Gondot okozhat, ha az alkalmazott koncepcionális modellünk és a „készletek működése” nincs összhangban (Lovekin, 1998). A geotermiában használatos, előzőekben vázolt modell a litológia alapján feltételezi elegendő pórusfluidum rendelkezésre állását, azonban nem számol azzal, hogy a vizsgált rezervoár hidro­geológiai környezete és a terület fejlődéstörténete is befolyásolhatja azt. S bár kis valószínűséggel, de előfordulhat olyan helyzet, hogy egy előzetesen minden tekintetben (a rezervoár porozitása, permeabilitása és a várható hőmérséklet, magas geotermikus gradiens szempontjából) kiváló potenciálú helyen sem lesz sikeres a termálvízfeltárás. Maga a fogalom, a „termálvíztározó” kifejezés is megtévesztő abban az értelemben, hogy belőle a víz lokalizált (elkülönült) víztározóban való jelenlétére asszociálhatunk.

Feltehetjük a kérdést, hogy a jelenleg használt modellünk valóban leképezi-e a „készletek működését”? Több évtizede tudjuk, hogy üledékes medencékben, így a Pannon-medencében is, hidraulikailag összefüggő víztartó és vízfogó képződmények rendszerével számolhatunk. Ezekben a termálvíztározó nem kezelhető elkülönült egységként, ugyanis az a vízfogókon és szerkezeti elemeken keresztül kölcsönhatásban áll az ivóvíztermelésre használt rezervoárokkal és a medence szénhidrogénrendszereivel is.

A föntiekből adódó problémák igen sokrétűek, amelyek az érvényben lévő törvényi szabályozásban is tükröződnek, a végrehajtásában pedig gondot okoznak. Az 1993. évi XLVIII. törvény a bányászatról mesterséges, 2500 m-es mélységhatárral választja el az alatta elhelyezkedő zárt geotermikus rendszereket és a fölötte lévő nyitott tározókat. A zárt rendszerben, kizárólag energetikai célra használt termálvíz visszasajtolása a törvény szerint kötelező, de ez csak a zárt tározókra vonatkozik. Megfigyelhető a felszín alatti vizekkel foglalkozó jogszabályok, valamint a geotermikus és szénhidrogén-koncesszióra vonatkozó törvények összehangolatlansága is, amire számos példát lehetne felsorolni. Megállapíthatjuk, hogy a Pannon-medencére vonatkozóan a csapadékból pótlódó1 (nyitott) és nem pótlódó2 (zárt) készletek tudományos értelmű elkülönítése medenceszinten és hidraulikai értelemben még nem történt meg.

A medenceléptékű megközelítés igényli a „természetes geotermikus rendszer” előzőekben vázolt elemeinek medenceméretekben való megértését, kiegészítve azt a hidraulikai, azaz a víztartó és a vízfogó rétegek között fennálló összefüggések megismerésével. Jelen tanulmányban ezek közül csak a fluidumpotenciál-tér3, ezen belül is a regionális pórusnyomásviszonyok jelentőségével és értelmezésével foglalkozom. Tanulmányomban ennek értékelési módszereit mutatom be. Az elvek alkalmazásának lehetséges gyakorlatát is tárgyalom egy értékelési séma formájában, mely a geotermikus készletek megújulásával és az injektálás hidraulikai lehetőségeivel foglalkozik. Az elveket a Budai-termálkarszt és a Gödöllői-dombság tágabb környezete példáján szemléltetem.

