Miskolci Egyetem
Műszaki Földtudományi Kar
Kőolaj és Földgáz Intézet
Olajmérnöki Intézeti Tanszék
Az Orosháza-Gyopárosfürdő geotermikus rendszer nyomás, hőmérséklet és áramlás viszonyai - esettanulmány Diplomamunka
Készítette: Kerékgyártó Tamás Olaj-és Gázmérnöki MSc szakos hallgató
Tanszéki konzulens: Dr. Tóth Anikó Nóra, egyetemi docens, ME-MFK Ipari konzulens: Tóth György, tudományos főmunkatárs, MFGI
Miskolc, 2014. november 20.
Eredetiségnyilatkozat Alulírott Kerékgyártó Tamás, a Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Karának hallgatója büntetőjogi és fegyelmi felelősségem tudatában kijelentem és aláírásommal igazolom, hogy ezt a diplomatervet meg nem engedett segítség nélkül, saját magam készítettem, és a diplomatervben csak az irodalomjegyzékben felsorolt forrásokat használtam fel. Minden olyan részt, melyet szó szerint, vagy azonos értelemben, de átfogalmazva más forrásból átvettem, egyértelműen, a forrás megadásával megjelöltem.
Miskolc, 2014. november 20.
................................................... a hallgató aláírása
i
Tartalomjegyzék 1
Bevezetés, célkitűzések ................................................................................................. 1
2
Geotermikus energia ...................................................................................................... 2 2.1
A geotermikus energia általánosságban .................................................................. 2
2.2
Geotermikus energiatermelés lehetőségei............................................................... 5
2.3
Magyarország geotermikus adottságai .................................................................... 8
2.3.1 2.4
A termálenergia-kitermelő rendszer ..................................................................... 13
2.4.1 3
A geotermikus fúrás és kútkiképzés .............................................................. 14
A terület morfológiai, talajtani, földtani, tektonikai, vízföldtani jellemzése ............... 16 3.1
Morfológiai jellemzők .......................................................................................... 16
3.2
Talajtani jellemzők ............................................................................................... 17
3.3
Tektonikai jellemzés, nagyszerkezet, szerkezetalakulás ...................................... 17
3.4
A terület földtani viszonyai ................................................................................... 23
3.4.1
A terület aljzatképződményeinek litosztratigráfiája ...................................... 23
3.4.2
A terület kainozoos képződményei................................................................ 29
3.5
4
Geotermikus rezervoárok ................................................................................ 8
A terület vízföldtani viszonyai .............................................................................. 36
3.5.1
A fontosabb hidrosztratigráfiai egységek és térbeli helyzetük ...................... 36
3.5.2
A terület nyomás és áramlásviszonyai........................................................... 41
Az Orosháza-Gyopárosfürdő geotermikus rendszer vizsgálata .................................. 44 4.1
A kutak adatainak összehasonlító elemzése ......................................................... 44
4.1.1
A geotermikus rendszer kútjainak alapadatai ................................................ 44
4.1.2
A kutak víz-és gázösszetételének jellemzése ................................................ 45
4.1.3
A kutak nyomás és hőmérsékletváltozásai .................................................... 48
4.1.4
Az orosházai geotermikus rendszer bemutatása ............................................ 50
4.1.5
A rendszer elemei .......................................................................................... 50
ii
4.1.6
A termelő kúttól a V2 jelű visszasajtoló kútig bekövetkezett vízminőségi
változás bemutatása ..................................................................................................... 52 5
Modellezés ................................................................................................................... 54 5.1
A modellezéshez használt szoftver ....................................................................... 54
5.2
A modell bemenő paraméterei .............................................................................. 54
5.2.1
Horizontális kiterjedés ................................................................................... 54
5.2.2
Vertikális kiterjedés ....................................................................................... 55
5.2.3
A használt hidrosztratigráfiai egységek bemutatása ...................................... 55
5.2.4
Peremfeltételek megadása ............................................................................. 56
5.2.5
A rétegek fizikai paramétereinek megadása .................................................. 58
5.3
A modell futtatása ................................................................................................. 60
5.3.1 5.4
Kalibráció ...................................................................................................... 60
A modell eredményei, outputjai............................................................................ 61
5.4.1
Talajvízszint térkép........................................................................................ 62
5.4.2
Hidraulikus potenciál 3D-ben ........................................................................ 62
5.4.3
A vizsgált kutakhoz tartozó áramlási vonalak, elérési idők .......................... 63
5.4.4
Vízmérleg számítás (Zone Budget) ............................................................... 68
6
Összefoglalás, javaslatok ............................................................................................. 71
7
Summary...................................................................................................................... 73
8
Köszönetnyilvánítás .................................................................................................... 74
9
Irodalomjegyzék .......................................................................................................... 75
10 Ábrajegyzék ................................................................................................................. 81 11 Táblázatjegyzék, .......................................................................................................... 84 12 Mellékletjegyzék ......................................................................................................... 85 13 Mellékletek .................................................................................................................. 87
iii
1 Bevezetés, célkitűzések Mivel a fosszilis energiahordozók mennyisége véges, ezért napjainkban egyre inkább előtérbe kerül a megújuló energiaforrások ügye, vagyis a nap-, a szél-, az atom- és a geotermikus energia minél nagyobb hatásfokú felhasználása. Magyarország geotermikus adottságai közismertek. Hazánk geotermikus gradiens értéke nem csak Földünkön, de európai viszonylatban is átlag feletti. Nem csak országos, de városi, települési szinten is az egyik legfontosabb gazdasági kérdés az importált energia mennyisége. Magyarországon egyre több településen felismerik a geotermikus energia felhasználásának hosszú távú előnyeit. Jelenleg legnagyobb arányban a geotermikus energiát hordozó közeget, a hévizet fürdési céllal hasznosítják, de a fűtési célú felhasználás is előfordul. A rétegvíz mennyisége véges, ezért fontos odafigyelni a vízadó réteg nyomásának fenntartására, mely csak a kitermelt víz (ugyanabba a hidrodinamikai egységbe tartozó rétegbe) visszajuttatásával lehetséges. Ilyen geotermikus rendszer épült Orosháza-Gyopárosfürdő nevű településrészen, mely 5 helység fűtési igényeit elégíti ki. Ezzel a rendszerrel éves szinten átlagosan 16 557 GJ energiamennyiséget spórolhatnak meg. Dolgozatom célja, hogy megismerjem és bemutassam az orosházi geotermikus rendszer felépítését, működését és regionális hatását. Ehhez meg kell ismernem Orosháza és tágabb környezete geomorfológiai, tektonikai, földtani, vízföldtani és geotermikus tulajdonságait. Ezen ismereteket (is) felhasználva egy hidrodinamikai modell felépítését tervezem, melynek kalibrációja után a különböző szcenárió modellek eredményeinek értékelését jellemzem. A szcenárió modellek eredményeinek segítségével a következő kérdésekre szeretnék választ kapni: -
Mekkora hatása van az egy éves (2011) víztermelésnek egy viszonylag ’nyugodt’ (1990-2010) időszak potenciálszintjeihez viszonyítva? Mekkora depressziót okozna, ha Orosháza-Gyopárosfürdőn csak a termelő kút üzemelne? Mennyivel csökkenti ezt a számított depressziót a két visszasajtoló kút hatása? Mennyi a visszasajtoló kutakból a termelő kútba áramló víz elérési ideje? Megfelelő-e a kutak jelenlegi helye? Milyen hatása lenne egy esetleges bővítésnek, mely a vízhozamok növekedését eredményezné (2-, 5-szörös, illetve 10-szeres hozam mellett)? Vízmérleg számítás: A termelő kútba áramló víz származása és mennyiségi eloszlása. 1
2 Geotermikus energia 2.1
A geotermikus energia általánosságban
„A geotermikus energia a földkéreg belső energiája (földhő). A geotermikus energiahordozók azok a különböző anyagok (pl. felszín alatti vizek, gőzök), melyek a földkéreg belső energiájának hőenergetikai célú hasznosítását kitermeléssel vagy más technológia alkalmazásával lehetővé teszik.” (A bányászatról szóló 1993. évi XLVII. Törvény 49.§) A geotermikus energia a felszín és a mélyebb zónák közötti hőmérséklet-különbség miatt sugárzás, áramlás és vezetés révén a Föld felszíne felé igyekszik, felhasználás hiányában felemésztődik az atmoszférában. A Föld belsejében keletkezett hőenergia a nagyobb energiájú hely felől a kisebb energiájú hely felé, vagyis a hidegebb felszín felé áramlik. A hőenergia-áramlás kifejezője a földi hőáramsűrűség, amely az egységnyi felületen, egységnyi idő alatt átáramló hőmennyiség mutatója. Eloszlása a felszínen nem egyenletes, a geotektonikai helyzettől, a földkérget alkotó kőzetek hővezetési-tényezőjétől és egy sor egyéb hatástól függően a kontinenseken 65, az óceánok területén 101 mW/m2 átlagértéket vesz fel. Több tízezer mérés alapján a globális átlagot Pollack és társai (1993) 87 mW/m2ben jelölik meg. (Mádlné Szőnyi J., 2006). A geotermikus energiáról alkotott értékítéletek sokszor túlzottan derűlátók, vagy túlzottan lebecsülők. Ebben a geotermikus energia kétarcúságának is szerepe van, ha bizonyos tulajdonságait egyoldalúan emeljük ki. A geotermikus energiakészletek szinte elképzelhetetlenül nagyok: a földkéreg felső tíz kilométere több mint 50 000-szer annyi energiát tartalmaz, mint a ma ismert olaj és földgázkészletek. Ugyanakkor a fajlagos energiatartalom viszonylag kicsiny. Amíg 1 kg földgáz elégetésekor 50 000 KJ energia szabadul fel, 1 kg 100 ℃-os forró víz hasznosítható belsőenergia-tartalma a 15 ℃-os környezeti szint fölött csupán 356 KJ (Bobok E. és Tóth A., 2010). A hőmérséklet oldalról nézve (1. ábra) 99%-a 1000 °C-nál magasabb hőmérsékletű és csak 0,1%-a hidegebb, mint 100 °C (Rybach L., 1985). A Föld globálisan több mint 40 millió MW hőteljesítményt ad át az atmoszférának (Chapman D. és Rybach L., 1985). A földkéreg hőmérséklete a hővezetés törvényének megfelelően növekszik a mélységgel, így az egységnyi tömegű anyag energiatartalma a mélységgel nő. Nyilvánvalóan annál alkalmasabbak a körülmények a geotermikus energia kitermelésére, minél közelebb van a felszínhez a belső energiát hordozó, nagy hőmérsékletű közeg. Ez az egységnyi mélységre eső hőmérsékletnövekedéssel, a geotermikus gradienssel jellemezhető. A földi hőáram és a 2
geotermikus gradiens értéke nem homogén eloszlású, a kéregfejlődés folyamatától függően jellegzetes területi eloszlást mutat (Bobok E. és Tóth A., 2010). Földünkön a geotermikus gradiens értéke átlagosan 30 °C/km, hazánkban azonban eléri az 50 °C/km (Dövényi P. és Horváth F., 1988) átlagos értéket.
1. ábra A Föld belső szerkezete és hőmérséklete (forrás: Mádlné Szőnyi 2006) A Föld belsejéből származó hő eloszlása a Föld különböző területein nem egyenletes. Ezért a geotermikus energia fő élvezői nyilvánvalóan azok az országok, melyeknél – fekvésükből adódó lemeztektonikai helyzetük miatt- kiugróan magas a geotermikus gradiens értéke (2. ábra). Ilyen helyzetekkel ott találkozhatunk, ahol az asztenoszféra anyaga megközelíti a földfelszínt, vagy közvetlenül kijut oda. Ez a helyzet a szubdukciós zónákban és a középóceáni hátságokon fordul elő. Ez utóbbi zónákban az asztenoszférából feláramló köpenyanyag lehűlése és megszilárdulása folytán- többnyire víz alatt, jelentős mélységben- új óceáni kéreg képződik. Izland és az Azori-szigetek kedvező geotermikus adottságai annak köszönhetőek, hogy itt a hátság a tengerszint fölé emelkedik. Az igazán 3
jellegzetes övek azonban a szubdukciós zónákba találhatók. A Csendes-óceán nyugati partvidékén, Dél-Amerika nyugati partjainál a litoszféra a kontinens perem alá bukik és felemésztődik a földköpenyben. A megolvadt litoszféra anyag egy része a földkéreg törészónáin keresztül ismét felszín közelbe kerül, magmás öveket alkotva, számos vulkán kíséretében. Ahol az árok két óceáni lemez határán található, ott vulkáni szigetív húzódik, ilyen helyzetű a Nyugat-Pacifikus térség (Mádlné Szőnyi J., 2006).
2. ábra A Föld főbb lemeztektonikai egységei (forrás: Topinka, USGS/CVO, 1997) Magas kőzethőmérséklettel jellemzett, sekély mélységű geotermikus területek ott is előfordulhatnak, ahol az átlagosnál vékonyabb a földkéreg. A mély medencékből felszálló felszín alatti vizek is előidézhetnek pozitív geotermikus anomáliát. Végezetül sekély kőzettestek a bennük található radioaktív elemek bomlása során is felfűtődhetnek, melyet a hőszigetelő kőzetekkel való fedettség is elősegít (Wright P.M. és Culver G., 1998).
4
2.2
Geotermikus energiatermelés lehetőségei
A geotermikus energia kitermeléséhez a legalkalmasabb hordozó közeg a víz, amely nagy fajlagos energiatartalmú, könnyen felszínre hozható, nagy mennyiségben rendelkezésre álló, a környezetre nem káros, olcsó és jól kezelhető. A víz fajhője nagy (4,187 KJ/kgK), ehhez gőz előfordulása esetén a fázisátalakulással járó latens hőnek megfelelő energiatartalom is járul. Ez 1 bar nyomáson 2259 KJ/kg, a mélységgel növekvő nyomással viszont csökken, 200 bar esetén már csak 629 KJ/kg (Bobok E. és Tóth A. 2010). A földkérget alkotó kőzetek inhomogén anyagok, vagyis a teret nem töltik ki hézagmentesen. A kőzetek hézagtérfogatát minden esetben valamilyen fluidum tölti ki: túlnyomórészt víz, de szerencsés esetben gőz, kőolaj vagy földgáz is. A földkéreg erre alkalmas helyein a pórusokban vagy repedésekben forró vizet tároló képződmények, geotermikus rezervoárok alakultak ki. Ritka kivételektől eltekintve ezekben a víz folyadékfázisban található, ugyanis az adott mélységben uralkodó nyomáshoz tartozó forráspontérték sokkal nagyobb (3.ábra), mint az ugyanabban a mélységben adódó kőzethőmérséklet (Bobok E. és Tóth A., 2010).
