Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében. Diplomamunka

Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Kar Hidrogeológiai-, Mérnökgeológiai Intézeti Tanszék Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében Diplomamunka Miklós Rita Hidrogeológus mérnöki mesterképzés Konzulensek: Dr. Lénárt László, nyug. egyetemi docens Darabos Enikő, tanársegéd Tóth Márton, PhD hallgató 2016.május 9. Miskolc, 2016

DIPLOMAMUNKA

Eredetiségi Nyilatkozat "Alulírott Miklós Rita, a Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Karának hallgatója büntetőjogi és fegyelmi felelősségem tudatában kijelentem és aláírásommal igazolom, hogy ezt a diplomamunkát 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, 2016. május 9.... hallgató aláírása

Tartalomjegyzék 1 Bevezetés, célkitűzés... 1 2 A vizsgált területek földrajzi lehatárolása, bemutatása... 2 3 A Bükk klimatológiai jellemzése... 4 4 A vizsgált területek földtani-vízföldtani jellemzői... 6 4.1 A Garadna-forrás környezetének és vízgyűjtő területének általános földtani viszonyai... 6 4.2 A Garadna-forrás környezetének és vízgyűjtő területének vízföldtani viszonyai... 7 4.3 A Szinva-forrás környezete és vízgyűjtő területe általános földtani viszonyai... 11 4.4 A Szinva-forrás környezete és vízgyűjtő területe vízföldtani viszonyai... 13 4.5 A DNy-i Bükk általános földtani viszonyai... 15 4.6 A DNy-i Bükk általános vízföldtani viszonyai... 18 5 A mérések és eszközök ismertetése... 19 5.1 BKÉR rövid ismertetése... 19 5.2 Laboratóriumi vizsgálatok áttekintése... 22 5.2.1 Atomabszorpciós spektrofotometria... 22 5.2.2 Koloriméter... 23 5.2.3 Titrálás... 24 6 Vizsgálatok a Garadna- és Szinva-forrásokban... 24 6.1 A Garadna- és Szinva-forrásokban történt mérések ismertetése... 24 6.1.1 Vízkémiai paraméterek... 24 6.1.2 Vízszint és vízhozam mérések... 32 6.1.2.1 Hozam-vízszint adatsor összefüggések 2013.11. 2014.07. időszakra számítva a Garadna-forrásban... 34 6.1.2.2 Hozam-vízszint adatsor összefüggések 2013.11. 2016.04. időszakra számítva a Garadna-forrásban... 37 6.2 Egy új karsztvízmozgási elmélet ismertetése... 39 6.2.1 Izotóp-hidrogeológiai mérések a Szinva-forrásban... 43 6.2.1.1 Az izotópokról általánosságban... 44 6.2.1.2 Környezeti izotópok hidrogeológiai alkalmazásának lehetőségei... 45 6.2.1.2.1 Trícium ( 3 H)... 45 6.2.1.2.2 Stabil izotópok: deutérium ( 2 H) és oxigén-18 (δ 18 O)... 45 6.2.1.3 Izotóp vizsgálatok a Szinva-forrásban... 46 6.3 Eddigi eredmények... 47 7 Vizsgálatok a DNy-i Bükkben... 50 I

7.1 Új vízkészlet számítási módszer bemutatása új karsztvíz-domborzati térkép alapján... 50 7.2 Vízkémiai vizsgálatok a karsztvíz-domborzati térkép pontosításához... 53 7.2.1 Vízmintavételi pontok és kitűzésének szempontjai... 53 7.2.2 Az adatok feldolgozásának módszerei Piper- és Stiff-diagramok segítségével... 54 7.2.2.1 Piper-diagram... 55 7.2.2.2 Stiff-diagram... 55 7.3 A vízkémiai adatok, eredmények kiértékelése és értelmezése... 56 7.4 A karsztvíz-domborzati térkép megszerkesztése... 60 8 A mérések alapján történő javaslatok... 66 9 Összefoglalás... 67 10 Idegen nyelvű összefoglalás... 70 11 Irodalomjegyzék... 73 12 Köszönetnyilvánítás... 77 13 Mellékletek jegyzéke... 78 II

1 Bevezetés, célkitűzés Hazánkban a karsztvíz felhasználása mindig is nagy jelentőségű volt, és jelenleg is nagyban támaszkodik rá az ivóvíz ellátás rendszere. A Bükk térségében található települések jelentős részének vízellátása is a hegységből termelt kiváló minőségű karsztvízzel történik. Korábbi és jelenlegi kutatások is arra engednek következtetni, hogy a Bükk esetében egységes hideg-meleg karsztvízrendszerről célszerű beszélni. A közöttük fennálló kapcsolatrendszer minél alaposabb megismerése, valamint maximális figyelembe vétele elengedhetetlen, ha a ma rendelkezésünkre álló készletek minőségi és mennyiségi paramétereit, valamint a víztermelést fenntartható módon kívánják kivitelezni a víztermelő vállalatok. A hideg karsztos víztestek általában véve igen jó minőségű ivóvizet szolgáltatnak, ám a rendszer sérülékenysége miatt fontos a folyamatos monitoring, a megfelelő vízbázis-védelmi rendszer kialakítása, valamint a mennyiségi és minőségi paraméterek folyamatos nyomon követése. Nagy felelősség hárul a kor karsztkutatóira és hidrogeológusaira, hiszen a jó állapot fenntartása érdekében a rendszer összefüggéseinek minél alaposabb ismerete a jövőre nézve elengedhetetlen. A Bükk területén 1992 óta folyamatos monitoring rendszer működik, mely főként vízszint, helyenként pedig hőmérséklet-, és vízvezető-képesség mérésekből áll. A mérés és adatregisztrálás kutakban, megfigyelőkutakban, forrásokban és barlangokban zajlik. A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) mennyiségi monitoringként funkcionál, támogatva ezzel a bükki karsztvizet termelő vállalatok munkáját. A Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Karának Környezetgazdálkodási Intézete által elnyert - 2012. év végén indult, és 2015-ben zárult - Kútfő Projekt 5 moduljából az egyik a Bükk hegységgel, a karsztrendszer jobb megismerésével foglalkozott. Ezen projekt segítségével új kutatási irányok kerültek kitűzésre, valamint a már meglévő mérések bővítése is sikeresen megtörtént. Ezekbe a kutatásokba kapcsolódtam be én is, és jelen dolgozatban prezentálom az elért eredmények egy részét. Két vizsgálati pont volt a Garadna-, és Szinva-források, melyek Ómassa, valamint Miskolc vízellátása szempontjából kiemelt fontosságúak, valamint a hegységben előforduló, a környező településeket is veszélyeztető árvizekért részben felelősek lehetnek (Darabos et al., 2016). A projekt keretein belül folyamatos vízmintavételezések történtek a Garadna-forrásban, mely mintákon vízkémiai vizsgálatokat végeztem. Mivel a Bükkben eddig ilyen jellegű, és ilyen hosszúságú kémiai vizsgálatok még nem történtek, az általam elvégzett mérések a 1

Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) rendszerében újdonságnak számítanak. Ezen kívül vízhozam-mérések is történtek, melynek eredményeit összevetettem a rendelkezésre álló vízszint adatokkal. Célom ezzel, hogy a korábbi kutatásaim során az adatsorok között megállapított matematikai összefüggést felülvizsgáljam. Ezzel azt vizsgálom, hogy karsztok esetén milyen hosszú időtartamú adatsor szükséges ahhoz, hogy megbízható matematikai összefüggés legyen felállítható a vízszint és hozam adatok között. A Szinva-forrásban 20 alkalommal történtek mintavételezések, melyeket szintén általános vízkémiai vizsgálatnak vetettem alá, itt izotóp mérések is történtek. A Szinva-forrás vízmintáinak kémiai paramétereit felhasználva a jövőben egy új karsztvíz-mozgási elmélet eredményeit kívánjuk alátámasztani. A Kútfő Projekt keretein belül a Hidrogeológiai-Mérnökgeológiai Intézeti Tanszéken kidolgozásra került olyan módszer, mely a bonyolult, és nehezen meghatározható vízháztartási egyenlet helyett a BKÉR több mint 24 éves adatsorait használja fel a pillanatnyi rendelkezésre álló vízkészlet becsléséhez a hegységben. Ennek érdekében a hegység különböző formációi vízvezető-képesség szerint kerültek kategorizálásra, valamint meghatározásra került a vízdomborzat legfelső pontja, és a gyorsan utánpótlódó készlet alsó határa is. A főként triász korú karsztos kőzetekből felépülő központi egység karsztvíz-domborzata sikeresen elkészült, ám a DNy-i területeken tisztázandó problémák merültek fel. A dolgozat keretein belül azt vizsgálom, hogy a főként jura korú palákkal fedett területen, az ott felszínre lépő források vízkilépési pontjai használhatóak-e a vízdomborzati térkép szerkesztésére. Célom vízkémiai alapon vizsgálni ezen források kapcsolatát a karsztrendszerrel, majd ellenőrizni, hogy integrálhatóak-e a forráspontok a módszer alkalmazásába. A vízkémiai adatok részben az OVF-VITUKI Rt. által kezelt bükki forráskataszterből, részben pedig saját mintavételezésekből, és vízkémiai elemzésekből származnak. A paramétereket különböző módszerek segítségével dolgozom fel és értékelem ki. 2 A vizsgált területek földrajzi lehatárolása, bemutatása A Bükk hegység (továbbiakban Bükk) az Északi-középhegység tagja, Magyarország ÉK-i régiójában elterülő, zömmel karszthegység. Az ország második legmagasabb hegysége, eddigi legmagasabb csúcsa 958,4 mbf-i magasságával Istállós-kő, bár 2014. január 8-i mérések alapján a Kettős-bérc magassága eléri a 960,715 mbf-i értéket (idokep.hu). 2

Földrajzi értelemben véve az Upponyi-hegységgel együtt a Bükk-vidék középtáji egység részét alkotja, mely tájegység lehatárolása helyenként bizonytalan. Északi, északkeleti határát a Sajó elterülő völgye, majd annak folytatásaként a Sajó-Hernád síkja alkotja. Délen a Bükkalja alacsony tengerszint feletti magasságú hegységelőtéri dombsága szinte észrevétlenül simul el és bukik alá az észak-alföldi kvarter üledékeknek. Nyugaton a Tarna-völgy választja el a Mátrától (1. ábra) (Pelikán, 2005). 1. ábra - A Bükk domborzati térképe, megjelölve a dolgozatban vizsgált területek, források (M.Kir. Állami Térképészet,1930 alapján) A Bükk legnagyobb kiterjedésű (115 km 2 ) és legegységesebb kistája a Bükk-fennsík, mely egy kiemelt karsztos fennsík. DNy-ról ÉK felé csökkenő tengerszint feletti magassága 425 és 959 m között változik. Jellemző felszíni formái a víznyelők, töbörsorok, melyekből az évmilliók során helyenként mély völgyek alakultak. Gyakori karsztjelenségek a forrásbarlangok, zsombolyok is. Ezen kistájon található a dolgozat keretein belül vizsgált egyik forrás, a Szinva-forrás, melynek forrásfoglalása Lillafüredtől körülbelül 5 km-re délre, a mélyen bevágott Szinvavölgyben található. A völgy a Hámori-tó mesterséges gátjánál csatlakozik be a Garadnavölgybe. 3