Az alkalmazott módszerek közül ebben a tanulmányban csak a vertikális nyomásprofilt és a potenciáltérképet említem. A nyomás–eleváció/tengerszint feletti magasság, azaz a p(z) profilokat néhány 10 km2-en belül található, különböző szintre szűrőzött kutak pórusnyomására (vagy nyugalmi vízszintből4 számolt pórusnyomására) vonatkozó adatokból szerkesztjük (1. ábra). Ezekből a fluidumáramlás vertikális komponensének nagyságára, irányára, valamint az adott szintben várható hidrosztatikus nyomástól való eltérés mértékére következtethetünk. Hidrosztatikus nyomásviszonyok fennállása esetén a függőlegesen lefelé irányuló nyomásnövekedés mértékét kifejező vertikális nyomásgradiens, γ = 9,81 kPa/m. A vertikális nyomásgradiens a pórusfolyadék sűrűsége függvényében eltérő lehet, ezért a medenceléptékű értékeléshez egy viszonyító gradienst alkalmazunk. Jelen esetben a viszonyító gradiens: az édesvíz fajsúlya alapján (γst). Ekkor nincs vertikális folyadékáramlás, ugyanis az elemi folyadékrészecskére ható gravitációs erő és a hajtóerő vertikális komponense kiegyenlítik egymást. Hidrodinamikai állapotban a hajtóerő a rendszert kimozdítja egyensúlyi állapotából, ennek következtében vertikális irányú áramlási komponens is generálódik, így a vertikális gradiens dinamikussá válik (γdyn). Utánpótlódási területeken γdyn < γst, azaz a nyomásgradiens szubhidrosztatikus, ami lefelé történő vertikális áramlást jelez. Kiáramlási területeken γdyn > γst, ami feláramlásra utal, ez esetben a γdyn szuperhidrosztatikus. A középvonal- (átáramlási) területeken a vertikális nyomásgradiens hidrosztatikus, γdyn = γst, azaz, bár a folyadékáramlásnak nincs vertikális komponense, laterális folyadékáramlás lehetséges. A szaturált pórusfolyadék-sűrűségtől eltekintve a mért adatokból levezetett gradiensvonal lefutása és értéke a környező kőzetváztól is függ. Az adatok értékeléséből levezetett nyomásgradiensben látható éles változások rendszerint a kőzetek hidraulikus vezetőképességének megváltozását is tükrözik (Czauner–Mádl-Szőnyi, 2013).

A kutakban mért hidraulikus emelkedési magasság és nyomásértékek alapján nemcsak a nyomásgradiens határozható meg, de a felszín alatti nyomásrezsim is, amely lehet túlnyomásos (szuperhidrosztatikus), hidrosztatikus vagy alulnyomásos (szubhidrosztatikus). A hidrodinamikai analízis során az alulnyomás (–Δp) és a túlnyomás (+Δp) mértéke a dinamikus nyomáseltéréssel fejezhető ki, ami az adott eleváción várható nominális vagy statikus nyomás (pnom) és a dinamikus vagy valós nyomás (preal) különbsége (Tóth, 2009). A folyadékpotenciál-tér anomáliái rendszerint földtani folyamatokra vezethetők vissza.

Ezekben a medencékben hidraulikai kapcsolat áll fenn a vízfogók és a rezervoárok között. Erre utal, hogy a nyomásértékek a hidrosztatikus nyomás közelében vannak, és csak minimális nyomáseltérések figyelhetők meg a hidrosztatikus nyomáshoz viszonyítva. Amennyiben a nyomásgradiens szubhidrosztatikus, vertikális, azaz lefelé irányuló áramlást, míg a szuperhidrosztatikus vertikális nyomásgradiens felfelé irányuló áramlást jelez.

A túlnyomásos nyomásrezsim süllyedő medencékben fordul elő, elsődlegesen az üledékképződéssel járó kompakció hatására. Földtani értelemben a folyamatos üledékképződés tranziens viszonyokat idéz elő. Ugyanakkor egyéb folyamatok, például tektonikai kompresszió (a litoszféra és a benne található pórusfluidum tektonikai hatásra történő összenyomódása), akvatermális hatás (a pórusnyomás növekedése a hő hatására kitáguló pórusfolyadék miatt), konvekció (a folyadék hőmérséklet- vagy sűrűségkülönbsége miatt indukált áramlása következtében kialakuló túlnyomás vagy alulnyomás) is szerepet játszhatnak kialakulásában. A kontinenseken belül található medencék esetében, ha süllyedésük jelenleg is zajlik, akkor a medencék hidrosztatikus nyomással jellemezhető területei alatt is előfordul. Ez a helyzet a Pannon-medencében is.

Ezeket a medencéket fölülről, a normál nyomásrezsim felől „zárt” hidraulikai helyzet és szuperhidrosztatikus (+Δp) nyomáseltérés jellemzi. A kapcsolat a felső hidrosztatikus és az alsó túlnyomásos rezsim között egyirányú, azaz a túlnyomás disszipációja révén felszabaduló folyadék bekerülhet a normál nyomásrezsimű régióba. Fordítva ugyanakkor ez nem lehetséges.