3. ábra A víz fázisdiagramja (forrás: www.tankonyvtar.hu)
A természetes geotermikus tároló, vagy hidrotermális rendszer kellő kiterjedésű, nagy hőmérsékletű, megfelelő porozitású és áteresztőképességű hévíz, vagy gőztároló képződmény, amely legtöbbször utánpótlást kap a leszivárgó csapadékvízből. A közönséges felszín alatti hidegvizes víztartókhoz képest az alapvető különbség, hogy a 5
geotermikus tárolóból belső energiát termelünk ki, amelynek csupán hordozó közege a forró víz, vagy gőz. Ezt környezetvédelmi szempontok miatt és a rétegnyomás fenntartása érdekében is vissza kell juttatni a tárolóba. A legfontosabb, ami hosszú távon jelentkező előny, hogy a visszajuttatott lehűlt hévizet a tárolóban újra felmelegíti a meleg/forró kőzettest, s a folyamatos átöblítéssel az adott tároló jelentős belsőenergia-tartalma is kitermelhető. A bányászat tehát a víz energiatartalmára irányul, nem magára a vízre. További különbség, hogy az értékes, nagy fajlagos energiatartalmú tárolók porozitása nagy, melyek általában töredezett, repedezett kőzettesthez kötődnek. Az ebben kialakuló, hatékony termokonvekcióhoz szükséges a rendszer kellő függőleges irányú kiterjedése is. A mesterséges tároló valamilyen forró, nem áteresztő kőzetben hidraulikus rétegrepesztéssel létrehozott repedésrendszer, ahová a felszínről juttatjuk be a vizet, amely felmelegedve kitermelhető. Ez az ún. HDR (Hot Dry Rock) technológia. Ilyen mesterséges tárolóra települt Los Alamosban (USA) egy kísérleti villamos erőmű (Bobok E. és Tóth A., 2010). A hidraulikus rétegrepesztés egy vízhozamnövelő eljárás, amely során a feszültség alatt lévő kőzetben mesterséges repedezettséget hoznak létre. Mikor a kőzet feszültség alá kerül, az alkalmazott nyomásnak megfelelően bizonyos mértékig kiterjed. Ez a folyási határ a rugalmas anyagok (például az acél) plasztikusan deformálódnak, mellyel ellentétben a merev kőzetek a folyási határon rendszerint megrepednek. A hidraulikus nyomás, amelyet a kút körüli környezetre alkalmazunk, húzóerőket hoz létre. Amikor ezek az erők elég nagyok ahhoz, hogy a kőzet törőszilárdságát és a kőzetnyomást legyőzzék, repedés keletkezik, mely a szivattyúzott folyadék révén hasadékká tágítható. Minthogy a legtöbb kőzet már eredetileg is repedezett (a földtörténeti korok során bekövetkező rétegmozgások következtében), a hidraulikus rétegrepesztés tulajdonképpen a már meglévő repedéseket tágítja. Ezekben az esetekben a fúrólyukbeli folyadéknyomásnak csak a fedőkőzet nyomását kell legyőznie a rétegrepesztés létrehozásához. Repeszthető képződmények a homokkő, mészkő, dolomit, gránit málladék, a kemény és rideg agyag. A repesztési nyomásnak nagyobbnak kell lenni, mint a tárolórétegben uralkodó kőzetnyomás és törő szilárdság összege. A repesztés céljára alkalmazott vizet nagy nyomású szivattyúkkal préselik a lyukba, illetve a rétegbe. A repedés akkor keletkezik, ha az időegység alatt a kőzetbe besajtolt folyadék mennyisége nagyobb, mint ezen időegység alatt a repedésen keresztül elszivárogni képes folyadék mennyisége. A repesztés után a létrejött hasadékok kitámasztása céljából a vízbe jellemzően homokot (azonos szemnagyságú, lekerekített kvarchomok), vagy propant adagolnak, s ezt a megrepesztett rétegbe nyomják. A repesztés 6
folyamata úgy zajlik, hogy a repesztő folyadékot (rendszerint vizet) a fúrólyukba benyomják, mely hatására a nyomás a kút körüli zóna hézagaiban nő mindaddig, míg a réteg megreped. Ezt a pillanatot a nyomás hirtelen csökkenése jelzi. A folyadék benyomását ezután még egy rövid ideig folytatják, majd megkezdik a propant beadagolását. A folyadék a propant beviszi a kőzetben keletkezett repedésekbe, és azok terét fokozatosan feltölti. A feltöltődést követően a nyomás ismét nő. A megfelelő mennyiségű propant bemosatása után a víznek a fúrólyukba való benyomását megszüntetik. A kutat bizonyos időre lezárják, majd a tolózárat folyamatosan nyitva a kút termelése megkezdődik (Csáth B., 1964). A mesterséges tárolókhoz képest szélesebb kategória az EGS (Enhanced/Engineered Geothermal System). Minden olyan geotermikus tároló ide sorolható, amely csak rezervoármérnöki módszerekkel beavatkozva tehető alkalmassá az energiatermelésre. A geotermikus tárolókat szakadatlanul fűti a földi hőáram. Az egyik nagy tárolócsoportba a konduktív fűtésű rezervoárok tartoznak, amelyek energia-utánpótlását vezetéses hőáram adja. A hővezetés viszonylag kisebb erősségű fűtést jelent. A földi hőáram átlagos értéke alig 60 mW/m2, az átlagos geotermikus gradiens pedig 30 °C/km. Ilyen feltételek mellett nem alakulhatnak ki a mai műszaki körülmények között gazdaságosan kitermelhető hidrotermális rendszerek. A földkéreg helyi elvékonyodásai, egyes kőzetfajták eltérő hővezetőképességei bizonyos szolid anomáliát okozhatnak a földi hőáram értékében. A 80120 mW/m2 teljesítménysűrűségű fűtés, illetve a 45-60 °C/km-es geotermikus gradiens megfelelő porozitás és áteresztőképesség esetén már gazdaságosan művelhető forró- vagy melegvíztárolók kialakulására vezethet. Bár a nagyobb mélységben levő üledékrétegek hőmérséklete, energiatartalma nagyobb, az üledékes kőzetek önsúlyterhelés következtében létrejött tömörödése a mélységgel exponenciálisan csökkenő porozitáselosztást és gyenge áteresztőképességet eredményez. Általában a 2500-3000 m mélységben már olyan kicsiny a porozitás és az áteresztőképesség, hogy ez a mélység-intervallum a kedvező hőmérsékleti viszonyok ellenére sem jöhet szóba geotermikus energiatermelés céljából. A konvektív fűtésű tárolók hőmérséklete felülről korlátos, általában kisebb, mint 150 °C, ezért kis entalpiájú tároló elnevezésük is használatos. A tároló pórusvíztömege gyakorlatilag hidrosztatikus állapotban van, legfeljebb artézi hatás, vagy az üledékrétegek tömörödése során kiszoruló víz, valamint a vetők, törésvonalak mentén beszivárgó csapadékvíz változtat valamit a hidrosztatikus állapoton. A legismertebb és ma a legnagyobb kiterjedésű konduktív fűtésű geotermikus tároló Magyarországon az Alföld felső-pannónia homokos-homokköves üledéksoraiban található, mely mintegy 40 000 km2 kiterjedésű, 7
átlagos vastagsága kb. 200 m. Ez a felső-pannóniai korú homokos üledéksor természetesen nem homogén képződmény. A 200 m összlet egy sor különböző vastagságú homokosagyagos rétegből áll. A homokos-homokköves rétegek oldalirányban véges kiterjedésűek, de nyomásuk az agyagrétegek szerény áteresztőképessége révén kiegyenlítődik. Ez egy egységes, 40 000 km2-es tároló létezését jelzi, de ezt a váltakozó homokos-agyagos rétegek „nápolyi szeletként” töltik ki. Ha egy vagy több homokos lencsét egy mélyfúrású kúttal megcsapolunk, a lencsék véges méretei következtében gyorsabban fogy a pórusrendszerükben tárolt víz, mint ahogy a lencsét körülvevő rossz áteresztőképességű agyagos képződményeken át utánpótlást kap. Ennek következtében rövid időn belül lokális nyomáscsökkenés alakulhat ki (Bobok E. és Tóth A., 2010). 2.3
Magyarország geotermikus adottságai
Magyarországon a geotermikus gradiens értéke átlagosan 50 °C/km, ami mintegy másfélszerese a világátlagnak. Ennek oka az, hogy a Magyarországot magába foglaló Pannon-medencében a földkéreg vékonyabb a világátlagnál (mindössze kb. 24–26 km vastag, vagyis mintegy 10 km-el vékonyabb a szomszédos területekhez képest) és így a forró magma a felszínhez közelebb van, valamint az, hogy a medencét jó hőszigetelő üledékek (agyag, homok) töltik ki. A földkérget fűtő földi hőáram teljesítménysűrűsége igen kicsiny (de Európai viszonylatban kedvező, ahol átlagos értéke 0,06 W/m2), átlaga a Pannon medencében közelítőleg 0,1 W/m2 (3. ábra). Ez globálisan jelentős, hiszen Magyarország 93 000 km2 területén 9300 MW a hőutánpótlás teljesítménye. Lokálisan viszont egy adott geotermikus mezőre négyzetkilométerenként csak 100 kW jut. Erről a területről egy átlagos termálkúttal is mintegy 5 MW hőteljesítmény termelhető ki, tehát a geotermikus energia csak részben megújuló. Igazi értékei a hatalmas készletekben, környezetbarát jellegében, évszaktól, napszaktól és a fosszilis energiahordozók áremelkedésétől való függetlenségében rejlenek (Bobok E. és Tóth A., 2010). 2.3.1 Geotermikus rezervoárok A geotermikus tároló hőmérséklete alapján kis (alacsony), közepes és nagy entalpiájú geotermikus rezervoárokat különíthetünk el. Ebben az esetben az entalpia nem a tároló belső energiatartalmát, hanem a hőmérsékletét adja meg. Az alábbi táblázat (1. táblázat) alapján látható, hogy szerzőnként más és más az egyes készlettípusok hőmérsékleti határa, tehát nincs egyezményes hőmérsékleti lehatárolás (Mádlné Szőnyi J., 2006).
8
Axelsson és
Geotermikus
Muffler és
Hochstein
Benderitter és
Nicholson
készlettípus
Cataldi (1978)
(1990)
Cormy (1990)
(1993)
T<90°C
T<125°C
T<100°C
T ≤ 150°C
T ≤ 190°C
90°C
125°C
100°C
-
-
T>150°C
T>225°C
T>200°C
T>150°C
T>190°C
Gunnlaugsson (2000)
Kis hőmérsékletű (entalpiájú) Közepes hőmérsékletű (entalpiájú) Nagy hőmérsékletű (entalpiájú)
1. táblázat A geotermikus készletek csoportosítása a tárolókőzet hőmérséklete alapján (forrás: Mádlné Szőnyi J., 2006)
2.3.1.1 Sekélygeotermikus rezervoárok Ezek a kis entalpiájú rezervoárok energetikai célra kiválóan alkalmasak, mivel a földhő már 30°C-os hőmérséklet alatt is hasznosítható. A hasznosítás történhet közvetlenül hőszivattyúval (vertikális földhőszonda, horizontális kollektor, nyílt vizekbe - tavakba, folyókba - helyezett csőhálózat, talajvizes vagy rétegvizes kutak). A hőszivattyú esetében az alacsony forráspontú közvetítő közeg (pl. freon, nitrogén) kering egy zárt rendszerben, ezáltal hozza felszínre a hőenergiát, mely egy hőcserélőn keresztül átadódik a hőközpontba/fűtőrendszerbe, és így megoldható pl. családi házak, kisebb lakótelepek fűtése, melegvíz-ellátása (Bobok E. és Tóth A., 2010). Magyarország e célra legalkalmasabb, legnagyobb potenciállal rendelkező területeit a 4. ábra mutatja be.
9
4. ábra A Kárpát-medence sekélygeotermikus potenciál térképe (forrás: ThermoMap http://thermomap.edu-zgis.net/)
2.3.1.2 Mélygeotermikus rezervoárok Az ilyen rezervoárok közepes és nagy entalpiájú rendszerek, melyek alkalmasak lehetnek fűtésre, valamint villamos energia előállítására is. A főbb mélygeotermikus rezervoárok típusait az 5. ábra szemlélteti.
10
5. ábra Fő rezervoár típusok elvi sémája (forrás: Rotár-Szalkai Á. et al., 2013)
2.3.1.2.1 Medencekitöltő üledékek Geotermikus energiahasznosítás szempontjából a porózus pannóniai homok-homokkő az egyik legfontosabb rezervoár típus. Magyarország nagy részén (elsősorban Alföld, Kisalföld) szinte mindenhol rendelkezésre áll az ilyen rezervoárokból származó vizek hőenergiájának kinyerése. A medenceüledékek hőtartalmának eloszlását a 6. ábra mutatja be, a legnagyobb potenciállal rendelkező területek lehatárolásával. Fontos megjegyeznünk, hogy a geotermikus energiatermelés hosszú távon csak abban az esetben tartható fenn, ha a hévíztartó rezervoár nyomáscsökkenését minimalizáljuk, vagyis a kitermelt vizet ugyanabba a hidrosztratigráfiai egységbe visszajuttatjuk.
11
6. ábra Medenceüledékek hőtartalma (GJ/m2) (forrás: Zilahi-Sebess László, 2013) 2.3.1.2.2 Miocén rezervoárok Miocén rezervoárok alatt a továbbiakban a pannóniainál idősebb miocén rendszereket értjük. A neogén extenziós feszültségtérben a gyors süllyedés hatására mélymedencékben leülepedett, és a tektonikai mozgások során kiemelt helyzetűvé vált aljzati rögök térségében változatos tengeri-szárazföldi, heteropikus fáciesű üledékek rakódtak le. Az ismétlődő transzgresszió következtében vastag finomszemcsés mélytengeri üledéksorozat, illetve vékonyabb sekélytengeri, változó karbonát tartalommal rendelkező sziliciklasztos összletek jöttek létre. Ennek megfelelően a fúrásokkal és termálkutakkal feltárt rezervoárok elsősorban medence peremi helyzetűek, illetve az aljzat kiemelkedéseihez kapcsolódnak. A miocén üledékképződések kezdeti szakaszában nagy területeken durva szemcsés üledékek (konglomerátum, homok, homokkő, metamorf és karbonátos szemcsékből álló breccsa) rakódtak le. Az összlet jórészt porózus termálvíztárolónak tekinthető, amely gyakran hidraulikus kapcsolatban áll az aljzati rezervoárral. A legfontosabb miocén víztárolók a badeni és szarmata sekélytengeri, karbonátos rétegek, melyek, helyenként biogén mészkőből állnak. Ezen képződmények vízföldtani szempontból kettős porozitású rezervoárnak tekinthetők (Rotár-Szalkai Á. et al., 2013). 12
2.3.1.2.3 Alaphegységi repedezett és kristályos rezervoárok Az alaphegységi rezervoárok döntő részben az alaphegység felső néhányszor 10, esetenként 100 méter vastagságú mállottabb, repedezettebb, esetenként karsztosabb zónája, melyhez kapcsolódhatnak az alaphegységen belüli permeábilisabb tektonikus zúzott zónák, illetve az alaphegységre közvetlenül települő, jobb vízvezető képességű bazális (porózus, vagy kettős porozitású) üledékes rezervoárok. Az ilyen típusú 2000 méternél mélyebben lévő rezervoárok területi eloszlását és repedezettségének mértékét a 7. ábra mutatja be.
7. ábra Becsült 2000 méter alatti hézagvastagság az alaphegységi karbonátokban (forrás: Zilahi-Sebess László, 2013)
2.4
A termálenergia-kitermelő rendszer
A termálenergia-kitermelés lényege a geotermikus rezervoár belsőenergia-tartalmának felszínre hozása és hasznosítása. A termálenergia-kitermelés kezdeti időszakában a többékevésbé tervszerűen mélyített kutakkal megcsapolt rezervoárból a víz rugalmas tágulása, vagy a gőz túlnyomása hozta felszínre a fluidumot. A lehűlt, rendszerint nagy összes oldottanyag-tartalmú hévizet legtöbbször valamely közeli vízfolyásba vezették. Ezzel nemcsak jelentős környezetkárosítást okoztak, de a tároló réteg nyomását is csökkentették, mely a hozam és a kútfej-hőmérséklet visszaesését eredményezte. Nyilvánvalóvá vált tehát, hogy a tároló nyomásának fenntartása, és a környezet szennyezésének elkerülése a lehűlt hévíznek a tároló rétegbe való visszasajtolásával lehetséges. A kiválásra hajlamos, 13
vagy agresszív kémiai jellegű hévizek esetén legcélszerűbb egy túlnyomásos zárt körben keringetve, hőcserélőn át lehűtve visszasajtolni a rezervoárba. (Pokordi L., 2008) 2.4.1 A geotermikus fúrás és kútkiképzés A geotermikus rendszer több részrendszerből tevődik össze. A geotermikus tárolóból a termelőkúton keresztül áramlik a felszínre a belső energiát hordozó fluidum (víz, gőz, vagy ezek keveréke). A kutak többsége függőleges, de sok esetben irányított és ferde kutakat telepítenek, például a közel függőleges hasadások esetén. A ferde fúrású kutak a felszíntől kiindulva 10–30 fokban dőlnek. Az irányított kutakat kb. 350 méter mélységig függőlegesen fúrják, majd fokozatosan 2,5 fok/méter intenzitással 30–45 fokig térnek el attól. Átlagosan az eltérés a vertikális iránytól 500–800 méter. (Pokordi L., 2008) Más a követelmény a porózus, illetve a karsztos vagy a repedezett geotermikus rezervoárba telepített kutakkal szemben. A porózus közeg kivétel nélkül megköveteli a szűrő és a kavicsolás meglétét a kút homokolódásának és eltömődésének elkerülése érdekében. Karsztos vagy repedezett tároló esetén nem mindig szükséges béléscső és szűrő használata, hiszen a réteg szilárdsági paraméterei megengedik a kitámasztás elhagyását, a szűrő használata pedig a kútba áramló víz tisztasága miatt nélkülözhető. A geotermikus kutak lemélyítéséhez is a szénhidrogén-ipar által kifejlesztett rotary fúrási technológiát használják leginkább. Ennek lényege, hogy a fúrófej felaprítja a kőzetet, amit a fúróiszap a felszínre szállít. Geotermikus kutak kialakításánál elsődleges szempont a kitermelendő fluidum hőmérséklete, mert a fúrás során nemcsak a tároló hőmérséklete lesz magas, hanem a fúrás során folyamatosan a kisebb mélységben harántolt rétegeké is. A fúrás tervezésekor ezt a körülményt igen nagy súllyal kell figyelembe venni, mivel nagy hőmérséklet-különbségek alakulnak ki a felhevült kőzet és a 20–30 °C hőmérsékletű fúróiszap között. (Hussian R., 2003) Különös figyelemmel kell lenni a béléscső helyes megválasztására, hogy elkerüljük a hőmérséklet-különbségek által okozott zsugorodás vagy nyúlás során keletkező rongálódásokat. A béléscsöveket mindig a felszínig kell cementezni, az előbb említett alakváltozások nagyságának csökkentése és a rétegvizek átfejtődésének elkerülése céljából. A cementezés további különleges feladata, hogy egy szigetelő burkolatot képezzen a kút körül, mely megakadályozza a termelt fluidum lehűlését. Jellemző a geotermikus fluidumokra, hogy nem csak fizikai, hanem kémiai tulajdonságaik is nagymértékben eltérnek a felszín közelében található talaj- és rétegvizektől. Oldottanyagés gáztartalmuk jóval magasabb, savas kémhatásúak lehetnek és igen abrazívak, melyek 14
következtében károsíthatják a fúrószerszámot, a kútfejet és a béléscsöveket. Ezért geotermikus kutaknál megfelelő anyagot kell választani, melyek az API szabvány szerinti 5CT (H-40, J-55, K-55, C-75, L-80) vagy 5L (A, B, X42) minőségű acélok. Előbbit a 20”nál kisebb, míg utóbbit a 20”-nál nagyobb átmérőjű csövek esetén alkalmazzák. További fontos sajátossága a geotermikus kutaknak a szűrőzés. Míg a szénhidrogéniparban a kívánt réteget a béléscső perforációjával nyitják meg, addig itt a legelterjedtebb megoldás a szabad lyukszakasz alkalmazása, melybe egy egyenletesen perforált kis átmérőjű béléscsövet raknak, melynek rögzítése az előző béléscsőszakasz saruja felett kb. 20 méterrel történik hidraulikus vagy mechanikus akasztóval (J. Finger, D. Blakenship, 2010). Fontos figyelembe venni, hogy fúrás során a fúróiszap jelentősen felmelegedhet, mely károsíthatja a felszíni iszapkezelő-berendezéseket. Ezért szükséges hűtőtornyokat vagy egyéb hűtőberendezéseket beépíteni a rendszerbe. A 8. ábrán egy geotermikus fúrás látható, mely a szegedi geotermikus rendszer bővítéséhez szükséges új termelőkút kialakítása során készült.
8. ábra Szegedi geotermikus fúrás (forrás: www.geosz.hu, 2013)
15
3 A
terület
morfológiai,
talajtani,
földtani,
tektonikai,
vízföldtani jellemzése 3.1
Morfológiai jellemzők
A modellezett terület Magyarország tájbeosztása (Marosi S., Somogyi S., 1990) szerint az Alföld nagytáj Körös–Maros-köze középtáján fekszik. A Békés–Csongrádi-sík kistájcsoportban a Békési-sík (a modellezett terület 7,2%-a) és Csongrádi-sík (33,8%) kistájon, a Békés–Csanádi-hát kistájcsoportban a Békési-hát (58,9%) és a Csanádi-hát kistájon (0,1%) terül el. A vizsgált terület NyÉNy-i felét (33,8%) alkotó Csongrádi-sík enyhén a Tisza völgye irányában lejtő, a marosi hordalékkúphoz csatlakozó alacsony, ármentes síkság, rossz lefolyású mélyedésekkel (Marosi S., Somogyi S., 1990; Dövényi Z., 2010). Reliefenergiája 1 m/km2 alatti, tehát tökéletes síkság. A lösszel fedett hordalékkúp a Tisza és a Maros áradásai alakította fiatal felszín. Csak a szikesek borította mélyületek, holtágak és morotvák, morotvaroncsok bontják meg egységes képét. A terület nagy részét (58,9%) alkotó Békési-hát NyÉNy felé lejtő hordalékkúp-síkság, melyet folyóvízi és ártéri üledékek fednek. Az átlagos relatív relief 2,5 m/km2. Alacsony ármentes síkság, illetve ártéri szintű síkság. A marosi hordalékkúp magyarországi részének központi és É-i szárnya. Felszínformái fluviális, fluvioeolikus és eolikus eredetűek. A Békési-sík a terület ÉK-i sarkába nyúlik (7,2%). Alacsony, ármentes síkság, mozaikszerűen néhány rossz lefolyású alacsony síksági terület a Maros hordalékkúp-síkságának peremén. Az átlagos relief 2–3 m/km2. A modellezett terület DK-i sarka a Csanádi-háthoz tartozik (0,1%), mely lösziszappal fedett hordalékkúp-síkság. Ármentes, felszínét partidűne-vonulatok és egykori folyóágak, fattyúágak szövik át. (Rónai A. et al., 1974) A teljes terület meleg, DK-ről ÉNy felé haladva egyre szárazabb éghajlatú, erősen vízhiányos. A várható éves napfénytartam kb. 2000 óra, háromnegyede nyáron, egynegyede télen mérhető. Az évi középhőmérséklet 10°C körül várható, a maximum 32– 34,6°C, minimum –18°C. A fagymentes időszak március végétől október végéig tart, időtartama 190–206 nap. A csapadék évi mennyisége 500–580 mm. A hóborítottság évente 30 napnál valamivel több, 17–20 cm vastag hótakaróval. Leggyakoribb szélirány É-i és D-i, helyenként DK-i, a szélsebesség 3 m/s alatt marad. A népsűrűség elmarad az országos átlagtól (2001: 48–70 fő/km2, ÉK-en, a Bihari-síkon 95 fő/km2), de egyes helyeken a 10 fő/km2-t sem éri el. (Rónai A. et al., 1974) 16
3.2
Talajtani jellemzők
A térség talajtípusainak felszíni eloszlását a 9. ábra mutatja be. A terület talajképző üledéke a nagy csillámtartalmú lösz, így a rajta kialakult talajok magas káliumtartalmúak. A területen a csernozjom talajtípusok a meghatározók. A talajtani térképen jól elkülönül a K-i rész, melyet uralkodóan sósabb és a Ny-i rész, melyet zömmel meszesebb talajok fednek. A keleti részen lévő talajok (15, 17, 22) gyenge víznyelésű, gyenge vízvezető képességű, erősen víztartó, míg a nyugati részen lévő talajok (16, 14) jó víznyelésű, jó vízvezető képességű, jó víztartó tulajdonságúak.