A Bükk-fennsíkot a mélyen bevágott Garadna-völgy osztja ketté, ebben a völgyben található Ómassa település és határain belül a másik vizsgált forrás, a Garadna-forrás is. A kettéosztott tájegység északi része a Kisfennsík, déli része pedig a Nagyfennsík (Dövényi, 2010). A Nagyfennsík, valamint az attól északra található terület az Északi-Bükk, a déli fennsíkperemtől az ún. bükki kövektől délre pedig a Déli-Bükk terül el, amely mind morfológiai, mind kőzettani alapon továbbosztható keleti és nyugati részekre (Pelikán, 2005). A dolgozat keretein belül vizsgált DNy-i Bükk területét északról a Nagyfennsík déli peremét alkotó idős lepusztulási lépcsők határolják, kelet-délkeleti határa a Három-kő Hosszú-völgy Hór-völgy vonalában húzható meg, déli és nyugati határa pedig Noszvajtól Szarvaskőn át Mónosbélig húzódik (Pelikán, 2005). Ez a terület a Déli-Bükk kistájhoz tartozik, középhegységi helyzetű, tengerszint feletti magassága 185 és 703 m között változik. Felszíne É-D irányú, mély völgyekkel erősen szabdalt, felszíni formakincse főként a litológiai és genetikai adottságok tükrében jelentősen eltér a DK-i Bükk területétől (Dövényi, 2010). 3 A Bükk klimatológiai jellemzése A Bükk Magyarország éghajlati körzetei közül a IV. körzetbe tartozik. A magasabb térszínen elhelyezkedő Bükk-fennsík időjárási jellemzői némiképp eltérnek a hegység alacsonyabban fekvő területeitől. Uralkodóan hűvös-nedves éghajlatú terület. Az évi középhőmérséklet 6,0 C körül van, a tenyészidőszakban (április 1. szeptember 30.) 13,0 C jellemző (Dövényi, 2010). A jávorkúti meteorológiai állomás 1960-2015-ig terjedő regisztrált csapadékadataiból számított éves átlag 837,1 mm, mely az országos átlagtól magasabb érték. Érdemes megfigyelni azt a tényt is, hogy az 1990-es évek közepétől a csapadékos években lényegesen magasabb csapadékadatok tapasztalhatóak, mint a korábbi időszakokban, és az elmúlt 23 év átlagos csapadékértéke 943,3 mm (Darabos et al., 2016). Ezt reprezentálja a 2. ábra is. 4

2. ábra - A jávorkúti meteorológiai állomáson regisztrált éves csapadékok 1960-2015 között, jelölve az átlagos csapadékérték: 837,1 mm (Darabos et al., 2016) Vizsgálatok kimutatták, hogy a hegység területén növekvő tendenciát mutat a - 30 mm-től nagyobb csapadékesemények előfordulási gyakorisága egy éven belül, - a csapadékos napok száma, - a 10, valamint 20 naptól hosszabb száraz periódusok száma egy évben, - egy adott évben előforduló maximális napi csapadék mennyisége. Ezen eredmények felhívják a figyelmet arra, hogy az elmúlt néhány évtizedben a meteorológiai viszonyok változása kimutatható mértékű, melyek természetesen a hegység vízháztartására és vízforgalmára is hatással vannak (Darabos et al., 2016). A napfényes órák számának évi összege 1900-1950 körül van, a fagymentes időszak 160, vagy annál kevesebb napig tart. Az első őszi fagyok szeptember végén, október elején jelentkeznek, ám a sajátos mikroklímának köszönhetően egyes fennsíki töbrökben a legmelegebb nyári időszakban is mértek éjszaka fagypont alatti hőmérsékletet. Átlagosan 80-100 napig fedi hótakaró a felszínt, melynek átlagos vastagsága 50 cm. Az átlagos uralkodó szélirány nyugatias, az átlagos szélsebesség 4 4,5 m/s (Dövényi, 2010). 5

A Nagyfennsíktól alacsonyabban fekvő területeken az évi csapadékmennyiség kevesebb, már csak 600-700 mm/év körül alakul, az évi középhőmérsékletek 2-4 C-al magasabb értéket mutatnak, a hótakarós napok száma is kevesebb, átlagosan mindössze 70 nap/év, és a hóvastagság is 20-30 cm körüli (Dövényi, 2010). 4 A vizsgált területek földtani-vízföldtani jellemzői 4.1 A Garadna-forrás környezetének és vízgyűjtő területének általános földtani viszonyai A Garadna-forrás a Miskolc város közigazgatási területére eső Ómassa település határain belül található. A forrás vize a Garadna-völgyben végigfutó Garadna-patakot tápláló fő vízutánpótlódási pont. Emellett a völgy alsóbb szakaszán még több másik forrás vize is szintén a patakba ömlik (például: Huba-forrás, Margit-forrás, Wekerle-forrás, Eszperantó-forrás). 3. ábra - A Garadna-forrás közvetlen környezetének földtani felépítése ( av T 1 Ablakoskővölgyi Formáció, fk T Fehérkői Mészkő Formáció, h T 2 Hámori Dolomit Formáció, sh T Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció, pd proluviális- deluviális üledék) (Lénárt és Hernádi, 2012, Less, Rónai, 2002 nyomán) A Garadna-forrás vízgyűjtő területének legjelentősebb része a Nagyfennsíkon található Fehérkői Mészkő Formáció területén helyezkedik el (lásd részletesen az 1. mellékletben), 6

mely az Észak-bükki szerkezeti egység rétegsorának része. Déli vonala a Hármaskút Kis-Huta-réttől egészen Diósgyőrig jól követhető, északi vonala keletről nyugat felé haladva Alsóhámortól a Garadna-völgyben egyre széttagoltabban jelentkezik (Pelikán, 2005). A formáció fő tömege pados, gyakran vastagpados, világosszürke megjelenésű karbonátplatform fáciesű mészkő, melynek kora középső-felső triász, vastagsága 400 méter körüli (Pelikán, 2005). A forrás két fő víznyelő barlangja a Jávorkúti- és a Bolhásivíznyelő barlangrendszer, melyeknek vízszintes vetülete a 3. ábrán látható. Látható, hogy mindkét víznyelő rendszer jelentős hányada a Fehérkői Mészkő Formáción alakult ki. Maga a forrás a Hámori Dolomit Formációból lép felszínre (3. ábra), amely viszonylag éles határral települ az Ablakoskő-völgyi Formáció Savósvölgyi Márga Tagozatára. A formációt felépítő kőzet szürke, sötétszürke, részben tömeges, részben pados megjelenésű dolomit, mely a padokon belül finomrétegzettséget mutat. Az Észak-bükkiantiklinális területén általánosan elterjedt kőzet, összvastagsága szintén 400 méter körüli, mely szinte teljes vastagságában tanulmányozható a formációra települt szomorúi dolomitbánya 7 fejtési szintjén. Kora középső-triász, képződési körülményei időben változtak, de főként a karbonátos platform védett, jól szellőzött és átvilágított belső lagúna területén képződött (Pelikán, 2005). 4.2 A Garadna-forrás környezetének és vízgyűjtő területének vízföldtani viszonyai A Garadna-forrás vízgyűjtő területe 7,4 km 2 kiterjedésű, melyen 35 db víznyelő, ill. töbör található. A 4. ábrán látható sraffozott terület jelöli a vízgyűjtő terület kiterjedését, a teljes térkép a hozzá tartozó jelmagyarázattal az 1. mellékletben található. A Garadna-patakot tápláló források vizét nagyrészt a Nagyfennsík keleti részén található víznyelők biztosítják, valamint a felszínről történő beszivárgás sem elhanyagolható. 7

4. ábra - A Garadna-forrás vízgyűjtő területe (Lénárt és Hernádi, 2011) A terület jobb megismerése céljából az első feljegyzett víznyomjelzéses vizsgálat 1911- ben történt. Azóta 59 ponton történt vizsgálatokból összesen 38 vizsgált pontról sikerült hidrogeológiai hovatartozásukat megállapítani, melyek nagy része a Nagyfennsík keleti területein található. A Bükk földtani térképezése az 1986-os évben a MÁFI vezetésével indult meg, mellyel párhuzamosan karszthidrológiai adatgyűjtés is folyt, de már a korábbi évtizedekben is több kutató (Schréter Z., Balogh K.) foglalkozott a hegység felépítésének vizsgálatával. 8

5. ábra - A Garadna-forrással kapcsolatban álló víznyelők víznyomjelzéses vizsgálatok alapján (Lénárt és Hernádi, 2009, Less, Rónai, 2002 nyomán) A számos elvégzett víznyomjelzéses vizsgálat összegzése céljából Sásdi László összefoglaló táblázatot készített. Az általa feljegyzett pontok sorszáma kék alappal és kerettel van jelölve az 5. ábrán, valamint a barna körrel jelölt pontok a Garadna-forrás vízgyűjtő területén található víznyelők. Sásdi áttekintése alapján egyértelmű kapcsolat mutatkozott az 1. táblázatban felsorolt víznyelőkkel: 1. táblázat Víznyomjelzéses vizsgálatok eredményei a Garadna-forrás tekintetében (Sásdi, 2000) Jelzőanyag Nyomjelzés Sorszám Víznyelő Megjegyzés típusa ideje 18 Bánkúti-víznyelő fluoreszcein 1951 tavasza eredmény elfogadható Bánkúti-víznyelő kísérlet megfelelő, 20 fluoreszcein 1991. január Diabáz-barlang eredmény elfogadható Jávor III-as 23 fluoreszcein 1980. december eredmény elfogadható víznyelő Jávorkúti fluoreszcein, 24-27 1950-55 eredmény elfogadható víznyelő NaCl fluoreszcein, 28-35 Bolhási víznyelő 1950-65 eredmény elfogadható NaCl 9

Az 1. táblázatban felsorolt víznyelők a Garadna-forrás vizét adó legfontosabb víznyelők, melyeknek néhány alapinformációját a 2. táblázatban foglaltam össze: 2. táblázat A Garadna-forrás vizét adó legfontosabb víznyelők (Pelikán, 2005) Víznyelő neve Tszf. magassága Víznyelő kőzet Jávorkúti víznyelő Jávor III-as víznyelő Bolhási víznyelő Bánkúti víznyelő 853 m Fehérkői M.F. Bánkúti víznyelő, Diabázbarlang Vízgyűjtő kőzet Víznyelő jellege 658 m Fehérkői M.F. Vesszősi F. időszakos 664 m Fehérkői M.F Vesszősi F. időszakos 650 m Fehérkői M.F. Vesszősi F. időszakos 845 m Fehérkői M.F. Szentistvánhegyi Metaandezit F. Szentistvánhegyi Metaandezit F. időszakos időszakos Mint már korábban ismertettem, a Garadna-forrás hozamát biztosító víznyelők nagy része a Fehérkői Mészkő Formáción található, melyeknek a forrással való kapcsolatát víznyomjelzéses vizsgálatok bizonyítják, ám a víznyelőkbe érkező vizek nagy része agyagpaláról érkezik. Fontos azt megemlíteni, hogy a Tekenős-völgy Garadna-völgy vonalában kisméretű, de hidrogeológiai szempontból nagy jelentőségű tektonikai elemek (feltolódás) találhatóak. Az alaphegységi képződménynek számító Fehérkői Mészkő Formációt felépítő mészkő kitűnően karsztosodik, amit a benne kialakult nagyméretű barlangrendszerek, víznyelők, és a völgytalpon nagy hozamú forráskilépések is jeleznek. Hidrogeológiai szempontból nagyon jó vízvezető kőzet, ám azt tudni kell, hogy a nagyméretű járatrendszerek egy jelentősebb mennyiségű csapadék hullása során hirtelen, nagy, majd viszonylag hamar lecsengő hozamot eredményeznek a forrásokban (Pelikán, 2005). Korábbi kutatások keretein belül a Garadna-forrásban történő mérési adatsorok felhasználásával készült árhullám görbék lecsengő ágainak vizsgálati eredményei is jól mutatják ezt a viselkedést (Darabos, 2009). A Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció (3. ábra) vízrekesztőnek tekinthető, csak a felszínközeli repedezett zónák képesek jelentéktelen mennyiségű vizet tárolni. Ám azt figyelembe kell venni, hogy a vízgyűjtő területen a formáció kiékelődik, és É-D-i irányban sok vető harántolja, mely törésvonalak utat nyitnak a vízmozgásoknak (Pelikán,2005). 10

