. E vizsgálatok jelentik az alapot - többek között - a kitermelhető dinamikus vízkészlet meghatározásához.

A felszín alatti vízkörforgalom különféle periódusai vizsgálhatók - van rövid idejű és évszakos, éves, több éves (évtizedes) és hosszabb periódusú vízforgalom. Pl. az éves vízforgalom jellegzetes példája a téli csapadék-talajvíz-evapotranspiráció folyamatsora, amelyben a felszínről beszivárgó víz kb. egy év alatt kerül ismét a felszínre.

Az ilyen típusú vizsgálatok első lépése a vízháztartási idom kiválasztása. A kiválasztást lehetőleg úgy kell végezni, hogy az idomon jelentkező (figyelembe veendő) "terhelések" (beszivárgás, elfolyás, párolgás stb.) könnyen számíthatók legyenek. Ilyen célszerűen választott idomot mutat a 7.27. ábra, ahol a vízforgalom a csapadék beszivárgó részével (C) és a forással felszínre jutó vízmennyiséggel (E) jellemezhető.

7.27. ábra

Vízháztartási idom (pont-vonallal lehatárolva) célszerű kiválasztása döntően a beszivárgó csapadékból (C) és a forrással felszínre jutó (E) vízmennyiségből álló vízforgalom esetében

A választott idom vízmérlegét a vízháztartási egyenlet fejezi ki, amely az összes figyelembe vehető "bejutó" és "eltávozó" vízmennyiséget - a vízháztartás elemeit - tartalmazza, és azok között egyensúlyt tételez fel. Pl. zárt vízgyűjtőkre, több éves időszakra az alábbi összefüggés fogadható el:

fCs = FE + P, ahol

fCs : a több éves csapadékátlag,

FE : a több éves lefolyás értéke,

P : a több éves párolgás értéke.

A geohidrológiai vizsgálat elemeinek meghatározására általános szabály nem adható. Bár matematikailag egy ismeretlen az összefüggés alapján is számítható a többi tag ismeretében, az egyenletet csak kontroll érdekében szokás használni, a többi tag esetenként nagyfokú pontatlansága miatt.

Az egyes elemek meghatározása jelen tanulmányainkban nem célunk - a részletek a szakkönyvekben hozzáférhetők.

A vízzel kapcsolatos (és szükséges) ismeretek e fejezettel nem zárultak le. A többi tudnivalót - amelyek túlnyomórészben az építési, környezetvédelmi feladatokhoz, gondokhoz és megoldásokhoz kötődnek - a további szaktárgyak ismertetik.

* * *

1. Milyen módszerekkel határozná meg adott területen (pl. egy leendő hulladéklerakó helyén) a talajvíz áramlási irányát és sebességét? Képzelje el, hogy a közelben egy (élő) folyómeder is van.

2. Hasonlítsa össze a talaj-, réteg- és karsztvíz főbb hidraulikai jellemzőit, a különbségek pontos megfogalmazására törekedve!

- Juhász József: Hidrogeológia. Akadémiai Kiadó, 1976.

- Vízminőségi kárelhárítás kézikönyve. Bp. (VÍZDOK) 1984.

- M. Erdélyi - J. Gálfi: Surface and Subsurface Mapping in Hydrogeology. Akadémiai Kiadó, 1988.