9. ábra A fontosabb talajtípusok eloszlása a vizsgált területen (forrás: VKGA 2009)
3.3
Tektonikai jellemzés, nagyszerkezet, szerkezetalakulás
A modellezett terület a Közép-magyarországi-nagyszerkezeti vonaltól délre fekvő Tiszaifőegységhez tartozik (10. ábra), ezen belül is a takarós-pikkelyes felépítésű Békés–Kodrualegységhez, melynek északi határán a Villány–Bihari-egység jelenik meg (11. ábra), amelyeknek szerkezeti és földtani folytatását az Erdélyben felszínre is bukkanó, analóg 17
elnevezésű egységek felé találjuk meg. A két egység határa Nagyszénás és Fábiánsebestyén között feltételezhető (Kiss K. et al., 2002). A takarórendszer kialakulása elsősorban a kréta (ausztriai) kompressziós tektonika eredménye. A takarós szerkezetű ÉK–DNy-i lefutású szerkezeti pásztákon belül megfigyelhetők rájuk merőleges, ÉNy–DKi csapású kainozoos haránttörések is (Haas J. et al., 2010).
10. ábra A Tiszai nagyszerkezeti egység felső karbon képződményei elterjedésének vázlata a vizsgált terület feltűntetésével (forrás: Barabás és társai, 1998)
18
11. ábra A medencealjzat szerkezeti egységei (HAAS et al. 2010 alapján), az orosházi modellterület (vörös szaggatott téglalap) feltüntetésével A Pannon-medence fejlődésének szinrift fázisában, tehát az általánosan középső-miocén korúnak értékelt nagymértékű extenzió során az alaphegység kőzettömegei gravitációsan lecsúsztak egymásról (Horváth & Rumpler 1984, Nemcok et al. 2006, Tari G. et al., 1999). Egy ilyen lecsúszott kőzettömeg alkotja a modellezett terület aljzatának jelentős részét képező Battonyai-hátat (Battonya–pusztaföldvári gerinc), melytől ÉK-i irányban a Békésimedence (felszín alatti -6500 m mélységű) és DNy-i irányban a Makói-árok (felszín alatti 7000 m mélységű) Magyarország két legmélyebb neogén süllyedéke helyezkedik el. A medencék félárok szerkezetek, így a medencéket az egyik oldalról határoló szerkezeti vonalak nagy elvetésű és kisszámú síkból, másik oldal szerkezeti vonalai több kisebb vetőből állnak.” A DNy–ÉK-i irányú PGT–4 mélyszeizmikus szelvény (Posgay K. et al., 1996; Hajnal Z. et al. 1996; Tari G. et al., 1999) vonalában szerkesztett szelvénye mutatja a két süllyedéket (Makói-árok és Békési-medence) elválasztó, a két mélymedence között 19
kiemelkedő, Battonya–Pusztaföldvári gerinc közel szimmetrikus, kerekded aljzati kiemelkedését (12. ábra) (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al., 2014).
12. ábra A neogén szerkezetek csapásirányára merőleges regionális földtani szelvény a Pannon-medence DK-i részén (Tari et al. 1999)
A Battonya–pusztaföldvári gerinc aljzat kiemelkedésének alakját a Pannon-medence neogén riftesedésében is döntő szerepet játszó ÉNy–DK-i csapású, többségében normálvetőként működött szerkezeti elemek határozzák meg. A PGT–1 és PGT–4 mélyszeizmikus szelvények (Posgay K. et al., 1996; Hajnal Z. et al., 1996) alapján szerkesztett földtani tömbszelvény (Tari G. et al., 1999) ÉK–DNy-i metszete a neogén szerkezeteket mutatja meg, míg az ÉNy–DK-i irányú szelvényen a kréta takaróhatárok is láthatóvá válnak (13. ábra) (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014).
20
13. ábra A pretercier medencealjzat blokk diagramja a koncessziós terület környezetében. Az aljzat felszínét a kréta takarós áttolódások és a miocén alacsony-szögű normálvetők egyaránt alakították (Tari G. et al., 1999) A tömbszelvény középső részén figyelhető meg a két mélymedence között kiemelkedő Battonyai-hát. DNy-ra tőle a jelentős elmozdulást szenvedett, ÉK-i dőlésű normálvető mentén kialakult Makói-árok mélymedencéje, és a szelvény DNy-i végén az extenzió eredményeként a lecsúszott tömegek alól kiemelkedett Algyői-hát metamorf magkomplexuma. A Battonyai-hát ÉK-i oldalán a szelvény a DNY-i dőlésű normálvetők mentén kialakult Békési-süllyedéket, majd tovább az Erdélyi-középhegység felé billentett blokkok sorát jelzi (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A terület metamorf fejlődésében és szerkezetalakulásában a következő események játszhattak szerepet: a,
Variszkuszi szerkezetalakulás és metamorfózis
A vizsgált terület kristályos aljzatának belső szerkezete és így a variszti szerkezetalakulás jellege a fúrások alapján csak nagy vonalakban rekonstruálható: feltételezhető, de nem bizonyított a területen varisztinál idősebb, kaledóniai metamorf esemény jelenléte; Barrow-típusú, amfibolit fáciesű variszti deformáció, 330–350 Ma, P=5–9 kbar, 500– 600°C (Árkai et al., 1985). A protolit főként grauwacke–pélites üledékes sorozat lehetett (Szederkényi 1998);
21
b,
Alpi szerkezetalakulás
kiemelkedés, lepusztulás és peneplénesedés után perm–kora-mezozoos kontinentális, majd sekélytengeri üledékes rétegsor rakódott le a területen. A kora-perm szubszekvens riolitos magmatizmus lokálisan akár több száz méteres vulkáni sorozatot hozott létre. eo-alpi, mai irány szerint ÉNy-i vergenciájú takarós áttolódás, és pikkelyeződés a takarón belül, kiemelkedés és lepusztulás. A Békés–Kodru-egység kristályos tömege a Villány– Bihari-egység paleo–mezozoos üledékes sorozatára tolódott. Retrográd metamorfózis a rátolódott takarókban, ugyanakkor kisfokú metamorfózis a permo–mezozoos sorozatban a takarók alatt (Árkai P. et al., 2000). a Pannon-medence neogén kinyílásához kötődő szinrift extenzió alakította ki a mai tektonikai képet és aljzatmorfológiát (Szentgyörgyi K.-né et al. 2010). A Makói-árok ÉNy– DK-i csapású laposszögű normálvetők menti kinyílása során a ma a Battonyai-hátat alkotó kőzettömeg az Algyői-hát felszínéről csúszott le. A jelentős extenzió gyors ütemű kiemelkedést, metamorf magkomplexum kialakulását eredményezte a nyírósík alatti kőzettömegben. A miocén extenzió normál vetőinek aljzati hatása csak elvétve kimutatható (Kiss K. et al., 2002). posztrift termális süllyedés, lokálisan érvényesülő medence inverzióval. A Pusztaföldvárigerinc még ma is emelkedik (Kiss K. et al., 2002). A kréta takaróképződés legtisztábban az áttolódások irányába eső ÉNY–DK-i irányú szelvényeken tanulmányozható. A modellezett területtől keletre, a Békési-medence területén fut keresztül a PGT–1 mélyszeizmikus szelvény, illetve ettől még keletebbre, a Sarkadi-kiemelkedésen keresztül Tari G. et al. (1999) ebből szerkesztett szelvénye (14. ábra). A kréta korú, északi vergenciájú takarós áttolódásokon kívül e szelvényen miocén normálvetők és oldaleltolódások is megfigyelhetők, melyek az extrém megnyúlást elszenvedett déli részeket választják el környezetüktől (Tari G. et al., 1999).
22
14. ábra A kréta takarós áttolódások irányába eső regionális földtani szelvény a Pannonmedence DK-i részén (Tari G. et al., 1999)
3.4
A terület földtani viszonyai
A terület földtani felépítésében az ÉNy–DK-i csapású Battonya–pusztaföldvári gerinc paleozoos gránitból, metamorfitokból, perm és triász korú törmelékes és karbonátos üledékekből és perm vulkanitokból álló medencealjzata és azt fedő, 1000–1500 m vastag neogén medenceüledék, homok, homokkő, márga, agyag vesz részt. A terület tágabb körzetében az aljzatban fiatalabb mezozoos, felső-jura, talán kréta üledékes képződmények is megjelennek (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014).
3.4.1
A terület aljzatképződményeinek litosztratigráfiája
„A pretercier aljzatot felépítő képződmények tárgyalásánál alapvetően Haas J. et al. (2010) térképére (15. ábra), valamint a terület nyugati részén Pap S. (1993) térképére (16. ábra) és szelvényére (17. ábra) támaszkodunk, kiegészítve azt a fúrási rétegsorok adataiból leszűrhető megállapításokkal.” (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014).
23
15. ábra A modellezett terület prekainozoos földtani térképe az aljzat mélységének izovonalaival, mBf (kivágat: Haas J. et al., 2010)
24
16. ábra A neogén üledékek medencealjzatának mélysége és kifejlődése Fábiánsebestyén– Gádoros–Nagyszénás–Orosháza térségében (Pap 1993) 1 – a medencealjzat mélysége méterben a tengerszint alatt, 2 – feltolódási, felpikkelyezési öv, 3 – normál vető, 4 – feltételezett, bizonytalan jellegű tektonikus öv, 5 – képződményhatár, 6 – regionális feltolódási öv (a Villány–Bihari és a Szeged–Békési övek, illetve az Alföldi autochton és a Délalföldi takaró határa), 7 – nagymélységű tektonikai öv, 8 – szénhidrogén kutató fúrás, P – prekambriumi–paleozoos metamorfitok, P1 – permi kvarcporfír, T1 – alsó triász homokkő–konglomerátum, agyagkő, T2 – középső triász breccsásodott dolomit, K2 – felső kréta törmelékes összlet, Mz – mezozoos képződmények általában
25
17. ábra A Fábiánsebestyén–Gádoros–Nagyszénás–Orosháza területre jellemző ÉNy–DKi földtani szelvény (Pap 1993) 1 – diszkordancia felület, 2 – kor vagy formáció határ, 3 – regionális rétegzettségi jelleg, 4 – feltolódási, felpikkelyeződési sík, 5 – regionális feltolódási öv (a Villány–Bihari- és a Szeged–Békési övek, illetve az Alföldi autochton és a Délalföldi Takaró határa), 6 – folyómeder kitöltés, 7 – nagy mélységű tektonikai öv, 8 – extenziós törés, P – prekambriumi–paleozoos metamorfitok (Battonya Komplexum), P – perm kvarcporfir (Gyűrűfűi Riolit F.), Mz – mezozoos kőzetek, T1 – alsó triász homokkő, konglomerátum, agyagkő, T2 – középső triász breccsásodott dolomit (Szegedi Dolomit F.), K2 – felső kréta törmelékes összlet (Csikériai Márga F.), M3 – miocén kárpáti törmelékes összlet, M4 – miocén bádeni törmelékes, vulkáni és karbonátos összlet. A bekarikázott számok jelentése: 1. – Békési Konglomerátum F., 2. – Tótkomlósi Mészmárga- és Nagykörüi Agyagmárga F., 3. – Szolnoki Homokkő–Agyagmárga F., 4. – Algyői Agyagmárga–Homokkő F., 5. – Törteli Homokkő F., 6. – Hevesi Formációcsoport, 7. – negyedidőszaki üledékek
Az 500 000-es aljzattérkép a modellezett terület DK-i részén, a Békési-medence legmélyebb zónájában, az aljzatot elérő fúrások hiányában ismeretlen aljzatot (88) jelez. A területen található legidősebb kőzetek a variszkuszi metamorfit összlet (23) képződményei (gneisz, csillámpala, amfibolit). A nagy- és közepes fokú metamorfózison átesett, erősen gyűrt, palás muszkovit-biotit csillámpala és a diaftoritosodott, gránátos gneisz szerkezeti hovatartozása még nem teljesen tisztázott, mivel a Bihari- és a Kodruegység összleteihez is hasonlít (Szentgyörgyi K.-né et al. 1997a). Észak felé haladva, a kristályos sorozatra eltérő vastagságú perm-triász rétegsor települ. A fedősorozat legidősebb ismert tagja a Gyűrűfűi Riolit Formációba sorolt alsó-perm riolit 26
(17) összlet. „A riolitos sorozatot a triász fedő alatt több fúrás is elérte: az Nsz–2 a kristályos aljzat felett 46 m vastag kvarcporfír agglomerátumot harántolt, az Nsz–3 jelű pedig az alsó-triász alatt 155 m mélyen belefúrt, de nem érte el a feküt. A sorozat a délmagyarországi perm savanyú vulkanizmus terméke, a Battonya–Tótkomlós–Csanádapáca– Pusztaföldvár riolitos vulkanizmus legészakibb ismert előfordulása.” (Szentgyörgyi K.-né et al. 1997a) A kréta takarós áttolódások által intenzíven érintett terület mezozoos rétegsora pikkelyek sorozatából épül fel. Tektonikus helyzetben, a kristályos képződmények közé beékelődve, ÉK–DNy-i sávban helyezkednek el a mezozoos képződmények (16), melyek ÉNy felé egyre fiatalodnak (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A területen a középső-triász tengerelöntés következtében sekélytengeri sziliciklasztos, majd tisztán karbonátos üledék (13) rakódott le (Szegedi Dolomit Formáció; Csanádapácai Dolomit Formáció). Az Oros–2 jelű fúrás 13 m vastag repedezett, breccsásodott dolomitot, a Fáb–4 284 m vastagságban dolomitot és dolomárgát harántolt. (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A terület DNy-i részén, a variszkuszi metamorfit (23) és a középső-triász sekélytengeri karbonát (13) közé beékelődött felső-jura–alsó-kréta korú nyílttenegri, pelágikus kifejlődésű Pusztaszőlősi Márga Formáció (8) található (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A Fáb–4 fúrásban a mezozoikum összvastagsága jelentős, körülbelül 1346 m. Ebből mintegy 500 m-t a triász (Jakabhegyi Homokkő Formáció és a Csukmai Formáció, mészkő és dolomit) tesz ki, amire nagy üledékhézaggal aCsikériai Márga Formáció települ 597 m vastagságban (18. ábra): az alsó 50 méter dolomitbreccsa, konglomerátum, felette agyagkő, agyagmárga, aleurolit, homokkő rétegek váltakoznak. Helyenként miocén, vagy felsőeocén korú riolittelérek is áttörhetik (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014).
27
18. ábra A Fábiánsebestyén Fáb–4 fúrás alsó részén feltárt képződmények (PAP 1993) 1 – mészmárga, 2 – tufa vagy tufás képződmények, 3 – mészkő, 4 – homokkő, 5 – agyagmárga, márga, 6 – kavicsos homokkő, konglomerátumcsíkos homokkő, 7 – agyagmárga, 8 – riolit-telér, 9 – konglomerátum, 10 – dolomitbreccsa, 11 – breccsásodott dolomit, 12 – dolomitmárga, 13 – agyagkő a rétegsor jelenlegi, formáció-szintű beosztása: alsó triász – Jakabhegyi Homokkő Formáció, középső triász – Csukmai Dolomit Formáció, felső kréta – Csikériai Márga Formáció, badeni miocén – Abonyi és Ebesi Formáció összevontan, Tótkomlósi Formáció – Endrődi Formáció Tótkomlósi Mészmárga Tagozat
28
3.4.2 A terület kainozoos képződményei Mivel a kainozoos alulnézeti térkép (Tanács J., Rálisch L-né, 1990) sehol nem jelöl badeninél, illetve bizonytalan besorolású, kárpáti–badeninél idősebb képződményeket, ezért teljes paleogén üledékhézagot feltételezhetünk, aminek oka, hogy a kréta végi ausztriai fázisban lejátszódott takarós mozgások hatására a terület kiemelkedett és szárazulattá vált. Üledékképződés nem történt, a lepusztulás dominált (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A Kárpát-medence transztenziós szerkezetalakulásának fő fázisában (szinrift fázis) a vulkanitokkal párhuzamosan képződő peremi és mélyebb tengeri környezetben lerakódó törmelékes üledékek és karbonátok kis vastagságúak és erősen deformáltak. A miocén rétegek elterjedése és vastagsága jelenlegi helyzetüktől független, ami visszavezethető az aljzat leülepedésekor eltérő szerkezeti helyzetére, illetve morfológiájára.A miocén végi kiemelkedés és szárazulattá válás következményeként a lepusztulással is számolni kell (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A Kárpát-medence középső-miocén szinrift fázisát lezáró inverziója (késő-badeni– szarmata) után, a medence késő-miocén posztrift fázisában kialakult termális süllyedésének következtében létrejött a Pannon-tó, melyet jelentős mélység és nagy szintkülönbség jellemez. A folyamatosan kiédesedő Pannon-tóba ÉNy és ÉK felől érkező vízfolyások deltarendszerének törmelékanyaga folyamatosan töltötte fel a medencét, időben fiatalodva és térben DK felé szorítva a nyílt vizű medencét és a deltasíkság-deltafront-deltalejtőmedence fáciesegyüttes képződményeit (JUHÁSZ 1992). A deltarendszert jellemző fáciesátmentek és azok jellegzetes egymásra épülése, a vizsgált területen is megtalálható (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). Általában nagy vastagságú, a medencéknél akár 800–1000 m vastag folyóvízi, ártéri, mocsári negyedkori üledékes rétegsorok jellemzik az aktívan süllyedő területet. „A terület prekainozoos aljzatra rakódott, neogén és kvarter képződményeit két sekély (500–700 m) és egy mély (5000 m) szelvényen keresztül mutatjuk be” (19. ábra) (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014).
29
19. ábra A békéscsabai vizsgálati területre eső földtani szelvények, fontosabb fúrások és a területre eső települések (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014)
3.4.2.1 Szinrift képződmények (alsó-miocén vége, középső-miocén) A Pannon-medence szinrift fázisát felépítő képződmények jelentős eróziós diszkordanciával települnek a mezozoos üledékes rétegsorra. A badeni kezdetén a szétcsúszó aljzatblokkok közötti árokban lerakódó durvatörmelékes báziskongolmerátumok a gyors tengerelöntés során újraindult üledékképződést jelzik (Nsz–, Oros–, Köt– jelű fúrások), melyekváltozatos települési helyzetben jelentkeznek és többnyire alaphegységi kőzetek törmelékanyagát tartalmazzák (20. ábra) (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A badeniben már változatos fáciesű, igazi tengeri üledékképződés volt. „Az Abonyi Formáció ősmaradvány tartalma alapján badenibe sorolt karbonátos homokkő, aleurit, márga sorozata, valamint az Ebesi Formáció biogén mészköve az Oros–2, –3, Nsz–2, –3, valamint az Oros-DNy–1 fúrásokban tanulmányozható.” (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014).
30
A nagy mennyiségű piroklaszt bizonyíték arra, hogy az üledékképződést intenzív vulkáni tevékenység kísérte. A Fáb–4 jelű fúrásban a badeni törmelékes homokkő, konglomerátum rétegekre 193 m vastagságban települ vulkáni tufa, tufás homokkő,melyből fokozatosan, karbonátos rétegek betelepülésével karbonátos összlet fejlődik ki. E fölé pelites, tufás rétegsor települ (Szentgyörgyi K.-né et al. 1997a).