A Hámori Dolomit Formációt (3. ábra) felépítő kőzet közepesen karsztosodó, a jó minősítés csak a formáció felső részét alkotó Nyavalyási Mészkő Tagozatra jellemző, tulajdonságait tekintve közepes vízvezető, de jó víztározó (Pelikán, 2005). A Száraz-völgyben eredő Garadna-patak a Bükk keleti felének egyik legjelentősebb vízfolyása, mely az idők során mély völgyet vágva talált utat magának, ezzel kettéosztva a Bükk-fennsíkot. Folyása során sok karsztforrás és kis patak, ér vizét gyűjti össze, majd Lillafürednél a Szinva-völgyből érkező Szinva-patakba torkollik. Míg a legtöbb bükki vízfolyás északi ill., déli lefolyású, addig a Garadna-, majd Szinva-patak nyugatról keleti irányba folyva ömlik végül a Sajóba. Jelenleg a foglalt forrástérből nem történik vízkivétel, de 1952 és 1999 között a patak medrébe telepített csővezetéken keresztül Ómassa település több pontján található közkifolyókba vezetett vízzel történt a falu vízellátása. 1999-ben a Mivíz Kft. egy vízszintes fúrás és rá telepített gépház segítségével oldotta meg Ómassa biztonságos kommunális vízellátását (Lénárt László szóbeli közlése, 2013). 4.3 A Szinva-forrás környezete és vízgyűjtő területe általános földtani viszonyai A Szinva-forrás szintén Miskolc város közigazgatási területén belül található, Lillafüred déli határán ered, és a Szinva-patak fő vízadó forrása. Maga a forrás a Felsőtárkányi Mészkő Formáción fakad, erősen tektonizált földtani környezetben. A forrás vízgyűjtő területének földtani felépítése a 6. ábrán látható. 11

6. ábra A Szinva-forrás vízgyűjtő területének (fehér vonallal lehatárolt terület) földtani viszonyai (Hernádi, 2013 és Less, Rónai, 2002 nyomán) A vízgyűjtő legnagyobb hányada a triász korú Bükkfennsíki Mészkő Formáción fekszik, mely a hegység legnagyobb kiterjedésű, karbonátplatform fáciesű mészkő formációja. Anchizonális metamorfózis érte, mely az eredeti szöveti jellemzőket eltüntette, de a fő tömeget lagúna üledékek alkotják. Világosszürke, csontszínű szakaszai finoman sávozottak, lemezes-pados elválást, míg a sötétszürke színűek lemezes elválást mutatnak. A Nagyfennsík nyugati részén vörös és zöld színű mészkőtöredékes vulkanit közbetelepülés található, A Répáshutai Mészkő Formáció felé közeledve egyre több rózsaszín mésziszaplencsét tartalmaz. A Sugaró és Szinva-völgy közötti szakaszon helyenként a Felsőtárkányi Mészkő Formáció Hollóstetői Tagozata helyettesíti. Sem felszíni kibukkanásokban, sem pedig fúrási rétegsorokban nem ismert a feküdje, fedője a Nagyfennsík nyugati felén a Répáshutai Mészkő. Délen, az idős lepusztulási lépcsők vonalában összefüggő korallos zátonyfácies figyelhető meg. Az Nv-17-es (Nagyvisnyó) fúrás 350 m-es rétegoszlopa sem tárta fel a formáció feküjét. Erősen gyűrt szerkezete és felderítetlensége miatt vastagságának meghatározása bizonytalan, de elérheti az 1000 m- t is (Pelikán, 2005). 12

A szintén triász korú Felsőtárkányi Mészkő Formációt dominánsan pados- vastaglemezes rétegzettségű, világosszürkétől sötétszürkéig terjedő mészkő alkotja, helyenként márga-, és változó mértékű tűzkőlencsés betelepülésekkel. Vastagsága 500 m körüli. Ez a formáció a vízgyűjtő terület DNy-i részén jelentkezik, ahol a világosszürke színű, pados megjelenésű tűzköves mészkő alkotta Hollóstetői Mészkő Tagozat a Bükkfennsíki Mészkő Formációra települ. Ugyanezen formáció Rónabükki Mészkő Tagozat jelentkezik a vízgyűjtő kis területén Jávorkút mellett. Ez a tagozat szintén a Bükkfennsíki Mészkőre települ, pados-vastaglemezes, platformfáciesű mészkő tűzkő és márga közbetelepülésekkel (Pelikán, 2005). A vízgyűjtő területén szintén kis kiterjedésben található Jávorkút és Csipkéskút vonalában a Vesszősi Formáció, melyet uralkodóan sötét színű, zöldesfekete meszes agyag-, és aleurolitpala alkot és jellemző rá a sötétszürke-fekete színű tűzköves mészkőlencsék megjelenése. A formáció kora középső-felső triász, vastagsága 150-200 m (Pelikán, 2005). A forrás környezetében a Szinva-völgyben a Felsőtárkányi Mészkőbe települve feltárásban is jelentkezik a zöld-sötétzöld metabazalt-típusokból álló Szinvai Metabazalt Formáció. A metabazaltok között főként lávakőzetek és sekély mélységű intrúziók találhatóak, a formáció típusfeltárása is a Szinva-völgyben található, kora triász, vastagsága 10-60 m közötti (Pelikán, 2005). A vízgyűjtő terület DK-i csücskében, Hollóstető mellett szinte jelentéktelen területen megtalálhatóak a jura korú, mélytengeri kifejlődésű, vörös, lilásvörös színű Bányahegyi Radiolarit Formáció és a szintén jura korú, sötétszürke palából felépülő Lökvölgyi Formáció DNy-ÉK csapású sávjának legkeletibb kibukkanásai (Pelikán, 2005). A Szinva-völgytől keletre eső vízgyűjtő területen megtalálható a Szentistvánhegyi Metaandezit Formáció, mely egy rétegvulkáni sorozat heterogén anyagából épül fel. Alsó részén láva és összesült tufa képződmények, felső részén pedig kevert vulkáni törmelékek jellemzőek, valamint helyenként a vulkanikus tevékenység során felszakított mészkő-, márga-, és aleurolitklasztok figyelhetők meg (Pelikán, 2005). 4.4 A Szinva-forrás környezete és vízgyűjtő területe vízföldtani viszonyai A Szinva-fő-forrás egy felszálló típusú karsztforrás, melynek a foglalást biztosító aknája a Bükkfennsíki Mészkő Formáción található, a Felső-Szinva-forrás vize pedig egy, a Felsőtárkányi Mészkő Formációba hajtott mesterséges táró segítségével került foglalásra. Vízgyűjtő területe 12 x 3 km, összesen 37 km 2 kiterjedésű, mely a 7. ábrán látható (a 13

teljes térkép megtalálható az 1. mellékletben). Lehatárolása topográfiai tulajdonságok, valamint víznyomjelzéses vizsgálatok és vízmérleg-számítások eredményeinek felhasználásával készült (Hernádi et al., 2013). A platform kifejlődésű Bükkfennsíki Mészkő kitűnően karsztosodik, és jó vízvezető tulajdonságokkal rendelkezik. Számos víznyelő és töbör található rajta (a 7. ábrán fekete kontúrú, üres körökkel jelölve), valamint fejlett barlangrendszer jellemzi, melyre bizonyíték a völgytalpon kilépő nagy hozamú Szinva-forrás is. A beszivárgás mértéke igen nagy, és a nagyméretű hasadékokban nagy áramlási sebességek, míg a kis porozitású mátrixban nagyon lassú, diffúz áramlás jellemző (Pelikán, 2005). 7. ábra A Szinva-forrás vízgyűjtő területe (Lénárt, Hernádi, 2011) Mivel a betelepült márga-, és tűzköves rétegek lerontják a mészkő vízvezető képességét, ezért a Felsőtárkányi Mészkő vízföldtani szempontból közepesen-gyengén karsztosodó és vízvezető képességű. Ezen formációban nem fejlődött ki nagyméretű járatrendszer, valamint a belőle fakadó források vízhozama széles skálán változik a lehulló és beszivárgó csapadék, valamint a helyi földtani viszonyok függvényében (SMARAGD- GSH). A Szinvai Metabazalt és a Szentistvánhegyi Metaandezit a nem karsztosodó, vulkáni eredetű hasadékos kőzetek kategóriájába sorolhatóak és vízrekesztő tulajdonságúak, jelentéktelen mennyiségű vizet csak a felszínközeli, mállott zóna repedéseiben képesek tárolni. A vízgyűjtő területen előforduló jura korú palakőzetek nagyon rossz vízvezető képességűek, vízrekesztő hatásúak (Bányahegyi Radiolarit, Lökvölgyi Formáció), és ebbe a kategóriába sorolható a Vesszősi Formáció is. 14