Emelkedő területeken az erózió csökkenti a porózus közegre nehezedő tömeget, így alulnyomásos rezsim alakulhat ki (Ingebritsen et al., 2006). Ez olyan földtani helyzetben következhet be leginkább, ahol a víztartót vastag, kis permeabilitású fedő borítja. A kis permeabilitású fedő részleges lepusztulásának hatására a víztartó kőzetvázának relaxációja következik be, viszont az alacsony permeabilitás miatt a fedőrétegen át történő utánpótlódás mértéke földtani időskálán nem tart lépést a víztartó fluidum befogadóképességének növekedésével. A hőkonvekció is okozhat alulnyomást. Ezek mindegyike geológiai értelemben tranziens folyamat.

Alulnyomásos esetben a nyomásértékek számottevően alacsonyabbak a hidrosztatikus nyomás alapján várható értékeknél. Az alulnyomás mértékét a szubhidrosztatikus nyomáseltéréssel (–Δp) jellemezhetjük. Ebben a helyzetben a fedett víztartó nyelőként funkcionál, vizet fogad be környezetéből.

 

Abnormálisan magas pórusnyomás esetén a hidrosztatikus nyomáshoz képest számottevően nagyobb nyomás miatt a régió vízbefogadásra nem képes, ugyanakkor a túlnyomás lecsengése révén fluidumot adhat le kisebb nyomású környezete felé, azaz a fölötte található közel hidrosztatikus nyomású régióba. Ezekbe a túlnyomásos rendszerekbe tehát csapadékbeszivárgás nem lehetséges, így vízkészletük nem megújuló. Belőlük a pórusfluidum a rétegek rugalmas összenyomódása és a víz kitágulása révén szabadítható fel. A rugalmas tulajdonságok folyamatos kimerülése időben csökkenő térfogatú vízmennyiség kitermelését teszi lehetővé, ezért a termelés itt csak visszasajtolással lehetséges.

Az alulnyomásos rezsim a környezetéből fluidumbefogadásra képes, azaz injektálásra alkalmas, a folyadék elnyeletése hidraulikai értelemben ezekbe a rétegekbe energiabefektetés nélkül lehetséges. Ugyanakkor, mivel ezeknél az utánpótlódás geológiai időskálán korlátozott, ezért vízkészletük nem megújuló, mi több, ebből adódóan nem is termelhető.

Természetesen mind az injektálás, mind a termelés csak megfelelő permeabilitású vízvezető képződményekbe vagy rezervoárokba lehetséges, ezzel azonban itt nem foglalkozom bővebben.

Ezek a víztartók a Dunától Ny-ra a felszínen, DK felé egyre mélyebb helyzetben, dominánsan sziliciklasztos (agyagmárga, agyag, homok) képződmények alatt fedett állapotban találhatók (–2000 mBf-től egészen –3500 mBf-ig). A víztartók ÉNy–DK-i irányú szerkezeti elemekkel tagoltak, a területen belül kulcsfontosságú oldaleltolódási zóna a Balaton–Tóalmás-vonal. A víztartóban a hőmérsékleti viszonyok is többnyire kedvezőek, –1000 mBf alatt 30–130 °C közötti hőmérsékletértékekkel. A terület karbonátos víztartói tehát alkalmasak a hévízfeltárásra. Hagyományos megközelítéssel a vízadók hidraulikus vízvezető képessége és a hőmérsékletviszonyok alapján értékelhető a geotermikus feltárás lehetősége.

A p(z) profilok alapján Diósd (1) környezete normál hidrosztatikus nyomásrezsimmel és leáramlással, a Margit-sziget (2) környezete szintén hidrosztatikushoz közeli nyomásrezsimmel és feláramlással jellemezhető (4. ábra). Isaszegnél (3) a normál, leáramlással jellemezhető nyomásrezsim mellett már megjelenik a tényleges alulnyomás. A Balaton–Tóalmás-vonaltól D-re található Gomba (4) terület karbonátjai alulnyomással jellemezhetők. Ugyanakkor a turai (5) blokk túlnyomásos, míg Tóalmásnál (6) a túlnyomás és alulnyomás együttes jelenlétével számolhatunk, Nagykátán (7) normál-alulnyomásos a rezervoár. Mindezek, mint korábban bemutattuk, a hőmérséklet és a rezervoár paraméterei mellett szintén befolyásolják a geotermikus lehetőségeket a készletek termelhetősége (azaz utánpótlódása) és az injektálás szempontjából.