20. ábra 1. számú, mélyföldtani szelvény a Békéscsaba vizsgálati terület K-i részén (kivágat: MÁFI, 2005). A szelvény helyét lásd a 19. ábrán Jelmagyarázat: Qp-h: kvarter és holocén képződmények; nM3-Pl: felső-miocén és pliocén képződmények; ú+zM3-Pl: Újfalui és Zagyvai Formáció együtt; úM3: Újfalui Formáció; aM3: Algyői Formáció; szM3: Szolnoki Homokkő Formáció; eM3: Endrődi Márga Formáció; e_tM3: Endrődi Márga Formáció Tótkomlósi Tagozat; bM3: Békési Konglomerátum Formáció
3.4.2.2 Posztrift képződmények (szarmata-pannon) A lecsengő riftesedési szakaszt követő késő-badeni–szarmata inverzió (ROYDEN, HORVÁTH 1988) során a terület szárazulat volt, a terület legnagyobb részén vlószínűleg csak üledékképződés nélküli lepusztulás zajlott. „Egyedül a Köt–4 fúrás harántol 4 m vastagságban szarmata üledékeket: tufabetelepüléses meszes aleurolitot és agyagmárgát.” (SZENTGYÖRGYI et al. 1993; SZENTGYÖRGYI, SŐREG 2008). Az inverziót követő termikus süllyedés során létrejött, a terület hátsági részein általában 1000–2000 m, míg a mélymedencék területén a több mint 5000 m vastagságot is elérő
31
pannóniai rétegsor található, melyet körülbelül 900–1100 m vastag negyedidőszaki rétegsor fed (21. ábra).
21. ábra A pannóniai képződmények vázlatos rétegtani-szedimentológiai szelvénye az Alföld D-i részén (JUHÁSZ 1998) Jelmagyarázat: 1: finomszemcsés homokkő; 2: középszemcsés homokkő; 3: aleurolit; 4: agyagmárga; 5: mészmárga; 6: konglomerátum; 7: neogén aljzat; S: szarmata, B: badeni, Mz: mezozoikum
A Pannon-tó fejlődéstörténete, beleértve a vizsgálati területet is, JUHÁSZ et al. (2006) és KŐRÖSSY (2005) alapján a következőképpen írható le. A Pannon-tóban (kezdetben beltengerben) a kora- és középső-miocéntól kezdődően először mélyvízi deltalejtő, majd partközeli, deltafront, deltasíkság és parti síkság, végül a tó körül folyóvízi üledékképződési környezetek alakultak ki (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014). A pannóniai üledékképződés kezdetén a Battonyai-pusztaföldvári rögvonulat szárazulat volt. A pannon üledékek vagy közvetlenül a paleozoos–mezozoos alaphegységre, vagy a foltokban előforduló miocén képződményekre rakódtak (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014). A 10–20 méter átlagvastagságú bázis konglomerátum–homokkő összlet, a Békési Konglomerátum Formáció csak foltokban, az egykori szigetek partvonala mentén található meg, ahol a hullámverés hatására, a környező alaphegységből származó, uralkodóan metamorf és mezozoos anyagú, abráziós homokkő és konglomerátum rakódott le (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014).
32
Távol a behordási területektől, a medence legbelső részén, feltöltődés nélküli medence alakult ki kondenzált rétegsorokkal (mészmárga, márga, agyagmárga: „bazális márgák”). Ezek alkotják a pannóniai bázisát képező, körülbelül 20–100 méter vastag Endrődi Márga Formációt. „Rétegsora általában mészmárgával, márgával indul (Tótkomlósi Tagozat) (MAGYAR et al. 2004), melynek alsó része az úgynevezett „bazális konglomerátum”, melyben 10 cm-t is elérő átmérőjű, szigetekről származó kavicsokat tartalmazó, változatos szemcseméretű betelepülések is találhatók. Ezek törmelékfolyásokból ülepedtek le a lejtőlábhoz közel. A felső részén már csak vékony homokkő-aleurit szemcseméretű, zagyárakból felhalmozódott betelepülések jellemzőek. A medence jelentős süllyedésével párhuzamosan egyre inkább eltűnik a durvatörmelék, fokozatosan mélyvízi (hemipelágikus) agyagmárgába megy át (Nagykörűi Tagozat). Ennek felső részén megfogyatkoznak a távoli behordást jelző durvább szemcseméretű betelepülések, melyek növekvő agyagtartalmú, kis-sűrűségű homokos zagyárak üledékei. A mészmárga a kiemelt hátak felett általában rétegzetlen, illetve mikrorétegzett. A területen az Endrődi Márga Formáció általánosan elterjedt, a mélymedencék területén több száz, akár 1000 m-es vastagságot is elérhet.” (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014). A mélyvízi márgák fölött a finomszemcsés homokkő és agyagmárga váltakozásából álló Szolnoki Homokkő Formáció turbiditsorozatai települnek, melynek vastagsága a keimelkedő aljzat felett 50–100 méter, míg az árkok területén több száz méterre is tehető „Ez a turbiditsorozat úgy alakult ki, hogy a fokozatos, időnként szakaszosan bekövetkező süllyedés, illetve földrengések során nagy üledéktömegek mobilizálódtak a különböző lejtőszögű, instabil lejtőkön. A ciklikusan felépülő összlet néhány kilométer kiterjedésű homoklebenyeket, homoktakarókat alkot, melyeket sekély-lapos, esetleg széles csatornák táplálnak üledékkel, amíg a medenceperemi lejtőről a hordalék utánpótlás biztosított. Ha ebben szünet áll be, akkor mind a csatornákban, mind a lebenyek területén hemipelágikus agyagos üledék halmozódik fel.” (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014). A turbiditekre a jelentős, körülbelül 1–2° lejtésű medencelejtőn, illetve deltalejtőn lerakódott Algyői Formáció települ, mely képződésében fontos szerepet játszottak a zagyárak, amelyek mobilizálódása során homokok kerültek a mélyebb medencerészekbe. „Mivel a gravitációs tömegmozgások a lejtőn indulnak, ezért itt főleg agyag ülepedett le kis üledékképződési ráta mellett. A pélites üledéket a csuszamlások homokos anyaga szakítja meg, amelyek még a lejtőn meg is állnak. A lejtőlábon már jelentősebb az üledékfelhalmozódás, mivel a nagyobb csuszamlások karéjos lebenyei mellett már a sűrűbb tömegmozgások is raknak le üledéket. A durvább üledékek mélyre szállítódása 33
során a lejtőn kisebb-nagyobb területeket érintő erózió zajlik. A lejtő felső részén, ha a selfről érkező homok nem szállítódik a mélybe, akkor elnyúlt, kötényszerű homokfelhalmozódások figyelhetők meg.” (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014). Az Endrődi Márga Formáció, a Szolnoki Homokkő Formáció és az Algyői Formáció alkotják a hagyományos értelemben vett „alsó-pannóniai” formációkat, a Peremartoni Formációcsoportot, amely a hátság területén mintegy 600–800 méter vastag, de a Békésimedence felé a 3000 méter vastagságot is elérheti (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014). A medenceperemek mentén partközeli környezetben zajlott az üledékképződés, melynek során uralkodóan deltaüledékek rakódtak le. Az Alföld területén két, folyóvíz uralta, karéjos típusú deltarendszer hatása érvényesült elsődlegesen ÉK-i és ÉNy-i behordási irányokkal. A vizsgálati területen az üledék beszállítódása kezdetben ÉNy felől történt, míg a fiatalabb rétegekben Ny-i szállítási irány is megfigyelhető (KISS, SŐREG et al. 2002). A folyótorkolatoknál csapdázódott, deltafronton, deltasíkságon és parti síkságon képződött üledékek alkotják az Újfalui Formáció nagy részét, melyben uralkodóak a finom és középszemű homokkő rétegsorok, agyagmárgával, illetve aleurolittal közberétegződve. A vastagabb homokrétegek többnyire a delta fronton torkolati zátonyként, illetőleg a deltasíkságon a delta ágak mederkitöltéseiként, és azokban képződött övzátonyként rakódtak le. A formáció finomabb szemcsés üledékei a delta ágak között, mocsári környezetben, ártéren, illetve kisebb öblökben rakódtak le, mint aleurit és agyagrétegek, közbetelepült paleotalaj szintekkel, valamint lignitrétegekkel. A deltasíkság területén kis kanyarulatú medrekből álló szövedékes vízhálózat volt jellemző (SZTANÓ et al. 2012), melyben a nagyobb medrek mentén ritkán övzátonyok alakultak ki. A progradáló delták hátterében folyóvízi-ártéri, tavi, mocsári üledékképződés folyt, melyet a Zagyvai Formáció jelez, mely szürke színű, aleurit–agyagmárga–homokkő sűrű váltakozásából áll, de előfordulnak tarkaagyag, illetve lignit közbetelepülések is. „Az alluviális síkság területén a meanderező medergeometria a jellemző, felhagyott kanyarulatokkal, övzátonyokkal és ártéri hordaléklebenyekkel.” (Sztanó et al. 2012). Az Újfalui Homokkő Formáció, valamint a Zagyvai Formáció üledékei alkotják a hagyományos értelemben vett „felső-pannóniai” formációkat, a Dunántúli Formációcsoportot, amely az aljzatkiemelkedés területén mintegy 600–800 méter, míg a medencék irányában a 2000 méteres vastagságot is elérheti (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014).
34
3.4.2.3 Negyedidőszaki üledékek A vizsgálati területen a kvarter rétegsor vastagsága körülbelül 800–1000 méterre tehető. „Vastag folyóvízi–ártéri–tavi sorozat jellemző, ártéri homokos-agyagos, homokos meder és övzátony, valamint homokos, alárendelten kavicsos medersorozatokkal.” (URBANCSEK 1977) (22. és 23. ábra). A területen az eolikus erózió során képződött futóhomok szemcsékből álló homokbuckák, homokleplek is megfigyelhetők. Jelenleg a pliocén és posztpannóniai szerkezetalakulásnak megfelelő geomorfológiai süllyedékekben folyóvízi, ártéri és mocsári üledékképződés folyik (Kovács Zs., Gyuricza Gy., et al. 2014).
22. ábra 2-es számú földtani szelvény –600 m-es mélységig, mely a Békéscsaba vizsgálati területet DNy–ÉK-i irányban szeli keresztül (kivágat: MÁFI, 2005). A szelvény helyét l. a 19. ábrán.
35
23. ábra 3-as számú földtani szelvény –400 m-es mélységig, mely a Békéscsaba vizsgálati területet ÉNy–DK-i irányban szeli keresztül (kivágat: MÁFI, 2005). A szelvény helyét l. a 19. ábrán.
3.5
A terület vízföldtani viszonyai
A vizsgált terület hidrogeológiai jellemzőit hidrosztratigráfiai csoportosítás szerint, vertikálisan felülről lefelé haladva mutatom be. 3.5.1 A fontosabb hidrosztratigráfiai egységek és térbeli helyzetük 3.5.1.1 Talajvíztartó A talajvíztartó képződmények a vizsgált területen a holocén-pleisztocén korú, a Tisza, a Körös és a nagyobb vízfolyások által lerakott folyóvízi és ártéri üledékek. Ezek főleg folyóvízi homokok, löszök és ártéri agyagok, iszapok, valamint ezek keveréke, homokosiszapos agyag, agyagos homok, stb.. A talajvíz domborzat alakulása nagyjából követi a felszíni domborzatot, mélysége 2–4 m-rel a felszín alatt ingadozik (Dövényi Z., 2010). A területen lévő talajvízkutak adatai és az alföld talajvíz térképe (Rónai A., 1961) alapján a talajvíz áramlása DK–ÉNy irányú, esése körülbelül 0,5–0,7 m/km. Az MFGI-ben lévő vízföldtani naplók adatai alapján az itt tárolt vizek kémiai jellege főleg NaHCO3-os, de a 36
vizsgált terület K-i, DK-i részén megjelenhetnek a szulfátos és a kloridos (NaHCO3SO4-os, NaHCO3Cl-os, NaClHCO3-os, NaCaHCO3Cl-os) vizek is, mely egy kedvezőtlenebb, lassabb áramlási rendszert, illetve szikesedést jelezhet. Orosházától É-ÉNy-ra a vizek NaCaMgHCO3-os, CaMgHCO3-os jellegűek.
3.5.1.2 Regionális elterjedésű hideg és termális rétegvizek A talajvíztartó alatti első jelentősebb víztartó összlet a pleisztocén korú folyóvízi meder és ártéri fácieseket egyaránt tartalmazó üledékekben alakult ki, melynek vastagsága az Alföld ÉNy-i területei felől DK-i irányban, Csongrád-Szeged irányában fokozatosan növekszik. A modellezett területen a néhány száz méter vastagságú regionális kvarter korú víztartó összlet található, mely komoly jelentőséggel bír, hiszen a települések vízmű kútjainak nagy része elsősorban a felső 200-400 m vastag, homokosabb, relatíve sekély kutakkal könnyen elérhető, megfelelő vízminőségű rétegeit csapolja meg. A felfelé finomodó szemcsenagyságú homokrétegeket bőségesen tartalmazó, jó vízvezető összlet átlagos vastagsága 200–400 m-re tehető. Ebben az összletben határolhatjuk el a medence porózus üledékeiben kialakult regionális áramlási rendszert. Az összlet mintegy 350 méternél mélyebb részein lévő homok rétegek már 30 ºC-nál melegebb vizet, termálvizet szolgáltathatnak. Az itt tárolt vizek jellemzően nátrium-hidrogénkarbonátos kémiai jellegűek, jellemzően mintegy 300-2000 mg/l, mélységgel növekvő összes oldott anyag tartalommal (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). Az összlet nehezen elkülöníthető módon települ az alatta található Nagyalföldi Tarkaagyag Formációra. E képződményekre – az elkülönítés nehézségei miatt – egyszerűbb összvastagságot megadni, mely a modellezett területen mintegy 400-1000 m-re tehető. Ez a kvarter-„levantei” összlet szoros kapcsolatban áll az alatta települő, regionális elterjedésű, folyóvízi delta front, delta síksági környezetekben képződött felső pannóniai korú üledékekkel (Zagyvai + Újfalui Formáció). Az Újfalui Formáció egymásra települő és egymásba fogazódó-kiékelődő homokos-agyagos rétegek alkotta összlete legnagyobb, mintegy 700-900 m-es vastagságát Fábiánsebestyén környékén, illetve a várostól É, ÉNyra eső területeken éri el. Az Újfalui Formáció jelentős vízadó összlet a területen, azonban legalsó, kb. 100 méteres részén nem alakultak ki nagy vastagságú és kiterjedésű jó vízadó és vízvezető homokpadok (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A felső pannóniai összlet vízadóinak vizei jellemzően nátrium-hidrogénkarbonátos kémiai jellegűek (24. ábra), mely jelleg a mélységgel a nátrium-hidrogénkarbonátos-kloridos 37
jelleg felé tolódik el. Az összes oldottanyag-tartalom az összlet sekélyebb részein (600-800 m-es mélységig) általában 2000 mg/l alatt marad, míg e mélységtől a 10%, illetve 90% percentilis értékek figyelembe vételével az összes oldottanyag-tartalom jellemzően 2000– 6000 mg/l között változik. Az összlet feküjéhez közeli helyekről, a terület DK-i régiójából (Orosháza, Pusztaföldvár, Kaszaper, Csanádapáca térségében) származó vizekben nő a klorid tartalom, így az itt tárolt víz NaHCO3Cl-os, NaClHCO3-os jellegű. Az orosházi kutak (B–770, K–775 és K–776) fenol tartalma jelentős, elérheti a 7,9 mg/l értéket is. Ezt magyarázhatja a környéken lévő szénhidrogén előfordulás, de korábbi kutatások alapján elmondható, hogy bizonyos hőmérséklet felett (kb. 80 °C) szénhidrogén telepekkel közvetlen kapcsolatban nem lévő termálvizekben is azonosíthatóak a sok esetben nagy mennyiségben jelen lévő illékony szerves vegyületek, mint a mono-, poli- és heteroaromás szénhidrogének, fenolok, zsírsavak és egyéb, olyan szerves összetevők, amelyek nem kőolajból való származásra utalnak (Fekete J. et al., 2010). Az Újfalui Formáció feküje egyúttal a medence porózus, regionális áramlási rendszerének feküjét is jelenti. A felső pannóniai rétegek nyomásviszonyai hidrosztatikusak, vagy ahhoz közeliek.
24. ábra A felső-pannóniai korú Dunántúli Formációcsoport képződmények felszín alatti vizeinek nátrium, kalcium, klorid, hidrogén-karbonát és TDS értékei; Box-Whisker diagramok a medián értékek feltüntetésével (a szerző saját készítése) 38
3.5.1.3 Lokális rétegvíztartók A vizsgált területen az alsó pannóniai összlet vastagsága a terület DK-i részén 500 méter körüli, míg az ÉNy-i részén, Fábiánsebestyénnél elérheti az 1000 méteres vastagságot is. Az uralkodóan finomszemcsés összletben megjelenő Szolnoki Formáció turbidithomokjaiban lokális vízadókkal kell számolni. Az Endrődi Formáció felsőbb részein, a Szolnoki Formáció határán a durvább szemcseösszetétel következtében, valamint a bázisán található kavicsbetelepülésekben szintén találhatunk víztartókat. A vizsgált területen és környezetében mindezidáig azonban hévíztermelés szempontjából e képződményeket nem vették számításba a felső pannóniai vízadók jóval kedvezőbb adottságai, valamint ezen alsó pannóniai képződmények kisebb vastagsága, alacsony vízvezető-képessége, valamint nagyobb mélysége miatt. Az alsó pannóniai rétegekben tárolt vizek összetételére jellemző, hogy leginkább NaCl-os kémiai jellegűek, de előfordulnak intenzívebb áramlási rendszert jelző NaHCO3Cl-os, NaClHCO3-os jellegű vizek is. Az összes oldottanyag-tartalom a víztartó képződményektől függően, a 10%, illetve 90% percentilis értékek figyelembe vételével jellemzően 3500–21 000 mg/l között változik (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). Lokális rétegvíztartók fordulhatnak elő még a vizsgált területen előforduló más miocén üledékekben, amennyiben a törmelékes sorozat durvább törmelékes konglomerátum, vagy homokkő, mészkő rétegekkel is rendelkezik (Abonyi és Ebesi Formációk). A miocén képződmények kis vastagságuk és változatos elterjedésük miatt nem jelentős hévíztárolók, bár az idősebb képződményekkel egy tározó rendszert képezhetnek; vízadó képességük valójában nem ismert. Ugyanakkor a miocén üledékek szénhidrogén tárolóként is szolgál(hat)nak abban az esetben, ha a rétegtani, vagy a tektonikai feltételek adottak hozzá. Az alsó pannóniainál idősebb miocén rétegekben tárolt vizek NaCl-os kémiai jellegűek, jellemzően 8 500–17 000 mg/l összes oldottanyag-tartalommal, mely összetétel a vizek fosszilis jellegére utal. Valószínűleg a legutolsó, bádeni korú tengerelöntésből származnak. A terület geotermikus hasznosításakor számítani kell szén-hidrogének megjelenésére, így fokozott
figyelemmel
kell
lenni
a
létesítmények
telepítésekor,
a
szükséges
óvintézkedéseket meg kell tenni (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014).