A hegységre földtani felépítéséből következően nem jellemző a vízfolyások sűrű hálózata. A karsztos térszíneken, mint a Szinva-forrás vízgyűjtőjén is, a lehulló csapadék gyors beszivárgása, töbrökben, víznyelőkben való elnyelődése a jellemző. A Szinvavölgyben végigfutó Szinva-patak a Felső-Szinva-forrásnál és Bársonyos-forrásnál ered, és a völgyben nem sokkal lentebb a Szinva-fő-forrás túlfolyó vize is a patakot táplálja. A Száraz-völgyben eredő Garadna-patak Lillafürednél torkollik a Szinvába, ami innen kelet felé véve az irányt, a Csanyiknál magába gyűjti a Forrás-völgy és a Diósgyőriforráscsoport vizét, majd átfolyva Miskolc városán végül a Sajóba ömlik be (Pelikán, 2005). Megemlítendő a Lillafüredi vízesés mésztufa lépcsője, valamint a mésztufa domb, melyet a Szinva-patak épített, jellemzően a bükki, magas oldott karbonáttartalmú patakokra. A mésztufa domb vastagsága eléri a 45 métert (Pelikán, 2005). A Szinva-forrás jelentős szerepet játszik a vízellátásban, hiszen gravitációs úton Miskolc városának egy részét, valamint nyomóvezetéken keresztül Bükkszentkereszt lakosságának ivóvíz szükségletét a forrásból kivett vízzel látja el a MIVÍZ Kft. 4.5 A DNy-i Bükk általános földtani viszonyai A geológiai felépítés alapvetően határozza meg az egyes területeken kialakuló hidrogeológiai rendszerek tulajdonságait. Különösen karsztrendszerek esetén, melyek megismerése és feltérképezése az inhomogenitások és a változékonyság miatt bonyolultabb, mint porózus rendszerek esetén. Ezért egy ilyen rendszer megértéséhez és vizsgálatához nagyon fontos ismerni a területen található geológiai formációkat, a litológiát, a vetőzónákat és törési rendszereket, valamint a terület fejlődéstörténetét. A DNy-i Bükk területén végzett vizsgálatok jobb megértése céljából fontosnak tartom a geológiai felépítés részletesebb tárgyalását. Eltérően a hegység központi részétől, a terület fő felszínhordozói alapvetően jura korú, mélytengeri agyagokból képződött palakőzetekből és kovapalákból, valamint bázisos magmatitokból épülnek fel, mészkövek alárendelt mennyiségben vannak jelen. A középső-triász elején a bükki területen megkezdődik a sekélytengeri karbonátplatform kifejlődése, amit több vulkáni esemény is megszakított. A vulkáni működés lecsengése után már csak egyes területeken álltak vissza a karbonátplatform képződési körülményei, emellett a vulkáni hatásokra feltöredezett plató részei egyenetlen süllyedésbe kezdtek. A Pangea szuperkontinens különböző részeinek szétúszása következtében egy riftárok alakult ki. Így a központi részen sajátos medencejelleg, ill. lejtőláb fácies alakult ki, ahol 15

mind a sekély (mésziszapok)-, mind a mélyebb tengeri (tűzköves, radiolaritos) kőzetek jelen vannak. A medencébe becsúszó üledékek tovább bonyolítják a fáciesképet (Pelikán, 2005). Pelikán, Dosztály (2000) modellje szerint a jura mélytengeri sorozatok egy rétegsorba vonhatóak, melyek a triász összletre üledékesen települtek, és anyaguk részben a medenceperemről lezúduló karbonáttal keveredett. Ebbe az üledékanyagba nyomult a jura elején a Szarvaskői Bazalt, mely vulkánosság már a jura közepén leállt és nem alakult ki valódi óceáni aljzat (Pelikán, 2005). A késő-jura után keletkezett üledékek nem nagyon ismertek az egész hegység területén, mert a kainozoikumban a kiemelkedés következtében javarészt lepusztultak. A 8. ábrán látható a vizsgált terület földtani térképe. Az értelmezhetőség kedvéért csak a dolgozat során említett formációkat tüntettem fel rajta. A jobb áttekinthetőség érdekében a földtani térkép a 2. mellékletben is megtalálható. 8. ábra - A DNy-i Bükk földtani térképe (Hernádi, 2013 és Less, Rónai, 2002 nyomán) Részletesebben ismertetve a területen előforduló formációkat, az azokat felépítő kőzeteket, korukat és vázlatos fejlődéstörténetüket: A triász korból a DNy-i Bükk területén nagy kiterjedésben van jelen, de kainozoos üledékekkel fedett a Bervai Mészkő Formáció, melyet fehér, világosszürke, sötétszürke, ciklikusan lagúna és zátonyfáciesű, jól karsztosodó mészkő épít fel. A Hór-völgy déli bejáratánál található felhagyott mészkőbánya ebből a kőzetből épül fel, valamint 16

Szarvaskő és Felsőtárkány között is található felszíni kibukkanása. Főként a DK-i Bükkben találhatóak nagy kiterjedésben a felszínen a Felsőtárkányi Mészkő Formáció kőzetei, de a Hór-völgytől nyugatra a jura korú összlet alóli mészkő kibukkanások is ide tartoznak (Pelikán, 2005). Az alsó jura fejlődéstörténetéről nincsenek információk, de a középső-jurában az óceáni árok szétnyílásával megindul a radiolaritképződés, melynek szép példája a vöröses, lilásvöröses, helyenként zöldes, szürkés radiolarit, radioláriás pala által felépített Bányahegyi Radiolarit Formáció. A peremi területekről belecsúszott olisztosztrómák találhatók a formáció anyagában. Erre települ rövid üledékátmenettel a Lökvölgyi Formáció, sötétszürke-fekete agyagpala, melyre jellemző a palásság menti finomlemezes elválás. Helyenként turbidit jellegű betelepülések találhatók benne. A Vaskapui Homokkő Formációt szürke, pados-vastagpados, helyenként kovásodott homokkő építi fel, főként Szarvaskő környékén van felszíni kibukkanása, de foltokban Bükkzsérctől északnyugatra is megjelenik. Ezt követi a fekete palás agyagos-aleurolitból álló Mónosbéli Formáció, majd a Bükkzsérci Mészkő Formáció, mely uralkodóan sötétszürke mészkőből épül fel. Bőven tartalmaz fekete tűzkő gumókat, pados-vastagpados megjelenésű, a padokat vékonyabb-vastagabb fekete agyagos-aleuritos rétegek választják el egymástól (Pelikán, 2005). A kialakuló óceáni árok rifttengelyében a középső-felső jurában bázisos magmatizmus volt jellemző. A Szarvaskői Bazalt Formáció anyaga a kontinentális lejtőt borító, nagy nedvességtartalmú konszolidálatlan iszapra ömlött. A tenger alatti vulkanizmus bizonyítéka a jellegzetes párnaláva megjelenés. A Tardosi Gabbró Formáció anyaga a riftesedés kezdeti szakaszában az üledékes összletbe nyomulva lassan hűlt ki. Egyik típusfeltárása a tardosi kőfejtőben található, ahol a bányafalon jól látható a jura korú üledékbe nyomult gabbró, és a termális kontaktus hatására kialakult kontaktudvar (Pelikán, 2005). Jelentős üledékhézag után következőnek eocén korú kőzetek ismertek a területen, ezek egyike a Kosdi Formációt felépítő döntően vörös agyag, valamint homok, kavics, mészkő-, és dolomittörmelék elegye, mely formáció feküje a különböző jura korú üledékek. Részben feküjét adja a Szépvölgyi Mészkő Formációnak, mely jól karsztosodó, világos, biogén mészkőből épül fel. Előfordul Felsőtárkánytól délkeletre, valamint Bükkzsérc környékén. Kevés helyen van felszíni kibukkanása a Budai Márga Formációnak, mely mindenhol a Szépvölgyi Mészkő Formáció fedőjeként jelentkezik. Jól rétegzett, pados megjelenésű homokos mészmárga, mely karbonáttartalma 60-80 % közötti. Noszvaj környékén felszínen is jelentkezik a Kiscelli Agyag Formáció, mely fúrásokból ismerve a 17

Bükkalja egész területén jelen van felszín alatt. A formációt homokos-agyagos aleurit, vagy aleuritos agyagmárga építi fel (Pelikán, 2005). Kács Bükkzsérc - Noszvaj vonalától délre már megjelennek nagy felszíni kiterjedésben a Bükkaljára jellemző miocén piroklasztikus összletek: a Gyulakeszi Riolittufa Formáció, a Tari Dácittufa Formáció és a Harsányi Riolittufa Formáció (Pelikán, 2005). 4.6 A DNy-i Bükk általános vízföldtani viszonyai A hegység ezen területén található az előző fejezetben említett formációk közül csak a Bervai és a Szépvölgyi Mészkő kasztosodik kitűnően és rendelkezik jó vízvezető képességgel, a Felsőtárkányi Mészkő közepesen-gyengén karsztosodó és vízvezető tulajdonságú. A területet felépítő többi formáció kőzete vízrekesztőnek tekinthető, habár a Mónosbéli Formáció palarétegek közé zárt mészkőrétegei jól karsztosodnak, a Bányahegyi Radiolarit hasadékai alkalmasak a vízvezetésre, mindkét összlet esetén kis hozamú időszakos források jelzik a fent említett tulajdonságaikat (Pelikán, 2005). A DNy-i Bükk területének karsztosodottság szerinti felosztását láthatjuk a 3. mellékletben, ami vízföldtani szempontból is meghatározó. A DNy-i Bükk területén a karszt legnagyobb része jura korú vízzáró tulajdonságú kőzetekkel fedett mélykarszt, melynek a vize valószínűsíthetően Berva-forrást táplálja (Pelikán, 2005). a langyos vizű egri forrásokat, valamint az időszakosan működő A pala és a magmás kőzetekkel borított területeken sok kis vízhozamú időszakos forrás, szivárgó található. A nagy hozamú időszakos források (Vörös-kő-, Fekete-len-, Imóforrások) vizüket a Tárkányi-patakba adják, amely emellett a palakőzetek vizét is összegyűjti és Felnémetnél ömlik az Eger patakba, mely a környék legnagyobb vízfolyása. A Hór-völgy felső szakasza gyűjti össze a környezetében lévő nagy völgyekben eredő időszakos források vizeit, ám a völgyben található medernyelők miatt csak csapadékosabb időszakban és árvíz idején képes a víz átfolyni rajta (Pelikán, 2005). A palakőzeteken többnyire csak néhány l/p-es vízhozamú források, szivárgók találhatóak, melyek többnyire a felső mállott rétegből fakadnak. A több ezer l/p-es hozammal rendelkező források legjelentősebb része karsztforrás, és főként a hegység lábánál lépnek felszínre (pl. Síkfőkúti-, Vízfő-, Tükör-, Szikla-forrás), melyeknek egy része langyos/meleg vizű (Pelikán, 2005). 18

5 A mérések és eszközök ismertetése 5.1 BKÉR rövid ismertetése Mivel a Bükk térségében fekvő települések kommunális vízellátása döntően karsztvízből történik, emiatt vált fontossá a Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) életre hívása és azóta is tartó folyamatos működtetése. A rendszer rövid ismertetése azért fontos, mert a keretében mért adatok (vízszint, csapadék) sok esetben felhasználásra kerültek a kutatás keretein belül. 9. ábra Hidrogeológiai megfigyelőhelyek egykor a Bükk hegység területén (Lénárt, 2006) 1991-92-ben a hosszú, száraz, csapadékmentes időjárás miatt merült fel az igény a bükki karsztvizet termelő vízmű vállalatok részéről, hogy létrehozzanak egy mennyiségi monitoring rendszert a hegységben. A mérőrendszer alapjául szolgáló 5 pontot Böcker Tivadar az 1980-as években jelölte ki (9. ábra piros körrel jelzett pontok). Az automata mérőrendszer 1992-ben készült el és kezdte meg működését, azóta folyamatosan változik, fejlődik. Mai állapota a 10. ábrán látható. Napjainkra nem csak a rendszer épült ki, a nagyobb forrásokhoz tartozó részvízgyűjtő területek is meghatározásra kerültek, valamint fel lettek használva a Miskolc város vízellátását adó források védőidomainak területei is, melyeket Böcker T. munkája alapján, az Észak-magyarországi Vízügyi 19