3.5.1.4 Lokális porózus, kettős-porozitású rendszerek A lokális, porózus, kettős porozitású rendszerek közé sorolhatjuk a vizsgált területen előforduló pannóniainál idősebb miocén képződmények karbonátos kifejlődéseit, 39
közbetelepüléseit, amennyiben azok megjelennek. Az Ebesi Formáció mészköveinek, illetve a Lajtai Mészkő Formáció karbonátos, foraminiferás–lithothamniumos mészkő kifejlődéseinek megjelenésére leginkább a mezozoos alaphegység feletti régióban számíthatunk. A szenon flis megjelenési területein, Fábiánsebestyéntől É-i irányban a Pusztamiskei Formáció karbonátos képződményei alkothatnak lokálisan víztartókat. Hévízföldtani, vagy geotermikus hasznosítás szempontjából azonban ott lehet (csak) jelentőségük, ahol alaphegységi tárolóhoz kapcsolódnak (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A képződmények szénhidrogén szempontjából tároló képződmények lehetnek másodlagos porozitásuk révén. A miocén képződményekre általánosan közel 100%-os túlnyomás jellemző, így erre fokozott tekintettel kell lenni (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). 3.5.1.5 Regionális vízzáró egységek Az Újfalui Formáció és a pretercier aljzat között több regionális elterjedésű vízzáró képződmény is elkülöníthető el, melyek az alsó pannóniai korú Endrődi (50-100 – de akár néhány 100 m) és az alsó és felső pannóniai korú Algyői Formációkba (200–400 m) sorolhatóak. A képződmények nagyobb vastagságukat Fábiánsebestyén környékén érik el. Nagyszénás térségében az Endrődi és a Szolnoki Formációk összefogazódva jelennek meg, így vastagságuk nem adható meg egyértelműen. Az alsó-pannon üledékek alatti prepannon összlet agyagos, finomszemcsés törmelékes képződmények is ide sorolhatóak, az alsó pannóniai képződményekkel együttes vízzáró komplexumot alkotva (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). 3.5.1.6 Alaphegységi rezervoárok Az alaphegységet a modellezett területen nagyobb részben variszkuszi metamorfitok és mezozoos törmelékes és karbonátos képződmények építik fel. A terület Ny-i részén, a 3500–4000 méter alatti alaphegységi kőzetek ismeretlenek. Kisebb kiterjedésben megjelenik a terület DK-i sarkában a permi riolit, illetve fábiánsebestyén környékén a senon flis. Az aljzat mélysége erősen változó, a terület DK-i és középső részén 1500–2000 méter, míg a medencék felé (ÉK, DNy) elérheti az 5000–6500 (–7000) mBf-i mélységet is. Az aljzatban tárolt vizek jellemzően NaCl-os kémiai jellege és a kb. 10 500–24 000 mg/l összes oldottanyag-tartalma a vizek fosszilis eredetére utal. A mezozoos képződmények repedésrendszerük, és/vagy karsztosodott állapotuk következtében lehetnek víztárolók. Azonban nagy mélységben főleg a mészkő összletek esetében a repedésrendszer csökkenhet az ásványkiválás következtében (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). 40
A regionális értékeléseknél fontos elemezni azt is, hogy a repedezett fekvőre közvetlenül települő fedőképződmények hidraulikai egységet képeznek-e az alaphegységi rezervoárrészekkel. Az aljzat képződmények repedezettsége nemcsak a tárolt vizek és azok áramlásában játszik szerepet, hanem a területen előforduló szénhidrogének migrációjában és csapdázódásában is. Végül itt kell megemlíteni azt is, hogy az alaphegységi képződmények lehetséges EGS rendszernek is minősíthetők, azaz kedvező hőmérséklet mellett ezekben elvileg mesterségesen, (hidraulikus repesztéssel) megnövelt porozitású és permeabilitású repedésrendszerek alakíthatók ki, ezáltal alkalmassá téve ezeket geotermikus energiahasznosításra alkalmas fuidum-cirkuláció kialakítására (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). Az aljzat képződményekre általánosan közel 100%-os túlnyomás jellemző, így erre fokozott tekintettel kell lenni a hasznosítások tervezésekor. Jó bizonyíték erre, hogy a Nagyszénás-Fábiánsebestyén, Orosháza környéki, aljzatot ért fúrásokban gőzbeáramlást tapasztaltak (sőt 1985-ben gőzkitörés történt a Fábiánsebestyén-4 jelű kútból), mely alátámasztja e képződmények repedésrendszerének ígéretességét (Kovács Zs., Gyuricza Gy. et al., 2014). A IV-VI. mellékleteken láthatjuk a felszín alatti vizek Cl-, HCO3- és Ca2+ tartalom mélységi eloszlását egy DNy–ÉK irányú alföldi szelvény mentén. Ez a vízgeokémiai mélyszelvény hasznos információt nyújt a felszín alatti vízáramlások irányának megbecsléséhez. Az orosházi geotermikus rendszer kútjai (T–4, V–1, V–2) egy viszonylag jó áramlási rendszerben helyezkednek el, amit az alacsony klorid-ion tartalom (IV. melléklet) is bizonyíthat. 3.5.2 A terület nyomás és áramlásviszonyai 3.5.2.1 Nyomás-mélység profil Hidrodinamikai vizsgálatok során gyakran alkalmazott módszer a nyomás-mélység profil, mely lehetőséget ad a rendszer hidrodinamikai állapotának az ideális, hidrosztatikus állapottal való összehasonlítására. A pannóniai korú homokkövekbe történő visszasajtolás azon területeken lehet a legoptimálisabb, ahol a mélybeli túlnyomás kisebb mértékben jelentkezik. A nyomás-mélység profil a telepfolyadék szűrőközépre vonatkoztatott, adott tereppont alatti függőleges mentén meghatározott nyomásértékeinek a mérési pont tengerszint feletti magassága függvényében ábrázolt grafikonja. Az ábrázolt nyomásnak az egységnyi elevációváltozásra eső különbsége egyenesen arányos a nyomásgradiens függőleges 41
komponensével, így utal a folyadékra ható hajtóerő függőleges irányú értékére (TÓTH J.és SHENG G., 1996). Míg beáramlási területeken a hidrosztatikus nyomásgradiens nagyobb a dinamikusnál 𝛾𝑠𝑡 > 𝛾𝑑𝑖𝑛 , addig kiáramlási területeken ennek ellenkezője jellemző, 𝛾𝑑𝑖𝑛 > 𝛾𝑠𝑡 . A hidrosztatikus gradiens 1000 kg/m3 sűrűségű víz esetén 𝛾𝑠𝑡 = 9,8067 MPa/km. A 25. ábrán látható, hogy mind a termelő, mind a V–1 visszasajtoló kút nyomásgradiens értéke (𝛾𝑡 = 9,6332; 𝛾𝑉1 = 9,3797 MPa/km) is kisebb, mint a hidrosztatikus (𝛾𝑠𝑡 = 9,8067 MPa/km), ami azt jelzi, hogy a kutak egy beáramlási területen helyezkednek el.
25. ábra A termelő (kék) és a V1 visszasajtoló (piros) kút nyomás-mélység profilja (a fekete vonal a hidrosztatikus nyomást reprezentálja) (szerző saját készítése)
42
A terület víz-geokémiai, vízföldtani értékelése, valamint a kutak nyomás-mélység elevációs vizsgálatai alapján elmondható, hogy a terület egy beáramlási terület. Ahogy az a IV. mellékleten is látható, egy hosszan, mélybe lenyúló alacsony klorid tartalmú vizeket jelző terület van, mely egy intenzívebb áramlási rendszert jelezhet. Azonban az izotópgeokémiai vizsgálatok alapján valószínűsíthető, hogy a felső pannon homokkövek feküjéhez közel már megjelennek a fosszilis eredetű vizek is, melyek keverednek az intenzív áramlási rendszerben résztvevő csapadék eredetű vizekkel. Az V. mellékleten egy nagyobb hidrogén-karbonát koncentrációt jelző anomália látható, mely közeli szénhidrogén előfordulásokat jelezhet. Ezt a vizek nagyobb fenol és szerves anyag tartalma is alátámasztja. Az utánpótlódás Ny–ÉNy, K-DK irányból valószínűsíthető.
43
4 Az
Orosháza-Gyopárosfürdő
geotermikus
rendszer
vizsgálata 4.1
A kutak adatainak összehasonlító elemzése
Ahhoz, hogy egy termelő-visszasajtoló rendszer megfelelően működjön, számos feltételnek kell eleget tenni. A dolgozatomban csak a legfontosabbakra térek ki, vagyis a szűrőzött szakaszok mélységére és eloszlására; a kutak víz- és gázösszetételére; a hozam, nyomás, és hőmérséklet időbeli változására és a rendszeren belüli (termelő kúttól a visszasajtoló kútig) esetleges vízminőség változásra. 4.1.1 A geotermikus rendszer kútjainak alapadatai A termelő és visszasajtoló kutak alapadatait a 2. táblázat, míg a vázlatos csövezési rajzokat az I–III. melléklet tartalmazza. Látható, hogy mutatkozik némi különbség a beépített csövek méretei, illetve a szűrők száma között. A létesítéskor mért nyugalmi vízszintek jelentős különbséget jeleznek, mely többek között adódhat a mérések kivitelezésének eltéréséből, a termelőkút lokális hatásától és számos egyéb befolyásoló tényezőtől.
Talpmélység [m] Szűrőzött szakasz [m felszín alatt] Szűrők száma [db] Szűrőcső mérete (külső/belső) [mm] Szűrőszövet mérete [mm] Szűrő típusa Nyugalmi vízszint [mBf] Hozam [l/p] Üzemi vízszint [m felszín alatt] Talphőmérséklet [°C] Kifolyó víz hőmérséklete [°C]
Orosháza T4 1560
Orosháza V-1 1558
Orosháza V-2 1565
1415–1513
1475–1533
1417–1555
8
5
4
101,6/90
102/93,5
114,3/104
0,4 Johnson 90,28 1700 -11,1
0,4 Johnson 61,01 1000 -12,7 1527 m-ben: 101,4 84,5
0,4 Johnson 79,42 700 -21,3 1561,5 m-ben: 100,5 88
1485 m-ben: 101,2 88,2
2. táblázat A geotermikus rendszer kútjainak alapadatai (Orosháza B–770, K–775 és K–776 vízföldtani napló) A 27. ábrán látható a szűrők elhelyezkedése, feltüntetve a reométerezés (mely a mért vízhozam kútba áramlásának arányait mutatja) százalékos eloszlásának eredményeivel. Látható, hogy vannak körülbelül ugyanolyan mélységben lévő szűrőzött szakaszok, melyek ugyanazt a homokkő réteget nyithatták meg, mely egy zárt geotermikus rendszer megfelelő működését nagymértékben elősegítheti.
44
26. ábra A kutakban lévő szűrők elhelyezkedése, a valószínűsített homokrétegek (színes sávok) és a reométerrel mért kútba áramló vízhozam százalékos eloszlásának feltüntetésével (PORCIÓ Kft. XXI. Konferencia a felszín alatti vizekről, Siófok, 2014. április 2-3)
4.1.2
A kutak víz-és gázösszetételének jellemzése
A termelő és visszasajtoló kutak víztípusát a 28. ábrán látható Piper-diagramm mutatja be. A vizek a tipikus felső pannóniai korú, Újfalui Formáció vizeire jellemző NaHCO3-os típusúak, 4600 mg/l körüli összes oldottanyag-tartalom mellett. Jelentős eltérés a kutak vízösszetételében nem jelentkezik, a termelőkút vizében 200–300 mg/l-el több a Na+ és körülbelül ugyanennyivel kevesebb a HCO3-, mint a visszasajtoló kutakban.
45
27. ábra A geotermikus rendszer kútjainak víztípusai Piper-diagrammon ábrázolva (Megjegyz.: a kutak pontjai gyakorlatilag azonos helyzetűek a diagramon, jelezve a kutak által feltárt vizek vízminőségi egyveretűségét) (szerző saját készítése)
A 28–30. ábrán a három kút gázösszetétele látható, mely kiterjed az oldott és a szabad gázra is. Látható, hogy a visszasajtoló kutak gáztartalma jóval több, melynek oka lehet a nagyobb összes szerves széntartalom (TOC) is, mely a termelő kútban 250 mg/l, míg a visszasajtoló kutakban 320–340 mg/l körüli. Mint látható elég nagy mennyiségben van jelen a metán, érdemes egy esetleges gázmotor üzembe állításának lehetőségeit megvizsgálni.
46
28. ábra T-4 termelő kút vizének gáztartalma, a kút vízföldtani naplójában szereplő adatok alapján (szerző saját készítése)
29. ábra V-1 visszasajtoló kút vizének gáztartalma, a kút vízföldtani naplójában szereplő adatok alapján (szerző saját készítése) 47
30. ábra V-2 visszasajtoló kút vizének gáztartalma, a kút vízföldtani naplójában szereplő adatok alapján (szerző saját készítése)
4.1.3 A kutak nyomás és hőmérsékletváltozásai A T-4 termelő és V-1 visszasajtoló kutak hőmérséklet változását a mélység függvényében a 31. ábrán láthatjuk. A geotermikus gradiens értékek a kutak vízföldtani naplóiban közöltek alapján 60–62 ℃/km körüliek, melyek az országos átlaghoz (Gg ∼ 50 ℃/km) képest kedvezőbbek. A felszín alatti 1200 méteres mélységtől a vonal lefutásának egyenetlenségét a kútba történő vízbeáramlás okozhatja.
48
31. ábra A T-4 termelő és a V–1 visszasajtoló kútban mért hőmérsékletek (szerző saját készítése)
A VII. és VIII. mellékleten a kútfejeken mért paraméterek (hőmérséklet, nyomás, hozam) időbeni változásait láthatjuk. A kitermelt és visszasajtolt vízhozam adatok megbízhatósága kérdéses, mivel a kitermelt vízzel gáz is jön, amely esetben a vízóra nem képes a víz pontos mennyiségének meghatározására.. A VII. melléklet felső ábráján látható, hogy a V-1 visszasajtoló kútban mért vízmennyiség több, mint a V-2ben, ami azt jelenti, hogy a V-1 jelű kút jobb hatásfokkal nyeli a vizet. A V-1 jelű kút csökkenő nyomásértékein túl látható, hogy 2011.12.01-től a V-1 kút kútfej-nyomása 0 bar-ra csökkent, mely azt jelentheti, hogy a kút gravitációsan, szivattyú használata nélkül kezdte nyelni a vizet, mely állapotot máig fenntart. A VIII. mellékleten a
49
hőmérséklet adatok láthatóak, a hirtelen változások a hőmérő meghibásodását jelezheti. 4.1.4 Az orosházai geotermikus rendszer bemutatása A 2010-2011-es évben került kiépítésre az Orosháza-Gyopárosfürdő geotermikus rendszer, mely 5 épület fűtését biztosítja. Mindez a „nulla kibocsátású geotermikus energiahasznosítás Gyopárosfürdőn” című projekt keretein belül történt. A 2004-ben fúrt Orosháza B-770 jelű termálkút mellé két visszasajtoló (Orosháza B-775 és B-776) kutat mélyítettek. A radiátorral, légtechnikával és padlófűtéssel ellátott 5 fogyasztási hely éves energiaszükséglete 16 557 GJ/év, melynek 100%-os kielégítéséhez körülbelül 88 000–88 500 m3/év vízmennyiségre van szükség. A PORCIÓ kft. számításai alapján a rendszerrel kiváltható földgáz éves mennyisége 521 200 m3. 4.1.5 A rendszer elemei A kutak elhelyezkedését a 32. ábra mutatja. A termelő kútból a víz egy gázleválasztó tartályon, hidrociklonon, szűrőkön (10 µm és 4 µm) átáramolva jut az 1100 kW-os hőcserélőbe. A hőátadást követően acél és KO hőszigetelt csöveken keresztül jut vissza a víz a V1 és V2 visszasajtoló kutakon keresztül a rétegekbe. A geotermikus rendszer egyszerűsített vázlatát a 33. ábra, míg részletesebben a 34. ábra mutatja be.
32. ábra A termelő és visszasajtoló kutak elhelyezkedése (forrás: PORCIÓ Kft. XXI. Konferencia a felszín alatti vizekről, Siófok, 2014. április 2-3) 50
33. ábra A termálvíz hasznosítás technológiája, ahol a színes rövidítések a kutakat, míg a V a hozam, a P a nyomás, míg a T a hőmérsékletmérőket jelzi (forrás: PORCIÓ Kft. XXI. Konferencia a felszín alatti vizekről, Siófok, 2014. április 2-3)
34. ábra A távfelügyeleti program indulóképe (forrás: PORCIÓ Kft. XXI. Konferencia a felszín alatti vizekről, Siófok, 2014. április 2-3)
51
4.1.6 A termelő kúttól a V2 jelű visszasajtoló kútig bekövetkezett vízminőségi változás bemutatása A helyszíni bejárás során megtekintettem a termelő- és visszasajtoló kutakat. A termelő kútnál mért nyomás körülbelül 2,7 bar volt, míg a visszasajtoló kutaknál a nyomásmérők 0 bar-t mutattak. Vízmintavételre a T–4 termelő és a V–2 visszasajtoló kútból volt lehetőségem, melyeknek adatait a 3. táblázatban láthatjuk. T–4
V–2
Vízhőmérséklet [℃]
85,5
45,4
Fajlagos vezetőképesség [μS/cm]
4004
4280
Kútfejnyomás [bar]
2,7
0
pH [-]
7,18
7,08
Lúgosság m [mmol/l]
44,3
47,8
Léghőmérséklet [℃]
8,2
10
3. táblázat A terepi mintavételezés során mért adatok (szerző saját készítése)
A vizsgálat célja az volt, hogy megtudjuk van-e vízminőségi változás (kiválás, beoldódás) a hőcserélőn, hidrociklonon, gázleválasztó tartályon, vezetékeken, szűrőkön, és egyéb gépészeti berendezéseken áthaladt vízben. Így az egyik mintát a termelő kútból (a hőcserélő rendszerbe lépés előtt), a másik mintát pedig a V–2 visszasajtoló kútból (a hőcserélő rendszeren és távvezetékeken átáramló) vettem. Ahogy a 35. ábrán látható, a két mintavételi pont között némi Ca, Mg, Na, Fe, SO4 és H2SiO3 csökkenés látható. A legnagyobb változást a szulfát mennyiségében láthatjuk, melyre az előszűrőkön történő fennakadás, vagy a rendszeren belüli kismértékű redukálódás adhat magyarázatot.
52
35. ábra A termelő kútnál (hőcserélő rendszerbe belépés előtt) és a V–2 jelű visszasajtoló kútnál (hőcserélő rendszeren és vezetékeken áthaladt) vett vízminta alap komponenseinek összehasonlítása (a szerző saját készítése) A vízben lévő nyomelemek változásait a 36. ábra mutatja. Látható, hogy a kadmium, a kobalt, a réz és a nikkel mutat némi növekedést, mely valószínűleg a magas hőmérséklet miatti, gépészeti berendezésekből való minimális beoldódást jelezhet. Összességében megállapítható, hogy a két minta közötti vízösszetételben nincs lényegi különbség, ami egy jól összerakott technológiát mutat.