Igazgatóság 1987. szeptember 17-én hozott határozata alapján jelöltek ki (20.540/1987. sz. határozat). 10. ábra A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (Lénárt és Hernádi, 2013) A műszerek telepítése az e célra mélyített karsztvíz-figyelő kutakba, ill. barlangokba, forrásokba történt. Jelenleg a térségben több mint 30 ponton történik vízszint regisztrálás, de helyenként a mérések kiegészülnek vízhőmérséklet, vezetőképesség, radon koncentráció adatokkal is. A mérések gyakorisága változó, általában 5 60 perc közötti (legtöbbször 15 perc), de elvétve előfordul 240 perces gyakoriságú is. Az adatrögzítés sűrűségét legfőképp a 20

kutatási cél és a terület jelentősége határozza meg. A BKÉR-t a jelenlegi állapotában ábrázoló térkép és a kiegészítő magyarázata a 4. mellékletben található. A vízszintadatok regisztrálása DATAQUA műszerekkel történik, az adatok kinyerése a cég által külön az eszközökhöz fejlesztett szoftverrel (terepi laptopon) egyszerűen kivitelezhető. A mérések során használt DATAQUA szondák a Dataqua Elektronikai Kft. által kifejlesztett speciális eszközök, melyeket elsősorban vízgazdálkodási célokra terveztek. Az adatok kinyeréséhez rendelkezésre áll a műszerhez tartozó adatkinyerő és feldolgozó program is. A szonda piezorezisztív nyomásérzékelés alapján mér vízszintet. Egy szilícium lapkán található ellenállás-hidat folyamatos stabilizált tápfeszültséggel kell ellátni, mely hídon a lapkára ható hidrosztatikus nyomással arányos feszültségkülönbség fog jelentkezni. A szondát egy speciális légnyomás kiegyenlítő kábel, az ún. légzőkábel köti össze a vízfelszín felett található adatgyűjtővel, mely feladata a szondából érkező impulzusokból a pontos mérési adatok számítása, azok tárolása és a hozzájuk tartozó időpontok rögzítése. Az alkalmazott alkáli, illetve lítium elemekkel, a szonda 5-10 éven keresztül működik a telepek cseréje nélkül (Lénárt, 2006, Dataqua, 2002). 2004-ben kezdődött folyamatos megfigyelés több bükki barlangban a dinamikusan változó, csapadékra legkönnyebben reagáló karsztvíz készletek mozgásának jobb megismerése céljából. Az Egyetem több nagy víztermelő céggel kapcsolatban áll, azoknak folyamatosan készít előrejelzést a karsztvíz készletek csökkenését, illetve növekedését illetően. A monitoring rendszer szerves részét képezi a csapadékadatok regisztrálása is, mely a hegységben több ponton történik. A meteorológiai állomások által szolgáltatott adatsorok óránkénti és napi csapadékadatok. Emellett helyenként (pl. Jávorkúton) lég-, és talajhőmérséklet mérése és regisztrálása is történik. Fontos megemlíteni azt, hogy a Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer csak mennyiségi monitoring rendszer, a néhány mérési ponton történő vízvezetőképesség-méréseken kívül vízkémiai paraméterek meghatározása nem történik. 21

5.2 Laboratóriumi vizsgálatok áttekintése A vízkémiai vizsgálatok a Miskolci Egyetem Hidrogeológiai - Mérnökgeológiai Intézeti Tanszék Vízkémiai Laboratóriumában történtek. A felszín alatti vizek kémiai jellegét jelentős részben a tárolókőzet-víz interakciója, a köztük lejátszódó kémiai reakciók fogják meghatározni. Karsztrendszerek esetén a vizek kémiai összetételét elsősorban a mészkő oldódása fogja meghatározni, ezért a minták laboratóriumba szállítása után az ilyen típusú rendszerekre leginkább jellemző alap vízkémiai paraméterek vizsgálatára került sor, melyek a következők voltak: - Kationok: Ca 2+, Mg 2+, Na +, K + - Anionok: Cl -, SO 4 2-, HCO 3-5.2.1 Atomabszorpciós spektrofotometria A műszer folyadékok különböző elemkoncentrációinak meghatározására alkalmas. Nagy az alkáli- és alkáliföldfémekre való érzékenysége. Az atomabszorpciós módszerek elvégzése során, elsősorban termikus energia útján, szabad állapotú atomokat képezünk, és az ezen atomok által elnyelt elektromágneses sugárzást (fényt) vizsgáljuk. A módszer alkalmazása során a minta atomizálása lángban történik, beporlasztással. A bejutott cseppek több lépés során átalakulnak, hő hatására szabad atomok keletkeznek, melyek a közölt hőenergia hatására gerjesztődnek, akár ionizálódhatnak is. De előnyös a mérés során, hogy az alapállapotú atomoknak körülbelül csak 1 %-a kerül gerjesztett állapotba. A már említett elektromágneses sugárzás külső fényforrásból származik. Az atom csak a gerjesztési energiájának megfelelő hullámhosszú fotont nyeli el, így kerül gerjesztett állapotba. A sugárzás azon része, amely nem fordítódott gerjesztésre, szabadon halad tovább a detektor felé, ahol a kisugárzott fényhez képesti intenzitáscsökkenést mérjük adott hullámhosszon. Ezen fényintenzitás csökkenéséből következtetünk a fényelnyelést okozó atomok koncentrációjára (Bánhidi, 2009). Az általam használt műszer egy Unicam 929/2071 AA típusú spektrofotométer (11. ábra), az alkalmazott gáz: levegő/acetiléngáz keverék volt. 22

11. ábra Az elemzésekhez alkalmazott spektrofotométer (Posta, fotó: saját készítés) Ezzel a módszerrel mértem a mintákban a Ca 2+, Mg 2+, Na +, és K + ionok koncentrációját. Irodalmi adatok szerint a Ca 2+ lángatomabszorpciós mérése során interferenciát okozhat a foszfát, a szulfát, az alumínium és a szilícium jelenléte. A méréseim szerint a mintáink szulfátot tartalmaznak, emiatt szükséges volt ezeket lantán-kloriddal (LaCl 3 ) kezelni (Welz&Sperling 1999; MSZ EN ISO 7980:2000). A módszer egyik hátránya, hogy egyszerre csak egy elem analizálására képes. A Ca 2+ -koncentráció mérése előtt a vízminták 10x-es hígítása után történik (1 cm 3 vízminta, 1 cm 3 LaCl 3 oldat, 8 cm 3 desztillált víz). Ezt azért végezzük el, mert így kevesebb LaCl 3 oldat szükséges, mintha az 1000 ml-es vízmintákhoz adnánk 100 ml oldatot. 5.2.2 Koloriméter A koloriméterek (12. ábra) működése a Lambert-Beer törvényen alapszik, vagyis a mért intenzitás-csökkenés logaritmusa arányos a mért elem oldatbeli koncentrációjával (Bánhidi, 2009). 23

12. ábra Hach DR/2000 típusú koloriméter (saját készítés) Terepi koloriméterrel végezett vizsgálatokhoz a mérni kívánt összetevőnek megfelelő reagens hozzáadása és a reakció idő kivárása szükséges. A mérés ugyan így is csak néhány percig tart, viszont az eredményekről tudni kell, hogy csak tájékoztató jellegű információkat adnak. Ezzel a módszerrel történt a vízminták SO 4 2-, és Cl tartalmának mérése. 5.2.3 Titrálás Ennek a módszernek a lényege, hogy az általunk vizsgált anyaghoz olyan ismert töménységű mérőoldatot adunk, mely a meghatározandó vegyülettel gyorsan és teljesen végbemenő reakcióba lép, mely reakciónak a végét egy indikátor jelzi. A hidrogénkarbonát koncentráció meghatározását az MSZ 448/11-86 számú szabvány, a kloridion koncentráció meghatározásához pedig az MSZ 448/15-82-es számú szabvány követelményeinek megfelelően végeztem. 6 Vizsgálatok a Garadna- és Szinva-forrásokban 6.1 A Garadna- és Szinva-forrásokban történt mérések ismertetése 6.1.1 Vízkémiai paraméterek A Garadna-forrásban 2013.04.10. 2014.03.16. közötti időszakban történt folyamatos vízmintavétel, és a vett minták általános kémiai elemzésére is sor került. A mintavételezés egy Teledyne ISCO gyártmányú, 3700-as típusú automatikus vízmintavevő segítségével történt (13. ábra). 24

13. ábra A vizsgálatok során alkalmazott Teledyne ISCO gyártmányú, 3700-as típusú automatikusan mintázó, hordozható vízmintavevő (saját készítés) A méréstervezés a következő módon történt: 3,5 óránként történt egy mintavétel, mely 0,5 liter vizet jelentett, majd 3,5 óra elteltével újabb 0,5 liter minta vétele történt. Ez a két minta egy 1 literes mintatároló tartályba került, így egy 7 órán periódusról kapott átlagmintával dolgoztam. A mérési tapasztalatok alapján a minták tartósítása szükségessé vált, így a vízben oldott kalcium kicsapódásának megakadályozása érdekében 1 liter vízminta savazása 1 cm 3 65 %-os töménységű salétromsavval történt. Az 5.2. fejezetben ismertetett laboratóriumi módszerekkel történt a vízminták elemzése, Ca 2+ -, Mg 2+ -, Na + -, és K + -tartalmának meghatározása. A kutatás során összesen 1053 db vízminta elemzését végeztem el négy elemre, mely összesen 4212 mérést jelent. A mérések során kapott eredmények adatsorait, a legfontosabb mérési eredményeket és összefüggéseket az alábbiakban ismertetem. Elsőként a karsztrendszerek tulajdonságát legjobban tükröző, és legfontosabb elem, a Ca 2+ -mérési eredményeket, valamint azokat egyéb paraméterekkel összevetve mutatom be. 25

14. ábra Ca 2+ -koncentráció Ca/Mg-arány csapadék adatok a Garadna-forrásban (Miklós, 2013) A 14. ábrán is látható módon a Ca 2+ -koncentráció változása, valamint a Ca/Mg-arány görbéje együtt fut, viszont a decemberi időszaktól kezdődően a Ca 2+ -görbe inkább lassú csökkenő, míg a Ca/Mg-arányt jelző görbe növekvő tendenciát mutat. A Ca 2+ -görbéről elmondható, hogy sok kiugró pozitív, valamint negatív csúccsal rendelkezik, mely egy hatékony, jól karsztosodott rendszert jelez, amely rendszer nagyobb csapadékeseménye során képes a beszivárgott, valamint az oldatba került összetevőket a forrás felé szállítani (Hunkeler&Mudry, 2006). A Ca 2+ -koncentráció változása a vizsgált időintervallumban egy lassú, csökkenő, alapértéken mozgó tendenciát vesz fel, és elmondható, hogy egy csapadékszegény téli-tavaszi időszakban a koncentráció C Ca =90 mg/l alapértékre áll be. Az is megfigyelhető a 14. ábrán, hogy egy-egy csapadékesemény hatására a Ca 2+ - koncentráció kismértékű növekedést mutat, majd visszaáll egy átlagos értékre. Ez a viselkedés elmondható a Ca/Mg-arány változásáról is. Megjegyzendő, hogy korábbi, barlangi csepegésmérési vizsgálatok során is hasonló jelenségek voltak tapasztalhatóak (Lénárt L. szóbeli közlése, 2016). Ez a viselkedés magyarázható az ún. dugattyú effektus jelenségével, mely során a lehulló és beszivárgó csapadék hatására először a rendszerben már hosszabb ideje ott tartózkodó, magasabb oldott anyag tartalommal rendelkező víz nyomul ki a járatokból. Ennek az előfordulását sok tényező befolyásolja, melyek a karsztrendszer karakterisztikája és belső geometriája, a csapadék eloszlása, a hígulás mértéke, a járatrendszerben tárolt víz mennyisége és kémiai minősége, valamint 26

az az időtartam, mely ahhoz szükséges, hogy a beszivárgott víz a forrásban megjelenjen. Általában elmondható, hogy ez a jelenség karsztrendszerek esetén egy hosszabb, csapadékszegény időszak után bekövetkező csapadékesemény hatására jelentkezik (Hunkeler&Mudry, 2006). 15. ábra Mg 2+ -koncentráció Ca/Mg-arány csapadék adatok a Garadna-forrásban (saját szerkesztés) Ugyan a karsztrendszerek vízkémiáját alapvetően a mészkő oldódása határozza meg, a Garadna-forrásban kilépő víz áthalad egy dolomitrétegen is, ezért ez esetben érdemes megvizsgálni a Mg 2+ -koncentráció változását is. A 15. ábrán együtt ábrázoltam többek között a Mg 2+ -koncentráció adatokat a Ca/Mg-aránnyal. A két adatsor korrelációs együttható értéke R 2 =-0,7-re adódott, a 15. ábrán is látható módon a Mg 2+ -koncentráció értékek csökkenésével a Ca/Mg-arány növekedést mutat. A Ca 2+ -koncentráció változásához hasonlóan a Mg 2+ -koncentráció görbéje is egy kisebb léptékű csökkenő tendenciát mutat. Viszont eltérés mutatkozik a két elem koncentrációjának változásában csapadékhullás hatására, mert ezen esetben a Mg 2+ - koncentrációban kismértékű csökkenés figyelhető meg. Ugyan a Na + nem elsődleges paraméter a karsztrendszerek kutatása és jellemzése során, de az általános vízkémiai mérésekbe beletartozik, és ezen elem mérése is történt, melynek eredményei a 16. ábrán láthatóak. A paramétereket összevetettem a hulló csapadékértékekkel, és az tapasztalható, hogy a különböző mértékű 27

Na-koncentráció [mg/l] Csapadék [mm] csapadékesemények nincsenek hatással a Na + -koncentráció változásra. A vizsgált periódusban az adatsorban - úgy, mint a Ca 2+ adatsorban is - csökkenő tendencia figyelhető meg, viszont a két adatsor között nem állapítható meg korreláció. 3,0 Na-koncentráció - csapadék 24 2,5 Csapadék Na 20 2,0 16 1,5 12 1,0 8 0,5 4 0,0 0 16. ábra - A Garadna-forrásban mért Na + -koncentráció értékek összevetve a csapadékadatokkal (saját szerkesztés) A forrás vizében jelentkező Na + származhat barlangi üledékekből, de az is lehetséges, hogy a felszíni lefolyás során az ott megtalálható agyagpalákból oldódik be a vízbe. Az általam mért negyedik vízkémiai paraméter a K + volt, mely eredményeiből abszolút nem lehet a karsztrendszer tulajdonságaira következtetni, de a csapadékadatokkal összevetve érdekes viselkedés mutatkozott az adatsorban. 28

K-koncentráció [mg/l] Csapadék [mm] K-koncentráció - csapadék 1,2 1,1 Csapadék K 24 22 1,0 20 0,9 18 0,8 16 0,7 14 0,6 12 0,5 10 0,4 8 0,3 6 0,2 4 0,1 2 0,0 0 17. ábra - A Garadna-forrásban mért K + -koncentráció értékek összevetve a csapadékadatokkal (saját szerkesztés) Látható a 17. ábrán, hogy a K+-koncentráció értékek egy átlagosan növekvő tendenciát mutatnak, mely növekedés több esetben is megtörik. Megfigyelhető, hogy helyenként csapadékesemények hatására kiugró értékek jelentkeznek. Ezen viselkedés magyarázatához további vizsgálatok lehetnek szükségesek. Jelen esetben a forrásvízben megjelenő kálium egyrészt származhat a talajban lévő talajkolloidok felületéről, mely hirtelen, egyszerre hulló nagy mennyiségű csapadék hatására kimosódik, és a beszivárgó vízzel együtt a karsztrendszerbe jut. Másrészt bekerülhet a rendszerbe káliföldpátok mállásának a következtében, melyek megtalálhatóak barlangi üledékekben, vagy a Na + -hoz hasonlóan származhat felszíni agyagpalákból is. A vizsgálat keretében a vízkémiai paraméterek és egyéb tényezők közötti kölcsönhatások vizsgálata mellett felhasználtam a vízkémiai eredményeket a Garadna-forrás víztípusának meghatározására is, mely eredményt a későbbiekben is alapul vettem (lsd. 7.3. fejezet). A víztípus megállapításához egy gyakori grafikus módszert, a Piper-diagramot használtam. Fontos azt megemlíteni, hogy nem az automata vízmintavevő által gyűjtött, savazással tartósított mintákat használtam, hanem négy időpontban (2014. 03.17.; 03. 25.; 04. 07.; 04. 14.) vett vízminták elemzése során kapott adatokat vettem alapul. 29

A mérések során kapott eredmények alapján a GW_Chart nevű program segítségével készítettem el az adott időpontokban gyűjtött vízminták Piper-diagramját. Egy diagramon ábrázolva az eredményeket (18. ábra) látszik az, hogy a pontok fedésben helyezkednek el, tehát nincs közöttük különbség. Látható, hogy kationok szempontjából vizsgálva a magas Ca 2+ -tartalom mellett alacsony Mg 2+, valamint Na + +K + -tartalom jellemző, így a beosztás szerint egyértelműen Kalcium-típusúak a vizek. Az anionok ábráját nézve látható, hogy alacsony SO 2-4 -, és Cl - -tartalom mellett rendkívül magas CO 2-3 +HCO - 3 - koncentráció mérhető, mely alapján Bikarbonátos/Hidrogén-karbonátos-típusú, összességében tekintve pedig Ca-Mg-HCO 3 -típusba sorolható be a forrás vize, mely egy tisztán karsztos forrás vizét tükrözi. 18. ábra A Garadna-forrás víztípusának meghatározása Piper-diagram segítségével (saját szerkesztés, forrás: Kresic, 2007) Ez az eredmény azért is fontos, mert a Garadna-forrás vize dolomit kőzetből lép felszínre, viszont a vízgyűjtő területének legnagyobb hányada a Fehérkői Mészkő Formáció területén fekszik, és a 18. ábra alapján, valamint az alapján, hogy a magnézium aránya 5 30

%-nál kevesebb, megállapítható, hogy az elemzések során kapott vízkémiai adatok főként a Fehérkői Mészkő Formáción eredő vizeket jellemzik. Hasonlóan a Garadna-forráshoz, a vízkémiai vizsgálatok eredményeit felhasználva elkészítettem 6 vízminta paraméterei alapján a Szinva-forrás Piper-diagramját is, mely a 19. ábrán látható. 19. ábra A Szinva-forrás víztípusának meghatározása Piper-diagram segítségével (saját szerkesztés, forrás: Kresic, 2007) Megvizsgálva a 19. ábrán lévő diagramot elsőre szembetűnik, hogy a 6 időpontban vizsgált vízminták szinte egybeesnek, és hasonlóan a Garadna-forráshoz, a Szinva-forrás vize is Ca-típusú, HCO 3 -típusú, és összességében Ca-Mg-HCO 3 -típusú vízbe sorolható be, mely tisztán karsztos forrást jellemez. 31

6.1.2 Vízszint és vízhozam mérések Mivel a Garadna-forrásban a vízszint és vízhozam mérések a vízkémiai vizsgálatok befejezte után is folytatódtak, ezért ebben a fejezetben az ilyen irányú méréseket, számításokat és azok eredményeit ismertetem részletesen. A Garadna-forrás kiépített forrásterétől körülbelül 90 m-re a patakmederben került kialakításra egy Thomson-bukó, mely egy ún. éles bukó, a két bukóél által bezárt szög 90 (Zsembeli, 2008). Mérési elve: Az éles szélű bukó fölött átáramló térfogatáram függ a bukó fölötti mérőmagasságtól, az átbukó vízsugár nagyságától és alakjától, valamint egy kísérletileg meghatározható tényezőtől, amely kapcsolatban van a mérőmagassággal, a bukó és a felvízi csatorna alaki jellemzőivel és az áramló víz áramlási tulajdonságaival (MSZ 1709-8:1983). A bukó mellett található egy DATAQUA szonda, mely a vízszint-adatokat méri és regisztrálja, valamint egy lapvízmérce, melynek a 0 pontja megegyezik a mérőműszer 0 pontjával. A bukó oldalnézetben a 20. ábrán, felülnézeti helyszínrajza pedig a 21. ábrán látható. 20. ábra - A Garadna-forrásnál kiépített Thomson-bukó kialakítása, méretei (saját szerkesztés) 32

21. ábra A Garadna-forrásnál található Thomson-bukó kialakításának felülnézeti helyszínrajza (saját szerkesztés) A DATAQUA mérőműszer által mért vízszintadatok, valamint a MSZ 15304:2002 szabványban meghatározott módszer segítségével számítható a bukó hozama, mely a következő képlet alkalmazásával kapható meg: ahol: Q hozam [m 3 /s]; c bukóállandó; h átbukási magasság (a bukóél legalsó pontja felett mérhető vízoszlop magassága) [m]. A fenti képletben a c bukóállandó kifejtve: ahol: c bukóállandó; h átbukási magasság [m]. (MSZ 15304:2002). 33

2013 novemberében a Garadna-forrásban történő mérések bővítésének keretein belül kihelyezésre került a forrástérbe egy Teledyne ISCO 2150 Area Velocity Module, folyamatosan mérő-rögzítő ultrahangos áramlásmérő. Több, hasonló elven működő műszerrel ellentétben ez a berendezés egy adó-vevő fejjel rendelkezik. A vízáramlás átlagsebességének meghatározására a CW Doppler technológiát alkalmazza, a fej folyamatos ultraszonikus hullámokat bocsájt ki és méri a buborékokról és egyéb lebegő részecskékről visszavert beérkező hullámok frekvenciaváltozását (isco.com). A Thomson-bukóval ellentétben, ezen módszer során közvetett módon határozható meg a vízhozam, melynek alapképlete: ahol: v [m/s] a műszer által mért átlagsebesség; A [m 2 ] a meder keresztszelvény, illetve a vízfolyás keresztszelvényének területe (a szonda a vízmélységet is mériregisztrálja). Mivel a forrás vizét elvezető kialakított csatorna szelvénye nem szimmetrikus, ezért az 5. mellékletben is látható módon szükséges volt 5 részkeresztmetszetre osztani, mely során a hozamképlet a következőképpen alakul: ahol: v átlagsebesség [m/s]; a részkeresztmetszet [m 2 ]. Mivel a Garadna-forrás is a BKÉR mérőhelyek közé tartozik, így részletes, 15 perces gyakoriságú vízszint adatsor áll rendelkezésre. Ezt felhasználva a vízszint és a hozam adatsor között matematikai kapcsolatot határoztam meg oly módon, hogy egy diagramon ábrázoltam őket, majd felvettem a lineáris és a másodfokú polinomiális trendvonalakat. Ezután a trendvonalak egyenleteit átrendezve hozamra, és ennek az egyenletnek a segítségével vízszint adatokból visszamenőlegesen is számítható hozam. 6.1.2.1 Hozam-vízszint adatsor összefüggések 2013.11. 2014.07. időszakra számítva a Garadna-forrásban A fent említett módszert először egy korábbi számításom útján mutatnám be (Szegediné Darabos et al., 2014), mely során még csak majdnem 9 hónapos mért hozam adatsor állt rendelkezésemre. Az elkészített diagram a 22. ábrán látható. 34