36. ábra A termelő kútnál (hőcserélő rendszerbe belépés előtt) és a V–2 jelű visszasajtoló kútnál (hőcserélő rendszeren és vezetékeken áthaladt) vett vízminta nyomelemeinek összehasonlítása (a szerző saját készítése) 53
5 Modellezés A modellezéshez használt szoftver
5.1
A regionális hidrogeológiai modell a Visual MODFLOW (VMOD) szoftverrel készült, mely a világszerte szabványos 3 dimenziós véges-differenciás vízáramlás modellező szoftver, a USGS által kialakított MODFLOW egy grafikus felülete. A VMOD professzionális 3 dimenziós vízáramlás és szennyezőanyag transzport modellezésre alkalmas, mely: 5.2
Grafikusan tervezi a modell hálóját, tulajdonság mezőit és peremfeltételeit, Megjeleníti a modell bemenő paramétereit 2, vagy 3 dimenzióban, Vízáramlás, útvonal és szennyezőanyag transzport modelleket futtat, Automatikusan kalibrálja a modellt a WinPEST segítségével, vagy lehetővé teszi a manuális („trial and error”) módszerek használatát, és A modellezés eredményeit 3 dimenzióban interpretálja és jeleníti meg a Visual MODFLOW 3D-Explorer-t alkalmazva. (Nina R., Tóth Gy., 2013)
A modell bemenő paraméterei
5.2.1 Horizontális kiterjedés A pontosabb regionális szemléltetés miatt, egy viszonylag nagy, 43×50 km-es területet vettem alapul. Ezen terület határain belül esnek azok a termálkutak, melyekre hatással lehet a termelő-visszsajtoló rendszer, illetve, melyek hatással lehetnek a termelő és visszasajtoló kutak nyomás és hőmérsékletviszonyaira. A modellterület határai sarokpontjainak EOV koordinátáit az 4. táblázat szemlélteti. EOV X
EOV Y
753000
120000
796000
120000
796000
150000
753000
150000
4. táblázat A modellezett terület sarokponti koordinátái (a szerző saját készítése) A területre fektetett rácsháló 250×250 méteres felosztású, melyet a vizsgált kutak környezetében 125×125 méteres cellákra sűrítettem (37. ábra).
54
37. ábra A modellterületre fektetett rácsháló (a szerző saját készítése) 5.2.2 Vertikális kiterjedés A modell teteje a Kárpát-medence SRTM rácshálóból kivágott felület, mely mBf magasságban adja meg a felszínt. Az SRTM a 2000 évek elején készített terep, pontosabban elevációs modell, melyet a NASA készített az űrből radar segítségével. Felbontása 90 m × 90 m. Mivel a modellezés során a miocén, pliocén és kvarter nagymélységű vízadó rendszerekre összpontosítottam, ezért a modell vertikális kiterjedése nem haladja meg a 4200 méteres mélységet. A legalsó aktív modellréteg feküje a pretercier aljzat felszínét jelenti.
5.2.3 A használt hidrosztratigráfiai egységek bemutatása A modellben használt hidrosztratigráfiai egységek a következők: -
talajvíztartó kvarter korú üledékek felső pannóniai korú üledékek alsó pannóniai korú üledékek
55
A fent felsorolt egységeket tovább bontottam az MFGI-ben a hazai energiahordozó vagyon hasznosítása: Készletgazdálkodási és hasznosítási cselekvési terv keretein belül készített formációtérképek segítségével: -
talajvíztartó kvarter korú üledékek (IX. melléklet) felső pannóniai korú Nagyalföldi+Zagyvai formáció (X. melléklet) felső pannóniai korú Újfalui formáció (XI. melléklet) alsó és felső pannóniai korú Algyői formáció (XII. melléklet) alsó pannóniai korú Szolnoki formáció (XIII. melléklet) pretercier aljzat (XIV. melléklet)
Mivel a modellező program a cellák közepére számol, a pontosabb eredmények érdekében az üledékrétegeket vertikálisan tovább finomítottam a vastagságtól függően. Így a kvarter üledékréteget 2, a Nagyalföldi+Zagyvai formációt 4, az Algyői formációt 2, a Szolnoki formációt 3 részre bontottam. A legrészletesebb felosztást (6 rész) az Újfalui formáció kapta, mivel a tanulmány középpontjában lévő Orosháza-Gyopárosfürdő geotermikus rendszer kútjai ebbe az Újfalui homokkő formációba esnek.
5.2.4 Peremfeltételek megadása 5.2.4.1 Beszivárgás A maradó beszivárgás számításához ismernünk kell a csapadék és párolgási viszonyokat, valamint a felszín morfológiai tulajdonságait. Mivel a modell főleg a meleg vizet adó felső-pannóniai korú rétegekre összpontosul, ezért a maradó beszivárgás kiszámítását nélkülöztem. A beszivárgás értékét 40 mm/év-re választottam, amit a szakirodalmi adatok, valamint Tóth György regionális modellezési tapasztalatai is alátámasztottak. 5.2.4.2 Drén A modell drén csomagja segít a talajvíz domborzat megfelelő pontosságú előállításában, mivel a drén aljára vonatkoztatott ellenállás értékekkel a le- és feláramlás mértékét befolyásolni tudjuk. A modellezési „drén” terminusz alapvetően azt a tengerszint feletti magasságot jelzi, melynél magasabb talajvízszint esetében az adott cellában bekövetkezik a megcsapolás. A megcsapolás mértékét szabályozza az említett vertikális hidraulikai ellenállás.
56
5.2.4.3 General Head Boundary (GHB) A modellezett térrész regionális áramlási rendszereken belüli elhelyezésében segít a GHB, mellyel a peremeken történő vízmozgás is figyelembe vehető. Ennek a paraméternek a megadásához szakirodalmi adatokat és térképeket (XV-XVII. melléklet), valamint a Pannon medence hidrodinamikai modelljének eredményeit használtam. A GHB kiszámításához a következő információk szükségesek: -
’Boundary Head’: A modellterületen kívüli pont nyomása, mely lehet egy tó, egy folyó vízszintje, illetve szakirodalomból, előzetes modellezésekből ismert potenciálok. Vezetőképesség: ez egy numerikus paraméter, mely a ’külső pont’ és a modellterület közötti szivárgási sebességet határozza meg (38. ábra)
A vezetőképességet (C) a következő képlettel határozhatjuk meg: 𝐶=
(𝐿 ∗ 𝑊) ∗ 𝐾 𝐷
ahol, -
L*W a cella keresztmetszete K egy átlagos szivárgási tényező a külső pont és a modellterület között D a külső pont és a modellterület közötti távolság. (Schlumberger Water Services, 2005)
38. ábra A GHB értelmező ábrája (forrás: Schlumberger Water Services, Visual modflow kézikönyv, 2005)
57
5.2.4.4 Állandó nyomású cella (Constans Head) A modellezett területen az alsó pannóniai korú Peremartoni Formációcsoport képződményeiben a hidrosztatikusnál magasabb nyomás, azaz túlnyomás uralkodik, mely kis mértékben befolyásolhatja a termálvíz áramlási rendszert. Ezt a Szolnoki Formáció alján lévő néhány 10 méter vastagságú túlnyomásos (40–90 bar) zónával reprezentáltam, melynek előállításához a Dél-Alföldi numerikus modell eredményeit és a XVIII. mellékleten látható térképet használtam. 5.2.5 A rétegek fizikai paramétereinek megadása 5.2.5.1 Szivárgási tényező Szakirodalmi adatokra, térképekre és Tóth György modellezési tapasztalataira támaszkodva a 39. ábrán látható szivárgási tényező értékeket adtam meg. A változatos földtani felépítés miatt a felszín közeli (talajvizet és kvarter korú rétegvizet tároló) képződményeknél használt szivárgási tényező értékek horizontális eloszlása inhomogén.
39. ábra A modellben használt szivárgási tényező értékek (a szerző saját készítése)
58
5.2.5.2 Porozitás A modellrétegekben 0,15 effektív és 0,3 összes porozitás értékeket használtam, kivéve azokat a rétegeket (Újfalui formáció), ahova a vizsgált kutak telepítve lettek. Itt az MFGIben a cselekvési terv keretein belül készült porozitás térképek adatait használtam. A 9-14 modellrétegekben használt porozitás értékeket a 40. ábra mutatja.
40. ábra A 9–14 modellrétegekben (Újfalui formáció) használt effektív és összes porozitás értékek (a szerző saját készítése) 5.2.5.3 Termelések, hozamok A modellezés során a NeKI (Nemzeti Környezetügyi Intézet)-től kapott éves termelési adatokat használtam fel. Mivel a geotermikus rendszer a 2011-es évben indult, ezért az azévi, 5. táblázatban látható éves termelési adatokat használtam.
59
5. táblázat Víztermelések a 2011-es évben a modellezett területen belül (NeKI, 2011) (A termelési ráta oszlopában megadott negatív számok a termelt, a pozitívak pedig a visszasajtolt vízmennyiséget jelentik)
5.3
A modell futtatása
A modellezés során azt a stratégiát követtem, hogy a legegyszerűbb verzióval kezdtem, aztán haladtam a bonyolultabb, komplexebb problémák felé. 5.3.1 Kalibráció Az éves egyidejű egyenletes eloszlású hidraulikus potenciálértékek mért adatainak hiánya okozza a fő problémát a regionális modell-kalibrálás során. A probléma megoldásához a kutak létesítéskori mért értékeit használtam. Az MFGI vízföldtani adattárából gyűjtöttem adatokat egy viszonylag ’nyugodt’ időszakra (1990–2010) Ezen időszakban a rendszerünkhöz legközelebbi termálvíz megfigyelő kutak nem jeleztek tartós vízszintsüllyedést. A „talajvizes” és a felső-pannóniai termálvizes rétegeket szűrőző kutak adatai kalibrációhoz nem megfelelőek.. Az első esetben a felszín lokális pontatlansága és a vízszintmérés pontos helyének (csőperem, felszín, stb) bizonytalansága jelenthet gondot. A felső-pannóniai rétegekben szűrőzött kutak vízszintjeit szintén nem tudtam kalibrációra felhasználni, mivel a nyugalmi vízszint mérésének körülményei tisztázatlanok, azaz nem
60
tükrözik a geotermikus állapotra lehűlt viszonyokat, ráadásul különböző időszakokra vonatkoznak. A kvarter korú rétegeket szűrőző kutak adataival történő kalibrációs eredmények a 41. ábrán láthatóak. Látható, hogy az átlagos eltérés a mért és számított vízszintek között mindössze közel 0,5 méter.
41. ábra Kalibrációs eredmények: A számított és a mért potenciál eloszlás a hidegvizes, nyomás alatti víztartókban (a szerző saját készítése) A modell eredményei, outputjai
5.4
A modell fő eredményei, outputjai a következők: -
vízszint térképek; hidraulikus potenciál térképek, melyek a termelést megelőző időszak ’nyugalmi’ állapotát mutatják be potenciáltérképek, melyek termelések hatását tükrözik, depressziós térképek, különböző scenárió modellek a termelő és visszasajtoló kutak hozamadatainak változtatásával; felszín alatti vízmérleg (zone budget) a különböző hidrosztratigráfiai egységek kommunikációjának mennyiségi meghatározására; a vizsgált kutak áramlási vonal, pálya és elérési idő térképek;
61
A modell eredményei segítenek továbbá: -
a rendszer jobb megértésében; lehetővé teszik lokális, kisméretű modellek felépítését, segítik a geotermikus rendszer fejlesztésének javaslattételét.
5.4.1 Talajvízszint térkép A 42. ábrán látható modellezett talajvízszint a termelés előtti állapotot mutatja, azaz jelzi a talajvíz délkeletről északnyugat, nyugat felé való áramlását. A talajvíz-tükör esése ezenközben a 90 mBf szintről 78 mBf szintre csökken. Az eredmények közelítő értékek, a vízszintek a felszíni vízfolyásokkal nem lettek kalibrálva, mivel elenyészően kis hatása van a felső-pannóniai korú képződményekben tárolt vizek áramlási viszonyaira.
42. ábra A modellezett nyugalmi talajvíz potenciáleloszlása mBf-i magasságban (a szerző saját készítése) 5.4.2 Hidraulikus potenciál 3D-ben A fontosabb rétegvíztartó modellrétegek termelés nélküli, nyugalmi potenciálszintjeit a XIX–XXI. mellékleteken, míg a 2011-es év termelt állapotához tartozó nyomásszinteket a XXII–XXIV. mellékleteken láthatjuk. Fontos megjegyeznem, hogy a számított értékek 1000 kg/m3-es sűrűségű hidegvízre vonatkoznak. A valós értékek reprezentálásához sűrűségkorrekció szükséges. 62
Látható, hogy a kvarter korú vízadó rétegekben 1,5–2 méteres, a felső-pannóniai korú Nagyalföldi+Zagyvai formációk vízadó rétegeiben 4–6 méteres, míg az Újfalui formáció feküjéhez közeli homokköveiben átlagosan 2–8 méteres vízszintsüllyedés következett be. A vizsgált orosházi kutak szűrője a 11. modellrétegbe esnek. Az itt számított vízszintkülönbség (depresszió) a termelés előtti és a termelt állapot között a 43. ábrán látható. A pozitív depresszió értékek vízszintsüllyedést jeleznek.
43. ábra A számított depresszió izovonalak (méter) a 11. modellrétegben (a szerző saját készítése)
5.4.3 A vizsgált kutakhoz tartozó áramlási vonalak, elérési idők A geotermikus rendszerben szereplő kutak egymásra és környezetükre való hatásainak vizsgálatára különböző modellváltozatokat készítettem. Az első esetben azt vizsgáltam, hogy mekkora vízszintváltozást okoz a termelő kút a visszatápláló kutak nélkül. A XXV. melléklet mutatja a visszasajtoló kutak nélküli vízszinteket. Ezt követően a termelő kút hozamát 400 m3/nap-nak, a visszasajtoló kutak betáplált hozamát 200–200 m3/nap-nak választottam. A 44. ábrán látható, hogy a visszasajtoló kutak beindítását követően a vízszint a V–1 és V–2 kutaknál 10 méterrel, míg a B–770 termelő kútnál 3–3,5 méterrel 63
emelkedik. A visszatáplálás regionális hatása is látható, a termelőkúttól 2–2,5 km-es távolságban is mintegy 2 méteres vízszintemelkedés tapasztalható.
44. ábra A számított depresszió izovonalak (méterben) a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak (V1=2003/nap, V2=200m3/nap) beindítása után (a szerző saját készítése)
A termelő kút számított áramvonalait és az 50 éves elérési időkhöz tartozó távolságokat a 45. ábra szemlélteti. A kitermelt és visszatáplált hozamok változatlanok. Látható, hogy a termelő kútba a V1–es visszasajtoló kútból körülbelül 150 év, míg a V2-es visszasajtoló kútból körülbelül 200 év alatt jut el a víz.
64
45. ábra A számított depressziók (lila), áramvonalak (vörös) és 20 éves elérési idők (vörös nyilak) a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak beindítása után, V1=200 m3/nap, V2=200m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett (a szerző saját készítése)
5.4.3.1 A visszasajtoló kutak hatásvizsgálata a különböző arányú betáplált vízmennyiségek feltételezésével Első esetben azt vizsgáltam, hogy milyen változások történnek, ha a V–1-es kút visszasajtolt vízmennyiségét 300 m3/nap-os, míg a V–2–es kútét 100 m3/nap-os hozamra változtatom. A V–1-es kútnál a vízszint 3,7 méteres emelkedést, a V2-es kútnál 3,2 méteres csökkenést mutat. A 46. ábrán látható, hogy a V1 kútból körülbelül 120 évre csökken, míg a V–2-es kútból körülbelül 260 évre nő a termelő kútba való áramlás időtartama. Második esetben a V–2-es kútban növeltem 300 m3/nap-ra a hozamot, miközben a V–1-es kútban 100 m3/nap-ra csökkentettem. Ebben az esetben a V–1-es kútból körülbelül 200 évre, míg a V–2-es kútból körülbelül 150 évre változott a termelőkút elérésének időtartama (47. ábra). 65
46. ábra A számított depressziók (lila), áramvonalak (vörös) és 20 éves elérési idők (vörös nyilak) a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak beindítása után, V1=300 m3/nap, V2=100m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett (a szerző saját készítése)
66
47. ábra A számított depressziók (lila), áramvonalak (vörös) és 20 éves elérési idők (vörös nyilak) a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak beindítása után, V1=100 m3/nap, V2=300m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett (a szerző saját készítése)
A különböző szcenáriók alapján megállapítható, hogy a jelenlegi hozamokkal való üzemeltetéshez a visszasajtoló kutak horizontális távolsága túlságosan nagy. Egy geotermikus kútpár hasonló porózus közegbe való telepítésénél a visszasajtoló kutak helyének kiválasztásánál érdemes figyelembe venni a numerikus áramlási és hőtranszport modellezés eredményeit is. 5.4.3.2 A termelő és a visszasajtoló kutak hozamnövelésének hatásvizsgálata A modellezés alapján megállapítható, hogy az ismert hozamok mellett a termelő kút a visszasajtoló kutakhoz képest túl nagy távolságra van. Az ideális távolság az lenne, ha a leggyorsabb vízáramlási pálya mentén a vízrészecske nagyjából annyi idő alatt érne át, mint amennyi a geotermikus rendszer tervezett időtartama. Ekkor még nem következik be a besajtolt hidegebb víz áttörése, ugyanakkor a visszatáplált víz nyomása viszont
67
kedvezően segíti a rétegenergia fenntartását. A következőkben azt vizsgálom, hogy milyen változások történnek, ha a hozamokat 2x-es, 5x-ös és 10x-ére növelem. A kétszeres hozamnövelés esetén (V–1=V–2= 400 m3/nap, T= -800 m3/nap) a termelő kútban 10 méteres vízszint csökkenést, a visszasajtoló kutakban 5 méteres vízszintemelkedést láthatunk (XXVI. melléklet). A XXVII. mellékleten az ötszörös, míg a XXVIII. mellékleten a tízszeres értékre növelt mennyiségek hatását láthatjuk. A visszasajtoló kutakban 5x, illetve 10x-es hozamnövelésnél 20 ill. 50 méteres vízszintemelkedés, a termelő kútban 60, ill. 100 méteres vízszintsüllyedés tapasztalható. A XXVIII. mellékleten látható, hogy még a 10x-es hozamnöveléseknél is több, mint 10 év a legrövidebb áramvonalak mentén az az időtartam, míg a termelő kútban megjelenik a besajtolt víz.
5.4.4 Vízmérleg számítás (Zone Budget) Ahhoz, hogy jobban megértsük az áramlási rendszert, célszerű megismernünk az egymással kommunikáló hidrosztratigráfiai egységek vertikális kapcsolatát és a peremeken ki, illetve beáramló vízmennyiségeket. A 48. ábrán látható módon jelöltem ki a ’Zone Budget’-eket, vagyis mindegyik hidrosztratigráfiai egységet külön kezeltem. Az Újfalui formációt tovább finomítottam, mivel a vizsgált kutak szűrőzött szakaszai ezen formációt reprezentáló, 11. modellrétegben találhatóak.
68
48. ábra A modellben kijelölt ’zone budget’-ek, ahol a kék a negyedidőszaki, a zöld a Nagyalföldi+Zagyvai formáció ,a lila az Újfalui formáció, a sárga az Algyői formáció, a világos barna a Szolnoki formáció, míg a szürke a túlnyomásos Endrődi formáció képződményeit jelzi (a szerző saját készítése) Mind a rendszerünk kútjait ellátó modellréteg alatti, mind a feletti lévő Újfalui formáció képződményeket külön jelöltem, így választ kaphatunk arra a fontos kérdésre, hogy a kutakhoz honnan és mennyi víz áramlik. A számítás a termelt állapotban lévő vízáramlások mellett történt. A különböző zónák kapcsolatát és az átáramló vízmennyiségeket a XXIX. mellékleten láthatjuk. Megfigyelhető, hogy a 11. modellréteg legnagyobb utánpótlódását felülről (1054 m3/nap) kapja. Oldalról, a modellterületen kívülről 385 m3/nap, míg alulról mindössze 8 m3/nap hozamú vízmennyiség érkezik. A visszasajtoló kutakból a termelő kútba áramló víz mennyiségi számítását a 6. táblázat szemlélteti. Látható, hogy a kitermelt vízmennyiség (400 m3/nap) felét a V–1-es kútból, negyedét a V–2-es kútból, a többi részét pedig Ny-DNy-i irányból kapja.