22. ábra A hozam és a vízszint kapcsolata a Garadna-forrásban, az adatsorokra illesztett trendvonalak és egyenleteik (saját szerkesztés) A lineáris trendvonal egyenlete: Ezt átrendezve számítható a hozam a következő képletből: A másodfokú polinomiális trendvonal egyenlete: 35

Ezt átrendezve számítható a hozam a következő képletből: Felhasználva ezen hozamegyenleteket, a vízszintadatokból kiszámítottam a hozamot a vizsgált időszakra, mely a 23. ábrán látható. 23. ábra A Garadna-forrás vízszintjéből számított hozamok összevetve a mért hozammal [2013.11 2014.07 időszakban] (saját szerkesztés) Az egyes képletekkel számított hozamok valamint a mért hozam korrelációs együttható értékeit a 3. táblázat foglalja össze. 3. táblázat A mért és számított hozamok korrelációs együttható értékei a 2013.11. 2014.07. időszakra (saját szerkesztés) Mért hozam Számított hozam (lin.) 0,97 Mért hozam Számított hozam (másodfokú pol.) 0,99 Számított hozam (lin) Számított hozam (másodfokú pol.) 0,97 R 2 36

6.1.2.2 Hozam-vízszint adatsor összefüggések 2013.11. 2016.04. időszakra számítva a Garadna-forrásban Mivel a vízhozam és vízszint mérések a forrásban nem maradtak abba, ezért a rendelkezésemre álló eddigi teljes adatsorral is elvégeztem a fent leírt lépéseket. Ez az időszak 2013. 11. 2016.04.-ig terjed, mely már több mint 2 éves adatsor. Ismét ábrázoltam az adatsorokat, és felírtam az így kapott trendvonalak egyenleteit is (24. ábra), valamint azokból kifejeztem a hozamképleteket is. 24. ábra A hozam és a vízszint kapcsolata Garadna-forrásban, az adatsorokra illesztett trendvonalak és egyenleteik (saját szerkesztés) 37

A lineáris trendvonal egyenlete: Ezt átrendezve számítható a hozam a következő képletből: A másodfokú polinomiális trendvonal egyenlete: Ezt átrendezve számítható a hozam a következő képletből: Felhasználva ezen hozamegyenleteket, a vízszintadatokból kiszámítottam ismét a hozamot a vizsgált időszakra, mely a 25. ábrán látható. 25. ábra A Garadna-forrás vízszintjéből számított hozamok összevetve a mért hozammal [2013.11 2016.04 időszakban] (saját szerkesztés) Az egyes képletekkel számított hozamok valamint a mért hozam korrelációs együttható értékeit a 4. táblázat foglalja össze. 38

4. táblázat A mért és számított hozamok korrelációs együttható értékei a 2013.11. 2016.04. időszakra (saját szerkesztés) Mért hozam Számított hozam (lin.) 0,97 Mért hozam Számított hozam (másodfokú pol.) 0,98 Számított hozam (lin) Számított hozam (másodfokú pol.) 0,97 R 2 A fenti két időszakra elvégzett számításokkal az volt a célom, hogy megvizsgáljam, hogy a felállított matematikai összefüggés mennyire változik, illetve mennyivel lesz pontosabb a számítás, ha a rendelkezésre álló adatsor kevesebb, mint 9 hónapos, vagy több, mint 2 éves. A két időszakra elvégzett számítások eredményei azt mutatják, hogy jelentős különbség már nem mutatkozik. A 3. és 4. táblázat adatait összevetve látható, hogy a korrelációs együttható értékek nagyon jók a mért és számított hozam adatsorok között, valamint az is észrevehető, hogy mindkét esetben a magasabb rendű polinomiális egyenletet alkalmazva a számított adatok jobban közelítenek a valós, mért adatokhoz, így az esetleges későbbi számítások során, valamint esetlegesen más források vizsgálata esetén ezt a közelítést célszerűbb használni. Valamint azt is fontosnak tartom megemlíteni, hogy már egy egy évnél rövidebb, megfelelő sűrűségű adatsor (az általam használt adatsorok 15 perces sűrűségűek) segítségével is meghatározható vízszint és hozamváltozások között matematikai kapcsolat karsztok esetén, azt kell csak szem előtt tartani, hogy a vízszint magas és alacsony tartományokban egyaránt mozogjon az adatgyűjtési periódusban. 6.2 Egy új karsztvízmozgási elmélet ismertetése Annak érdekében, hogy jobban megértsük a karsztrendszerek működését és értelmes és valóságot közelítő áramlástani modellek felépítése lehetséges legyen, a rendszer hidraulikus viselkedésének és a repedésrendszer felépítésének minél pontosabb ismerete szükséges. Sajnos a klasszikus geológiai és hidrogeológiai vizsgálatok (geofizikai vizsgálatok, barlangi mérések, megfigyelések, víznyomjelzés) kevés információt szolgáltatnak. Ezen problémák fennállása hívta életre egy új módszer és elmélet kidolgozását, melyet Kovács A. és szerzőtársai alkottak meg (Kovács et al., 2015). Ezen módszer lényege, hogy források és megfigyelőkutak adatsorainak együttes feldolgozása során pontosabb információkat nyerjenek a karsztrendszer belső geometriájáról és hidraulikai tulajdonságairól. A források görbéi a karsztrendszer és az azt felépítő blokkok átlagos tulajdonságairól, míg a megfigyelőkutak görbéi egy konkrét blokk (amelyben a kút szűrőzve van) tulajdonságairól nyújtanak információt. A kiindulási modell 39

a következőképpen néz ki: adott egy forrás és a hozzá tartozó vízgyűjtő terület, mely bizonyos méretű blokkokból épül fel. A következő feltevés, hogy egy forrás vagy megfigyelőkút exponenciális leürülési görbéjét alapvetően három fő részre érdemes felosztani, és a három szakasz három különböző együtthatóval (α 1,2,3 ) jellemezhető (26. ábra) (Kovács et al., 2015). 26. ábra A leürülési görbe felosztása (Forkasiewicz and Paloc, 1967 in Kovács et al., 2015) A vizsgálat során a BKÉR adatsorait használták fel, és önálló csúcsokat, és a hozzájuk tartozó árhullámok csökkenő ágait vizsgálták olyan periódusokban, melyekben nem jelentkezett csapadék. mindezek kiegészültek a kutakra és forrásokra jellemző mester leürülési görbék vizsgálatával is. A tesztterület a Garadna- és Szinva-forrás vízgyűjtő területe volt. A felhasznált adatsorok magukból a forrásokból, valamint a vízgyűjtőkön található 3 megfigyelőkútból származtak (vízszint-, és hozam adatsorok kerültek felhasználásra és elemzésre). A kiindulási koncepció szerint a leürülési görbék egyes szakaszai különböző víztározó egységekre utalnak: a görbe A szakaszában az epikarsztos zóna, nagyméretű üreg-, és barlangrendszerekkel (mely az árvízi hozamot biztosítja), a B szakaszban az egységes kis repedésrendszer (mátrix porozitás), és a C 40

szakaszban (az alaphozamot biztosítja) a litoklázis rendszer vízutánpótló munkája jelentkezik (Kovács et al., 2015). A kidolgozott számítási módszereket alkalmazva a következő eredményekre jutottak a szerzők: 1. A leürülési görbéket felosztva, meghatározva α 1, α 2, és α 3 értékei között nagyságrendi eltérések mutatkoztak. 2. Miután a felső, jól karsztosodott zóna leürül, a karsztvízszint a nagyméretű járatok szintje alá süllyed (ha nincs utánpótlódás a beszivárgó csapadékból), és a kevésbé karsztosodott zóna egy jóval kisebb mértékű vízutánpótlódása fogja meghatározni a leürülési görbe C szakaszát. Ezek alapján a görbe árvízi és közbenső szakaszának α együttható értékéből számítható az önálló, feltöredezett blokkok mérete, mely 200-500 m-re adódott, a görbe alaphozamot mutató C szakaszának α együttható értékéből pedig jóval kiterjedtebb tározó méreteire lehet következtetni, mely ~20 km nagyságú. Tehát, ezekből levonva a konklúziót: nagy mennyiségű lehullott és beszivárgott csapadékot elsőként a blokkok közötti repedésrendszer vezeti el (27.a ábra), ez meg is jelenik a forrásokban, mint árvízi hozam, a csökkenés közbenső (B) szakaszában a utánpótlódást a blokkokból történő szivárgás biztosítja (27.b ábra), majd hosszú csapadékmentes időszakban a karsztvízszint kisimul, és a blokkokhoz képest jóval nagyobb, összefüggő rendszerként viselkedik, ekkor már csak a litoklázis rendszer biztosítja a források alaphozamát (27.c ábra). Ebben az esetben a blokk mérete a vizsgálat szerint vízgyűjtő méretűre adódott, ami azt jelenti, hogy ekkor már tagozódás nélküli, összefüggő karsztvízfelszínről beszélhetünk. 41

27. a, b, c ábra A Bükk Fennsík elméleti hidrogeológiai modellje (Kovács et al., 2015) 42

3. A Garadna-forrás α 1 együttható értéke három nagyságrenddel kisebbnek mutatkozott, mint a többi megfigyelőponté, ez azt jelenti, hogy a Garadna vízgyűjtő területe valószínűleg nincs hidraulikai kapcsolatban a Nagyfennsík karbonátos összletével, attól egy vető választja el. 4. Az NV-17-es megfigyelőkút α 1 együttható értéke egy nagyságrenddel kisebb, mint a többi megfigyelőállomásé. Ez valószínűleg abból a sajátos helyzetből adódik, hogy a megfigyelőkút a Szinva-forrás vízgyűjtőjének határán fekszik, és csapadékszegény időszakban előfordulhat, hogy kis víz esetén az NV-17 a szomszédos kisebb vízgyűjtők egyikéhez tartozik. 5. A megfigyelőkutak és források csökkenési görbéit vizsgálva a blokkok mérete 200-500 m nagyságúra adódott, mely értékek megfelelnek a terepi megfigyeléseknek (Kovács et al., 2015). Az az eredmény, hogy alacsony vízhozamok esetén a számítások alapján a vízgyűjtő terület kiterjedésére 20 km-es érték adódott, azt mutatja, hogy a Bükk központi területe alacsony vízszintek esetén hidraulikailag egységesként viselkedik. Mivel az NV-17-es megfigyelőkút 350 m mélységű, ezért az eredmények csak ezen mélységig adnak információt, ám ezek alapján feltételezhető, hogy a bükki hideg-meleg karszt nem különíthető el egymástól, azokat célszerű egységként kezelni. Korábbi vizsgálatok során kimutatták, hogy a hegységnek ezen a területén a vertikális karsztosodottság mértéke 300-350 méterre tehető (Hernádi et al., 2012; Szegediné et al., 2015), mely nagyjából egy mélységre tehető az NV-17-es megfigyelőkőt mélységével. Ezek alapján elmondható az, hogy a kút adatait használó számítások eredményei általában igazak lehetnek a hegység központi területeinek egészére is. Valamint alátámasztja azt a tényt is, hogy alacsony vízhozamok esetén az egész terület egységesként viselkedik, mivel ekkor már a gyengén karsztosodott zóna litoklázis rendszere adja a források vízutánpótlódását. 6.2.1 Izotóp-hidrogeológiai mérések a Szinva-forrásban Az előző fejezetben vázolt vízmozgási elmélet eredményeinek megerősítése érdekében kezdődtek mintavételezések a Szinva-forrásban, izotóp-hidrogeológiai mérések elvégzése céljából. Az volt az elképzelésünk, hogy a vízszintcsökkenések alsó szakaszán, a korábban bemutatott B és C zóna határán (26. ábra) a friss víz jelenlétére utaló trícium koncentrációban is egy mennyiségi csökkenésnek kellene bekövetkeznie, ill. a C zónában folyamatos csökkenést várunk.. 43