69
3
m /nap
V-1
V-1
V-2
T
Újfalui formáció felső
Újfalui formáció középső
Újfalui formáció alsó
38
200
0,2
194
1
101
0,2
200
2
0
0
0
1050
0
V-2
72
T
0
0
Újfalui formáció felső
2
3
0
Újfalui formáció középső
160
132
99
0,6
Újfalui formáció alsó
1
1
0
0
0
6
6. táblázat A vízadó réteg és a kutak közötti vízáramlás mennyiségi eloszlása, ahol a sor jelzi hogy honnan, az oszlop pedig a hova történik a víz áramlása (a szerző saját készítése) A nyomásadatok feldolgozásából, a vízmérleg-számításokból, az áramlási pályákból és az elérési időkből megállapítható, hogy a termelő kút és a V–1-es visszasajtoló kút között nagyságrendekkel jobb hidraulikus feltételezhető. Az eddig elvégzett vizsgálatok és számítások azt mutatják, hogy a termelő és a V–1-es visszasajtoló kút között egy kvázi zárt rendszer alakulhatott ki, mely azt jelenti, hogy a termelőkút által okozott nyomásesés közvetlen hatással lehet a V–1- jelű visszasajtoló kútra. Ez magyarázatot adhat a V–1-kút hirtelen nyomáscsökkenésére.
70
6 Összefoglalás, javaslatok
A dolgozat első részében a geotermikus energiáról végeztem szakirodalmi kutatást, mely egy általános bevezető után kiterjedt a geotermikus energia kitermelésének lehetőségeire és a kitermelő rendszer felépítésére. Külön foglalkoztam Magyarország geotermikus adottságaival, elsősorban a geotermikus rezervoárok típusait tanulmányoztam. A második szakaszban az Orosháza-Gyopárosfürdő tágabb környezetének megismeréséhez végeztem többek között morfológiai, talajtani, tektonikai, földtani és vízföldtani szakirodalmi kutatást. Ezen ismeretek (réteghatárok, peremfeltételek, fizikai paraméterek, stb.) hasznos információkat szolgáltak a hidrodinamikai modell felépítéséhez. A harmadik blokkban az Orosháza-Gyopárosfürdő geotermikus rendszer részletesebb felépítését és működését mutattam be. Itt a geotermikus rendszer kútjairól végeztem összehasonlító elemzést (kútkiképzés, víz- és gázelemzés, nyomás, hőmérséklet), mellyel a termelő-visszasajtoló kútcsoport üzemelésének fenntarthatóságát vizsgáltam. A kutak között a legszembetűnőbb különbség a gáztartalomban mutatkozik. A termelő kútban jóval kevesebb gázmennyiséget mértek, mint a visszasajtoló kutakban, melynek oka a mérés pontatlansága is lehet. A többi vizsgálat eredményei (szűrőzési mélység, vízösszetétel, nyomás és hőmérséklet) alapján a termelő és visszasajtoló kutak ugyanazon vízadó rétegbe való szűrőzése valószínűsíthető. Terepi bejárás és mintavételezés során választ kerestem a rendszer elemeinek és azok összeszerelésének minőségére. Két vízmintavételezési pontot jelöltem ki, az egyiket a termelő kút mintavételi csapjánál (mielőtt beáramlik a rendszerbe a víz), a másikat a V-2 kút mintavételi csapjánál (miután áthaladt a rendszeren a víz). A vízminőségben alig észrevehető különbség mutatkozott, mely egy kiválóan összeállított geotermikus rendszerről ad tanúságot. A dolgozat utolsó részében a modellezés menetét ismertettem. A terület lehatárolásának bemutatása után a modell peremfeltételeit adtam meg (beszivárgás, GHB, drén, stb.), majd parametrizáltam (szivárgási tényező, porozitás, termelési adatok, stb.). A pontosabb eredmény érdekében a rácshálót sűrítettem a vizsgált kutak környékén. Mivel a kutak a felső pannóniai korú Újfalui formációt szűrőzik, ezért ezt a modellréteget szintén sűrítettem. Ezt követte a modell futtatása és kalibrálása. Végezetül bemutattam a főbb
71
hidrodinamikai egységekre kapott nyugalmi, és a 2011-es év legfőbb víztermelései során kialakult potenciálszinteket, továbbá szemléltettem a visszasajtolás fontosságát. A visszasajtoló kutak beindítását követően a vízszint a V–1 és V–2 kutaknál 10 méteres, míg a B–770 termelő kútnál 3–3,5 méteres emelkedést mutatott. A visszatáplálás regionális hatása is látható, a termelőkúttól 2–2,5 km-es távolságban is mintegy 2 méteres vízszintemelkedés tapasztalható. A ’steady-state’, vagy másképpen permanens modell és a szcenárió modellek eredményei alapján megállapítható, hogy a kutak távolsága a használt vízmennyiséghez képest túlságosan nagy. Emiatt egy esetleges bővítés (nagyobb vízmennyiség) lehetőségét vizsgáltam a szcenárió modellekkel, miszerint egy kétszeres vízmennyiség használata is fenntartható lenne, egy megfelelő geotermikus védőidom mellett.
72
7 Summary The first part in my thesis I have collected and presented the relevant literature on the fundamentals of geothermal energy considering resources, utilizations, and effectiveness. Furthermore, I have given an overview on geothermal utilization systems. Follow that, I have given a thorough overview on the Hungarian geothermal environment and geothermal reservoirs. In the second block of my study, I have described the morphology, geology, and the hydrogeology settings of the study area (Orosháza-Gyopárosfürdő region), following that I have used the collected information to build conceptual then hydrodynamic models. The third part of my thesis, I have introduced the technical details of OrosházaGyopárosfürdő geothermal system and I have compared the production and injection wells based on their physical and chemical properties as borehole casing structure, water- and gas composition, pressure, temperature, and so on. Moreover, I have evaluated the changes in water chemistry between production and injection wells to indicate the conditions of the utilization system. In the last part of my study, I have delineated the details of the completed hydrodynamic model, the boundary conditions, physical parameters, calibrations. Subsequently, I have presented the results of the steady state model focusing on the Upper Pannonian aquifer system in the region. Successively, to better understand the geothermal system, I have modeled a multiplet well setup in the study area and evaluated its effects. In the case of the given multiplet the model indicates the three-dimensional hydraulic head distribution in the relevant aquifer layers. Finally, the scenario models demonstrate the positive effect of reinjection and partly the possibilities for further increased production.
73
8 Köszönetnyilvánítás A dolgozat elkészítéséhez nyújtott segítségéért, hasznos tanácsaiért köszönetet mondok témavezetőmnek, Dr. Tóth Anikó Nóra egyetemi docensnek. Köszönettel tartozom a hidrodinamikai modell elkészítéséhez nyújtott segítségéért, tanácsaiért, észrevételeiért, építő kritikáiért az MFGI Vízföldtani főosztály kutatójának, Tóth Györgynek. Külön köszönöm Dr. Szőcs Teodóra főosztályvezető asszony önzetlen segítségét, támogatását és hasznos, szakmai tanácsait. Köszönöm Szita Gábornak, a PORCIÓ Műszaki Fejlesztési és Vállalkozási Kft. ügyvezetőjének az adatszolgáltatást, a rendszer bemutatását és az önzetlen segítséget. Köszönet illeti a Magyar Földtani és Geofizikai Intézet munkatársait, különösképpen a Vízföldtani főosztályon dolgozókat és a NeKI alkalmazottjait, hogy a vizsgált területre eső víztermelő kutak adatainak rendelkezésemre bocsátásával segítették a munkámat.
74
9 Irodalomjegyzék
A., Nador, Gy., Toth, T., Szocs, A., Rotar-Szalkai, Gy., Maros (2010): Geological resources: cross border geothermal energy (Magyar Tudományok Ünnepéhez kapcsolódó Finn Napok. The Earth is ours, what do we do for it? Ground-, Mineral and Thermal Water Challenges and Opportunities of the 21st Century. 9-10. 11., MTA, Budapest) Alliquander, Ö. (1968): Rotari fúrás (Műszaki Könyvkiadó, Budapest) Árkai, P., Bérczi-Makk, A., Balogh, K. (2000): Alpine low-T prograde metamorphism int he post-Vaiscan basement of the Great Plain, Tisza Unit (Pannonian Basin, Hungary) (Acta Geologica Hungarica) Árkai, P., Nagy, G., Dobosi, G. (1985): Polymetamorphic evolution of the SouthHungarian crystalline basement, Pannonian Basin: geotermometric and geobarometric data (Acta Geologica Hungarica) Bobok, E., Tóth, A. (2005): Megújuló energiák (Miskolci Egyetemi Kiadó; Miskolc) Bobok, E. és Tóth, A. (2010): Helyzetkép a geotermikus energia termeléséről és hasznosításáról (www.mta.hu) Chapman, D. – Rybach, L. (1985): Heat flow anomalies and their interpretation (Journal of Geodynamics, 4) Csáth, B.(1964): Hidraulikus rétegrepesztéses vízhozamnövelő eljárás (Hidrológiai közlöny, 1964. 4.sz) Dövényi, Z. (2010): Magyarország kistájainak katasztere. Második, átdolgozott és bővített kiadás (MTA Földrajztudományi Kutató Intézet, Budapest) Drilling (Sandia National Laboratories, USA, 2010) Dövényi, P.-Horváth, F. (1988): A review of temperature, thermal conductivity, and heat flow data for the Pannonian Basin, in Royden, L. H.-Horváth, F. editors: The Pannonian Basin; a study in basin evolution (American Association of Petroleum Geologist Memoir 45) Fekete, J, Sajgó, Cs., Horváth, I., Kárpáti, Z., (2010): Összefüggés hazai hévizeink izotópos kora, hőmérséklete, szervetlen és szerves fáciesei között (Hidrológiai Közlöny, 0018-1323. 90/3) Haas, J., Budai, T., Csontos, L., Fodor, L., Konrád, Gy. (2010): Magyarország prekainozoos földtani térképe, 1:500 000 (Földtani Intézet kiadványa)
75
Hajnal, Z., Reilkoff, B., Posgay, K., Hegedűs, E., Takács, E., Asudeh, I., St. Mueller, Ansorge J., Deiaco, P. (1996): Crustal scale extension int he Central Pannonian basin (Tectonophysics) Horváth, I., Tóth, Gy. (2008): Termálvizeink geokémiája. — Tudomány ünnepe, Szakülés a hévizekről Horváth, F., Rumpler, J. (1984): The pannonian basement: extension and subsidence of an Alpine orogene (Acta Geologica Hungarica 27) Hussain Rabia (2003): Well Engineering & Construction Jochánné, E., Horváth, I., Jordán, Gy., Muráti, J., Tóth, Gy., et al. (2005): A fürdőfejlesztésekkel kapcsolatban a hazai termálvízkészlet fenntartható hasznosításáról és a használt víz kezeléséről szóló hidrogeológiai kutatás (MÁFI, Budapest) J., Finger, D., Blakenship (2010): Handbook of Best Practices for Geothermal Juhász, Gy. (1992): A pannóniai (s.I.) formációk térképezése az Alföldön: elterjedés, fácies és üledékes környezet (Földtani Közlöny 122) Juhász, J. (2002): Hidrogeológia (Akadémiai Kiadó, Budapest) Kiss, K., Sőreg, V., Balázs, E-né, Bujdosó, I., Szentgyörgyi, K.-né, Tatár, A.-né, Tóth, L.-né, Tóthné Medvei, Zs., Vadász, Gy.-né, Nagy, Gy.-né (2002): Zárójelentés a 96. Gádoros kutatási területen végzett szénhidrogénkutatási tevékenységről (MOL, FGBA T. 20617) Kovács, Zs., Gyuricza, Gy., et al. (2014): Békéscsaba szénhidrogén koncesszióra javasolt terület komplex érzékenységi és terhelhetőségi vizsgálati jelentése (Budapest, MFGI, MBFH, NeKI) Lenkey, L. (1999): Geothermics of the Pannonian Basin and it’s bearing on the tectonics basin evolution (FEBO, Enschede) Mádlné Szőnyi, J. (2006): A geotermikus energia (Grafon Kiadó, Nagykovácsi) Magyar, I. (2010): A Pannon-medence ősföldrajza és környezeti viszonyai a késő miocénben (Geolitera, SZTE TTIK Földrajzi és Földtani Tanszékcsoport, Szeged) Magyar, I., Juhász, Gy., Szurominé Korecz, A., Sütőné Szentai, M. (2004): A pannóniai Tótkomlósi Mészmárga Tagozat képződményeinek kifejlődése és kora a Battonya-pusztaföldvári hátság környezetében (Földtani Közlöny 134/4) Marosi, S., Somogyi, S. (1990): Magyarország kistájainak katasztere I. (MTA, Földrajztudományi Kutatóintézet, Budapest)
76
Nádor, A., Tóth, Gy., Muráti, J., Szőcs, T., Jordán, Gy., (2010): „Geotermia határon innen és túl (a MÁFI kutatási projektjei”, VI. (Kistelek) Nemzetközi Geotermikus Konferencia – Magyar Termálenergia Társaság, 2010. március 4., Budapest) Nagy, GY.-né, Pusztai, J., Soós, S. (1997a): Zárójelentés az 5. sz. Battonya– pusztaföldvári gerinc északi szárnya területen végzett szénhidrogénkutatási tevékenységről (Orosháza, Nagyszénás, Gádoros, Székkutas). – MOL Magyar Olaj És Gázipari Nyrt. – MBFH Országos Bányászati és Földtani Adattár) Nemcok, M., Pogácsás, Gy., Pospisil, L., (2006): Activity timing of the main tectonic system int he Carpathian-Pannonian region in relation to the rollback destruction of the lithosphere–In: Golonka, J., Picha, F.J. (eds): The Carphatians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources (AAPG Memoir 84) Nina, R., Tóth, Gy. (2013): Vízföldtani koncepcionális modell a Geotermikus hasznosítások számbavétele és közös hévízgazdálkodási terv előkészítése a Mura-Zala medencében projekt keretében (GeoZS, MÁFI) Pap, S. (1993): Fábiánsebestyén-Nagyszénás-Orosháza környékének mélyföldtana (Földtani Közlöny 123/1) Pokordi, L. (2008): Geotermikus rendszerek modellezése (kutatási jelentés, Geotermikus fűtési rendszerek optimalizálása program) Posgay, K., Takács, E., Szalay, I., Bodoky, T., Hegedűs, E., Kántor, I., Tímár, Z., Varga, G., Bérczi, I., Szalay, Á., Nagy, Z., Pápa, A., Hajnal, Z., Reilkoff, B., Mueller, S., Ansorge, J., Deiaco, R., Asudeh, I. (1996): International deep reflection survey along the Hungarian geotraverse (AGU Geophysical Transactions) Rónai A. (1961): Az Alföld talajvíztérképe (A Magyar Állami Földtani Intézet alkalmi kiadványa, Budapest) Rónai, A., Boczán, B., Franyó, F., Körössy, L., Szepesházy, K., Széles, M., Szűcs, L., Wein, Gy. (1974): Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához (Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest) Rotár-Szalkai, Á., Gál, N., Szőcs, T., Tóth, Gy., Andrej Lapanje, R., Cernak, G., Goetzl, G., Schubert (2013): Geotermikus rezervoárok a Pannon-medence nyugati részén (Transenergy, transenergy-eu.geologie.ac.at) Royden H.L., Horváth F. (eds) (1988): The Pannonian Basin (A study in basin evolution–AAPG Memoir 45) Rybach, L. (ed.) (1985): Heat flow and geothermal processes – In: Proceedings of IUGG Interdisciplinary Symposium No. 10, Hamburg, Germany (August, 1983) 77
Schlumberger Water Services (2005): Visual Modflow kézikönyv Szederkényi T. (1998): A Dél-Dunántúl és az Alföld kristályos aljzatának rétegtana – In: Bérczi I., Jámbor Á. (szerk.): Magyarország geológiai képződmények rétegtana (Mol Rt., MÁFI kiadvány, Budapest) Szentgyörgyi K.-né, Erdei M., S., Szalainé Bánlaki E., Bujdosó I., Gajdos I., Eszes, I.né, Nagy Gy.-né, Soós S., Pusztai J., Soós, S., (1997a): Zárójelentés a 5. sz Battonyapusztaföldvári gerinc északi szárnya területen végzett szénhidrogénkutatási tevékenységről (Gyoma-Örménykút-Kondoros kutatási terület) (MOL Magyar Olaj és Gázipari Nyrt. – MBFH Országos Bányászati és Földtani Adattár, T. 20126) Szentgyörgyi K.-né, Erdei M., S. Bodor É., Szalainé Bánlaki E., Balázs E.-né, Bujdosó I., Gajdos I., Nagy Gy.-né, Soós S. (1997b): Zárójelentés a 13. Kondoros és környéke területen végzett szénhidrogénkutatási tevékenységről (Gyoma-Örménykút-Kondoros kutatási terület) (MOL Magyar Olaj és Gázipari Nyrt. – MBFH Országos Bányászati és Földtani Adattár) Szentgyörgyi, K.-né, Bodor, É., Szalainé Bánlaki, E., Kormos, L., Tirpák, I., Vargáné Tóth, I., Tóth, J., Bujdosó, I., Gajdos, I., et al. (1997c): Zárójelentés a 15. Körösladány és környéke területen végzett szénhidrogén-kutatási tevékenységről (MOL Nyrt. — MBFH Országos Bányászati és Földtani Adattár, T. 20128) Szentgyörgyi, K.-né, Amran, A., Sőreg, V., Balázs, E.-né, Eszes, I.-né, Krusoczki, T. GY., Papp, K., Pusztai, J., Szabóné László, A., Berecz, F., Pócsik, M., et.al. (2010): Zárójelentés a 100. Darvas-Komádi területen végzett szénhidrogén-kutatási tevékenységről (MOL Nyrt. — MBFH Országos Bányászati és Földtani Adattár, T. 22416)Szentgyörgyi, K.-né, Amran, A., Sőreg, V., Balázs, E.-né, Eszes, I.-né, Juhász, Gy., Krusoczki, T. GY., Papp, K., Pusztai, J., Gyergyói, L., Zsuppán, Gy., Bárány, Á., Kormos, L., Vida, E., Szín, L., Tatár, A.-né, Török, J.-né (2012): Zárójelentés a 129. Békéscsaba területen végzett szénhidrogén-kutatási tevékenységről (MOL Nyrt. — MBFH Országos Bányászati és Földtani Adattár) Sztanó O., Szafián P., Magyar I., Horányi A., Bada G., Hughes D. W., Hoyer D. L., Awilis R. J. (2012): Aggradation and progradation controlled clinothems and deep-water sand delivery model in the Neogene Lake Pannon, Makó Through, Pannonian Basin, SE Hungary (Glob. Planet Change) T. Szocs, Gy. Toth, I. Horvath (2008): Using stable isotope data to characterise flow systems in the Pannonian Basin, Hungary. In: Calibration and Reliability in —
78
Groundwater Modelling: Credibility of Modelling (ed. J. C. Refsgaard et al.). IAHS Publication 320., pp. 131–136. T., Szocs, Gy., Toth, N., Gal (2011): Transboundary groundwater bodies in Hungary (Workshop on Transboundary Water Resources, Management in Western and Central Europe. Budapest 8-10. February 2011) Tanács J., Rálisch L.-né (1990): Magyarország kainozoos képződményeinek alulnézeti térképe 1:500 000 (MÁFI kiadvány) Tari G., Dövényi P., Dunki I., Horváth F., Lenkey L., Stefanescu M., Szafián P., Tóth T. (1999): Lithospheric structure of the Pannonian basin derived from seismic gravity and geothermal data – In: Durnad B., Jolivet L., Horváth F., Séranne M. (eds.) The Mediterran Basins: tertiary Extension within the Alpine Orogen (Geological Society, London, Special Publications) Tóth Gy., Horváth I. (2005): Az Alföld mélységi vizeinek vízgeokémiai értékelése áramlási és transzportmodellezéssel (Előadás, Nagyvárad) Tóth Gy., Horváth I., Muráti J., Rotárné Sz. Á., Szőcs T., Vető I., (2010): „XL Pannon hidrogeológiai modell fejlesztése és lehetőségei a vízgyűjtő gazdálkodásban”, XVII. Konferencia a felszín alatti vizekről, 2010. március 24-25., Siófok Tóth Gy., Rotárné Sz. Á., Horváth I. (2005): A Kárpát-medence magyarországi részének hidrogeológiai modellezése (MÁFI, Budapest) Tóth Gy., Rotárné Szalkai Á., Szőcs T. (2012): Egyszer fent, egyszer lent; hidrogeológiai modellezés, a vízgazdálkodás és a geotermikus energiagazdálkodás kapcsolatai. („Új utak a földtudományban” előadássorozat. Budapest. 2012. október 17.) Tóth Gy., Szőcs T. (2008): Felszín alatti vizeink – határok nélkül (Magyar tudomány ünnepe. MTA. 2008.11.04. Budapest) Tóth Gy., Szűcs A., Szőcs T. (2012): Mélységi pórusterek konkurens és harmonizált használata, különös tekintettel a széndioxid földtani tárolására Magyarországon (A CCS technológia nemzetközi és hazai helyzete és lehetőségei Konferencia, Budapest 2012. április 24) Tóth J., Sheng G. (1996): Enhancing safety of nuclear waste disposal by exploiting regional groundwater flow: The Recharge Area Concept (Hydrogeology Journal 4/4) Urbancsek J. (1977): Magyarország mélyfúrású kútjainak katasztere, VII kötet. A pannóniai medence mélységi víztározói (Országos Vízügyi Hivatal Vízgazdálkodási Intézet kiadása, Budapest)
79
Vető I., Horváth I., Tóth Gy. (2004): A magyarországi termálvizek geokémiájának vázlata (Magyar Kémiai Folyóirat 109-110/4.sz) Wright, P. M. – Culver, G. (1998): Natural of geothermal resources – In: Lund, J. W. (ed.) (1998): Geothermal direct use engineering and design. Guidebook, 27-60, Geo-Heat Center, Oregon Institute og Technology, Klamath Falls, Oregon Zilahi-Sebess L. (2013): Geotermikus Rezervoárok – Országos geotermikus potenciálfelmérés eredményei („Új utak a földtudományban” előadássorozat. Budapest, 2013) Zilahi-Sebess, L., Merényi, L., Gulyás, Á., Paszera, Gy., Tóth, Gy., Boda, E., Budai, T. (2012): A hazai energiahordozó vagyon hasznosítása: Készletgazdálkodási és hasznosítási cselekvési terv. Magyarország geotermikus potenciálja (MFGI, Zárójelentés)
80
10 Ábrajegyzék 1. ábra A Föld belső szerkezete és hőmérséklete ................................................................ 3 2. ábra A Föld főbb lemeztektonikai egységei .................................................................... 4 3. ábra A víz fázisdiagramja ................................................................................................ 5 4. ábra A Kárpát-medence sekélygeotermikus potenciál térképe ..................................... 10 5. ábra Fő rezervoár típusok elvi sémája ........................................................................... 11 6. ábra Medenceüledékek hőtartalma (GJ/m2) .................................................................. 12 7. ábra Becsült 2000 méter alatti hézagvastagság az alaphegységi karbonátokban .......... 13 8. ábra Szegedi geotermikus fúrás ..................................................................................... 15 9. ábra A fontosabb talajtípusok eloszlása a vizsgált területen ......................................... 17 10. ábra A Tiszai nagyszerkezeti egység felső karbon képződményei elterjedésének vázlata a vizsgált terület feltűntetésével .............................................................................. 18 11. ábra A medencealjzat szerkezeti egységei .................................................................. 19 12. ábra A neogén szerkezetek csapásirányára merőleges regionális földtani szelvény a Pannon-medence DK-i részén ............................................................................................. 20 13. ábra A pretercier medencealjzat blokk diagramja ....................................................... 21 14. ábra A kréta takarós áttolódások irányába eső regionális földtani szelvény a Pannonmedence DK-i részén........................................................................................................... 23 15. ábra A modellezett terület prekainozoos földtani térképe az aljzat mélységének izovonalaival........................................................................................................................ 24 16. ábra A neogén üledékek medencealjzatának mélysége és kifejlődése Fábiánsebestyén–Gádoros–Nagyszénás–Orosháza térségében ........................................... 25 17. ábra A Fábiánsebestyén–Gádoros–Nagyszénás–Orosháza területre jellemző ÉNy– DK-irányú földtani szelvény ............................................................................................... 26 18. ábra A Fábiánsebestyén Fáb–4 fúrás alsó részén feltárt képződmények .................... 28 19. ábra A békéscsabai vizsgálati területre eső földtani szelvények, fontosabb fúrások és a területre eső települések....................................................................................................... 30 20. ábra 1. számú, mélyföldtani szelvény a Békéscsaba vizsgálati terület K-i részén ...... 31 21. ábra A pannóniai képződmények vázlatos rétegtani-szedimentológiai szelvénye az Alföld D-i részén ................................................................................................................. 32 22. ábra 2-es számú földtani szelvény –600 m-es mélységig, mely a Békéscsaba vizsgálati területet DNy–ÉK-i irányban szeli keresztül ....................................................................... 35
81
23. ábra 3-as számú földtani szelvény –400 m-es mélységig, mely a Békéscsaba vizsgálati területet ÉNy–DK-i irányban szeli keresztül ....................................................................... 36 24. ábra A felső-pannóniai korú Dunántúli Formációcsoport képződmények felszín alatti vizeinek nátrium, kalcium, klorid, hidrogén-karbonát és TDS értékei ............................... 38 25. ábra A termelő (kék) és a V1 visszasajtoló (piros) kút nyomás-mélység profilja ...... 42 26. ábra A kutakban lévő szűrők elhelyezkedése, a valószínűsített homokrétegek (színes sávok) és a reométerrel mért kútba áramló vízhozam százalékos eloszlásának feltüntetésével ...................................................................................................................... 45 27. ábra A geotermikus rendszer kútjainak víztípusai Piper-diagrammon ábrázolva ....... 46 28. ábra T-4 termelő kút vizének gáztartalma ................................................................... 47 29. ábra V-1 visszasajtoló kút vizének gáztartalma .......................................................... 47 30. ábra V-2 visszasajtoló kút vizének gáztartalma .......................................................... 48 31. ábra A T-4 termelő és a V–1 visszasajtoló kútban mért hőmérsékletek ..................... 49 32. ábra A termelő és visszasajtoló kutak elhelyezkedése ................................................ 50 33. ábra A termálvíz hasznosítás technológiája ................................................................ 51 34. ábra A távfelügyeleti program indulóképe .................................................................. 51 35. ábra A termelő kútnál és a V–2 jelű visszasajtoló kútnál vett vízminta alap komponenseinek összehasonlítása....................................................................................... 53 36. ábra A termelő kútnál és a V–2 jelű visszasajtoló kútnál vett vízminta nyomelemeinek összehasonlítása ................................................................................................................... 53 37. ábra A modellterületre fektetett rácsháló .................................................................... 55 38. ábra A GHB értelmező ábrája ..................................................................................... 57 39. ábra A modellben használt szivárgási tényező értékek ............................................... 58 40. ábra A 9–14 modellrétegekben (Újfalui formáció) használt effektív és összes porozitás értékek .................................................................................................................. 59 41. ábra Kalibrációs eredmények: A számított és a mért potenciál eloszlás a hidegvizes, nyomás alatti víztartókban ................................................................................................... 61 42. ábra A modellezett nyugalmi talajvíz potenciáleloszlása mBf-i magasságban ........... 62 43. ábra A számított depresszió izovonalak a 11. modellrétegben.................................... 63 44. ábra A számított depresszió izovonalak a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak beindítása után ..................................................................................................................... 64 45. ábra A számított depressziók, áramvonalak és 20 éves elérési idők a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak beindítása után ......................................................... 65
82
46. ábra A számított depressziók, áramvonalak és 20 éves elérési idők a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak beindítása után ......................................................... 66 47. ábra A számított depressziók, áramvonalak és 20 éves elérési idők a 11. modellrétegben a visszasajtoló kutak beindítása után ......................................................... 67 48. ábra A modellben kijelölt ’zone budget’-ek ................................................................ 69
83
11 Táblázatjegyzék 1. táblázat A geotermikus készletek csoportosítása a tárolókőzet hőmérséklete alapján .... 9 2. táblázat A geotermikus rendszer kútjainak alapadatai .................................................. 44 3. táblázat A terepi mintavételezés során mért adatok ...................................................... 52 4. táblázat A modellezett terület sarokponti koordinátái .................................................. 54 5. táblázat Víztermelések a 2011-es évben a modellezett területen belül ......................... 60 6. táblázat A vízadó réteg és a kutak közötti vízáramlás mennyiségi eloszlása ............... 70
84
12 Mellékletjegyzék I. MELLÉKLET : Az Orosháza B-770 jelű termelőkút vázlatos csövezési rajza (nem méretarányos) II. MELLÉKLET : Az Orosháza K-775 jelű V-1 visszasajtoló kút vázlatos csövezési rajza (nem méretarányos) III. MELLÉKLET : Az Orosháza K-776 jelű V-2 visszasajtoló kút vázlatos csövezési rajza (nem méretarányos) IV. MELLÉKLET : A klorid tartalom eloszlása a mélységi vizekben V. MELLÉKLET : A hidrogén-karbonát tartalom eloszlása a mélységi vizekben VI. MELLÉKLET : A kalcium tartalom eloszlása a mélységi vizekben VII. MELLÉKLET : A termelő és visszasajtoló kutak nyomásának és hozamának változása az idő függvényében VIII. MELLÉKLET : A termelő és visszasajtoló kutak hőmérsékletének változása az idő függvényében IX. MELLÉKLET : A 4. modellréteg (kvarter korú formációk) talpa X. MELLÉKLET : A 6. modellréteg (Nagyalföldi+Zagyvai formációk) talpa XI. MELLÉKLET : A 14. modellréteg (Újfalui formáció) talpa XII. MELLÉKLET : A 16. modellréteg (Algyői formáció) talpa XIII. MELLÉKLET : A 18. modellréteg (Szolnoki formáció) talpa XIV. MELLÉKLET : A 20. modellréteg (Pretercier alaphegység) felszíne XV. MELLÉKLET : Kalibrációhoz használt talajvízszintek XVI. MELLÉKLET : Kalibrációhoz használt kvarter vízszintek XVII. MELLÉKLET : Kalibrációhoz használt felső-pannóniai termálvízszintek XVIII. MELLÉKLET : Kalibrációhoz használt túlnyomás értékek XIX. MELLÉKLET : A 4. modellréteg (Kvarter korú formáció) nyugalmi, termelés nélküli potenciáleloszlása XX. MELLÉKLET : A 6. modellréteg (Nagyalföldi formáció) nyugalmi, termelés nélküli potenciáleloszlása XXI. MELLÉKLET : A 11. modellréteg (Újfalui formáció) nyugalmi, termelés nélküli potenciáleloszlása XXII. MELLÉKLET : A 4. modellréteg (Kvarter korú formáció) termelt állapothoz tartozó potenciáleloszlása
85
XXIII. MELLÉKLET : A 6. modellréteg (Nagyalföldi formáció) termelt állapothoz tartozó potenciáleloszlása XXIV. MELLÉKLET : A 11. modellréteg (Újfalui formáció) termelt állapothoz tartozó potenciáleloszlása XXV. MELLÉKLET : A termelő kút visszasajtolás nélküli állapothoz tartozó potenciáleloszlások a 11. modellrétegben XXVI. MELLÉKLET : A számított depressziók, áramvonalak és 20 éves elérési időka 11. modellrétegben T= -800 m3/nap-os termelt és V1=V2=400 m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett XXVII. MELLÉKLET : A számított depressziók, áramvonalakés 20 éves elérési idők a 11. modellrétegben T= -2000 m3/nap-os termelt és V1=V2=1000 m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett XXVIII. MELLÉKLET : A számított depressziók, áramvonalak és 5 éves elérési idők a 11. modellrétegben T= -4000 m3/nap-os termelt és V1=V2=2000 m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett XXIX. MELLÉKLET : A számított vízforgalmak (’Zone Budget’) a használt hidrosztratigráfiai egységek között, különös tekintettel a 11. modellrétegre
86
13 Mellékletek
87
I. MELLÉKLET Az Orosháza B-770 jelű termelőkút vázlatos csövezési rajza (nem méretarányos) (a szerző saját készítése)
II. MELLÉKLET Az Orosháza K-775 jelű V-1 visszasajtoló kút vázlatos csövezési rajza (nem méretarányos) (a szerző saját készítése)
III. MELLÉKLET Az Orosháza K-776 jelű V-2 visszasajtoló kút vázlatos csövezési rajza (nem méretarányos) (a szerző saját készítése)
IV. MELLÉKLET A klorid tartalom eloszlása a mélységi vizekben (Tóth Gy., MGtE, VII. szakmai nap)
V. MELLÉKLET A hidrogén-karbonát tartalom eloszlása a mélységi vizekben (Tóth Gy., MGtE, VII. szakmai nap)
VI. MELLÉKLET A kalcium tartalom eloszlása a mélységi vizekben (Tóth Gy., MGtE, VII. szakmai nap)
VII. MELLÉKLET A termelő és visszasajtoló kutak nyomásainak és hozamainak változása az idő függvényében (szerző saját készítése, 2014)
VIII. MELLÉKLET A termelő és visszasajtoló kutak hőmérsékleteinek változása az idő függvényében (szerző saját készítése, 2014)
IX. MELLÉKLET A 4. modellréteg (kvarter korú formációk) talpa mBf-i magasságban; a vörössel jelölt pontok a termelő, míg a kékkel jelölt pontok a visszasajtoló kutakat jelzik (a szerző saját készítése)
X. MELLÉKLET A 6. modellréteg (Nagyalföldi+Zagyvai formációk) talpa mBf-i magasságban; a vörössel jelölt pontok a termelő, míg a kékkel jelölt pontok a visszasajtoló kutakat jelzik (a szerző saját készítése)
XI. MELLÉKLET A 14. modellréteg (Újfalui formáció) talpa mBf-i magasságban; a vörössel jelölt pontok a termelő, míg a kékkel jelölt pontok a visszasajtoló kutakat jelzik (a szerző saját készítése)
XII. MELLÉKLET A 16. modellréteg (Algyői formáció) talpa mBf-i magasságban; a vörössel jelölt pontok a termelő, míg a kékkel jelölt pontok a visszasajtoló kutakat jelzik (a szerző saját készítése)
XIII. MELLÉKLET A 18. modellréteg (Szolnoki formáció) talpa mBf-i magasságban; a vörössel jelölt pontok a termelő, míg a kékkel jelölt pontok a visszasajtoló kutakat jelzik (a szerző saját készítése)
XIV. MELLÉKLET A 20. modellréteg (Pretercier alaphegység) felszíne mBf-i magasságban; a vörössel jelölt pontok a termelő, míg a kékkel jelölt pontok a visszasajtoló kutakat jelzik (a szerző saját készítése)
XV. MELLÉKLET Kalibrációhoz használt talajvízszintek, ahol a vörös téglalap a modellezett területet jelzi (Tóth Gy. et al., 2005)
XVI. MELLÉKLET Kalibrációhoz használt kvarter vízszintek mBf-ben, ahol a vörös téglalap a modellezett területet jelzi (Tóth Gy. et al., 2005)
XVII. MELLÉKLET Kalibrációhoz használt felső-pannóniai termálvízszintek, ahol a vörös téglalap a modellezett területet jelzi (Tóth Gy. et al., 2005)
XVIII. MELLÉKLET Kalibrációhoz használt túlnyomás értékek méterben (Tóth Gy., MGtE, VII. szakmai nap)
XIX. MELLÉKLET A 4. modellréteg (Kvarter korú formáció) nyugalmi, termelés nélküli potenciáleloszlása mBf-i magasságban (a szerző saját készítése)
XX. MELLÉKLET A 6. modellréteg (Nagyalföldi formáció) nyugalmi, termelés nélküli potenciáleloszlása mBf-i magasságban , (a szerző saját készítése)
XXI. MELLÉKLET A 11. modellréteg (Újfalui formáció) nyugalmi, termelés nélküli potenciáleloszlása mBf-i magasságban (a szerző saját készítése)
XXII. MELLÉKLET A 4. modellréteg (Kvarter korú formáció) termelt állapothoz tartozó potenciáleloszlása mBf-i magasságban (a szerző saját készítése)
XXIII. MELLÉKLET A 6. modellréteg (Nagyalföldi formáció) termelt állapothoz tartozó potenciáleloszlása mBf-i magasságban (a szerző saját készítése)
XXIV. MELLÉKLET A 11. modellréteg (Újfalui formáció) termelt állapothoz tartozó potenciáleloszlása mBf-i magasságban (a szerző saját készítése)
XXV. MELLÉKLET A termelő kút visszasajtolás nélküli állapothoz tartozó potenciáleloszlások mBf-ben a 11. modellrétegben (a szerző saját készítése)
XXVI. MELLÉKLET A számított depressziók (lila), áramvonalak (vörös) és 20 éves elérési idők (vörös nyilak) a 11. modellrétegben T= -800 m3/napos termelt és V1=V2=400 m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett (a szerző saját készítése, 2014)
XXVII. MELLÉKLET A számított depressziók (lila), áramvonalak (vörös) és 20 éves elérési idők (vörös nyilak) a 11. modellrétegben T= -2000 m3/nap-os termelt és V1=V2=1000 m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett (a szerző saját készítése, 2014)
XXVIII. MELLÉKLET A számított depressziók (lila), áramvonalak (vörös) és 5 éves elérési idők (vörös nyilak) a 11. modellrétegben T= -4000 m3/nap-os termelt és V1=V2=2000 m3/nap visszasajtolt vízmennyiség mellett (a szerző saját készítése, 2014)
m3/nap
Újfalui Újfalui Újfalui Kvarter Nagyalföldi+Zagyvai Algyői Szolnoki Talajvíztartó formáció formáció formáció Perem rétegek formáció formáció formáció (1,2) felső középső alsó (3,4) (5,6,7,8) (15,16) (17,18) (9,10) (11) (12,13,14)
Perem Talajvíztartó (1,2) Kvarter rétegek (3,4) Nagyalföldi+Zagyvai formáció (5,6,7,8) Újfalui formáció felső (9,10) Újfalui formáció középső (11) Újfalui formáció alsó (12,13,14)
13 761 5 2395 2428
383
282
5589
2554
1500
0
Szolnoki formáció (17,18)
103
1076
0.2
24
1819 3298
1201 52
225
195
1054
1
1420
Algyői formáció (15,16)
385
755
8
0 53
0 53
XXIX. MELLÉKLET A számított vízforgalmak (’Zone Budget’) a használt hidrosztratigráfiai egységek között, különös tekintettel a 11. modellrétegre, melyben a vizsgált kutak szűrőzött szakaszai találhatók. A zárójelben lévő számok a modellrétegek számát jelzik (a szerző saját készítése, 2014)