6.2.1.1 Az izotópokról általánosságban A világegyetemet végső soron felépítő atomok atommagjai protonokból és neutronokból állnak. Az elemek rendszáma (Z) megadja, hogy atommagjuk hány protont tartalmaz. Semleges atomok esetében a protonok és neutronok száma megegyezik, azonban ez az egyenlőség nem minden esetben áll fenn. Ekkor beszélünk izotópokról, melyek ugyanazon elem azonos rendszámú, de eltérő tömegszámú (A) változatai. Típusukat tekintve két fő csoportra oszthatóak: stabil és radioaktív izotópokra. A stabil izotópok természetes körülmények között nem bomlanak, míg radioaktív társaik természetes radioaktív bomlás során új elemekké alakulnak (Mook, 2001). Az izotópmérések egyik kiindulási pontja az izotóp frakcionáció, mely az eltérő tömegszámú izotópok eltérő viselkedésén alapul, mivel különböző erősségű kötésekkel kapcsolódnak egymáshoz. Lényege, hogy adott rendszerből mindig a könnyebb izotópok távoznak először, és a rendszerben visszamaradt anyag nehezebb izotópokban lesz gazdagabb (a természetben előforduló legfontosabb ilyen folyamat a párolgás), mivel a nehéz izotópokból álló molekulák alacsonyabb energiaállapotúak, stabilabb állapotban, és stabilabb kötésben is vannak (Fórizs, 2005). Ezt a jelenséget számos tényező befolyásolja, melyek pl. a hőmérséklet, tengerszint feletti magasság, óceántól való távolság. A vizsgálatok során az adott minta könnyű és nehéz izotóp tartalmának relatív különbségét egy standard értékhez viszonyítva határozzák meg a következőképpen: [ ] ahol: R - a nehéz és könnyű izotópok aránya, pl: 2 R= 2 H/ 1 H. Ha δ>0, akkor a minta relatíve nehéz izotópokban gazdagabb, ha δ<0, akkor pedig izotóp szempontból könnyebb. Megjegyzendő, hogy a természetben előforduló izotópok δ értéke kicsi, ezért általában a fent is leírt módon -ben adják meg, mely a 10-3 -os faktornak (ppt) felel meg, maga a δ érték dimenziómentes szám (Mook, 2001). A hazai és nemzetközi gyakorlatban a hidrogeológiai kutatások során leggyakrabban alkalmazott környezeti izotópok: stabil izotópok: - deutérium (δ 2 H) - oxigén-18 (δ 18 O) radioaktív izotópok: - trícium ( 3 H) - radiokarbon ( 14 C) 44

(Deák et al., 2013). 6.2.1.2 Környezeti izotópok hidrogeológiai alkalmazásának lehetőségei Az izotóp-hidrogeológiai mérések és kutatások fő céljai között szerepel a hidrogeológiai és hidraulikai modellezési eredmények, felállított elméletek eredményeinek verifikálása, alátámasztása. A hatvanas évektől kezdve a VITUKI munkatársai számtalan környezeti izotóp vizsgálatot végeztek, így napjainkra ezt az eljárást már rutinszerűen használják a hidrogeológusok (Deák et al., 2013). Mivel a Szinva-forrásban történt mérések során deutérium (δ 2 H)-, trícium ( 3 H)- és oxigén-18 (δ 18 O)-koncentráció mérések történtek, ezért ezen három izotóp alkalmazási lehetőségeit mutatom be részletesen. 6.2.1.2.1 Trícium ( 3 H) A hidrogén hármas tömegszámú izotópja, a természetben legkisebb mennyiségben előforduló radioaktív izotópok egyike, mely tiszta sugárzó izotóp, bomlása közben lágy β- sugárzással alakul át stabil héliummá: Koncentrációját ún. Tritium Unit-ban (TU), azaz trícium egységben adják meg, ahol: Tehát, 1 TU az a koncentráció, mely esetében 10 18 hidrogén atomra jut 1 trícium atom. Ugyan hivatalos SI mértékegysége Bq/dm 3 vagy Bq/l, ám a hazai és nemzetközi gyakorlat és szakirodalom is a TU egységet alkalmazza (Deák, 2006). Mivel a trícium beépül a vízmolekulába az egyik hidrogénatom helyére, és abszorpciós jelenség nélkül halad a felszín alatt áramló vízzel, így az egyik legideálisabb nyomjelzőként használható. Viszonylag egyszerű alkalmazhatóságát az teszi lehetővé, hogy 12,4 éves felezési ideje miatt az 50 évnél fiatalabb csapadékvizekben egyértelműen kimutatható a jelenléte, míg annál idősebb vizekben gyakorlatilag nulla a koncentráció (TU<1). Ezek alapján tehát eldönthető, hogy a vizsgált víz fiatalabb-e 50 évnél, illetve, hogy tartalmaz-e ilyen komponenst például hozzákeveredés következtében. A trícium vizsgálatok alkalmasak beszivárgási vizsgálatok elvégzésére, felszín alatti vízkészletek utánpótlódásának meghatározására, felszín alatti vízbázisok védettségének, vagy felszíni-, és csapadékvizek elérési idejének vizsgálatára is (Deák, 2006). 6.2.1.2.2 Stabil izotópok: deutérium ( 2 H) és oxigén-18 (δ 18 O) A deutérium és oxigén-18 izotópok nem bomlanak, és környezeti izotópok révén természetben előfordulnak. Alapvetően a vízmolekulákhoz kapcsolódnak, és igen jól 45

alkalmazhatóak hidrogeológiai kutatások során. Alkalmasak vizek eredetének megállapítására, általuk nyomon követhetőek egyes - vízmozgásokat érintő - geológiai folyamatok is. Előfordulási gyakoriságuk, ill. vegyületgazdagságuk nagy, emiatt a leggyakrabban mért és vizsgált izotópok közé tartoznak (Restás-Göndör, 2015). A deutérium és oxigén-18 izotópok esetében a következő módon határozzák meg az izotóp arányokat: [ ] [ ] ahol a viszonyítási standard az SMOW (Standard Mean Ocean Water); 2 H/ 1 H=(158±2)*10-6 ; 18 O/ 16 O=(1993,4±2,5)*10-6 (Mook, 2001). A kontinentális csapadékvizekben és felszín alatti vizekben a δd és δ 18 O koncentráció között lineáris kapcsolat fedezhető fel, melyet Globális Csapadékvíz Vonalnak (Global Meteoric Water Line) neveznek, és a következő egyenlettel írható le: δd δ 18 O+10. A kontinentális területen hullott csapadékból vett minták, valamint a felszín alatti vizek e vonal közelében helyezkednek el izotóparány tekintetében (Fetter, 2000). Mivel a csapadék δd és δ 18 O tartalma az évszakokkal együtt periodikusan változik, a beszivárgó vizek befolyásolják a karsztban tárolt vízmennyiség izotópos jellegét is, mely információval szolgálhat a rendszer időbeli változásairól, ám nem szabad elfelejteni, hogy a karsztos területeken beszivárgó vizek nem tökéletes keveredésen mennek keresztül a rendszerben. Minél nagyobb mélységből lépnek felszínre ezek a vizek, annál kevésbé érzékelhető esetükben a szezonális izotóp ciklus (Goldscheider and Drew, 2007). A δd és δ 18 O vizsgálatok alkalmazhatóak 14 C vízkorok ellenőrzésére, paleoklíma rekonstruálására, idősebb és fiatalabb vizek keveredésének kimutatására, megkülönböztethetőek a jégkorszakban valamint holocénban beszivárgott vizek is (Egyed, 2014). 6.2.1.3 Izotóp vizsgálatok a Szinva-forrásban 2015.06.01. 2015.09.28. közötti időszakban összesen 20 mintavételezés történt a Szinva-fő-forrásban, a kiépített vízmű épület mintavevő csapján, nyers vízből. A vett 46

vízminták általános vízkémiai elemzését (Ca 2+, Mg 2+, Na +, K +, HCO - 3, Cl - -koncentráció mérése) a Miskolci Egyetem Hidrogeológiai - Mérnökgeológiai Intézeti Tanszék Vízkémiai Laboratóriumában végeztem. Ezen kívül az MTA Atommagkutató Intézetben, Debrecenben történtek izotóp mérések is, melynek keretein belül meghatározásra került a vízminták trícium ( 3 H)-tartalma, valamint stabil izotópok közül a deutérium (δd)-, és oxigén-18 (δ 18 O)-tartalma is. A mérések célja az volt, hogy vizsgálható legyen, hogy a Szinva-forrás vize adott csapadék-, és hozamviszonyok mellett milyen mértékben tartalmaz meteorikus, valamint mélységi vizeket. További cél az eredmények kiértékelése és felhasználása során, hogy vízkémiai és izotóphidrogeológiai paraméterek segítségével vizsgáljam a 6.2. fejezetben vázolt új karsztvízmozgási elmélet feltevéseit. 6.3 Eddigi eredmények A vizsgálatok során mért általános kémiai paraméterek, az izotóp mérések eredményeinek jelleggörbéjét, valamint a Szinva-forrás vízszintadatait külön-külön ábrázoltam, minden paramétert a vizsgált időszakban hullott csapadékkal összevetve (28. ábra). Azért csak a jellegüket, hogy a vizsgált időszakban a változások könnyebben nyomon követhetőek legyenek. A pontos idősorok külön-külön nagy méretben a 6. mellékletben is megtalálhatóak. 47

28. ábra - A Szinva-forrásban mért paraméterek változásának jelleggörbéi a vizsgált időszakban (a piros vonal 2015.06.11-i dátumot jelöl) (saját szerkesztés) 48

A csapadékadatok a Felsőhámori csapadékmérő állomásról származnak. Látható a 28. ábrán, valamint a 6. mellékletben is, hogy szinte mindegyik kémiai paraméter értékében, valamint a trícium értékében egy nagy ugrás látható a 4. mintában (2015.06.11.), mely a csapadékadatokat tekintve nem lenne indokolt, ugyanis az ezt megelőző időszakban elhanyagolható mennyiségű (1,5 mm) csapadék hullott. Viszont - mivel minden kémiai paraméter adatsorában egyértelmű változás mutatható ki - feltételezhető, hogy ebben az időintervallumban történt csapadékesemény, mely sajnos egyik csapadékmérő állomás (Jávorkút, Felsőhámor) adatsorában sem volt kimutatható. Azonban a hegység mikroklimatikus viszonyait tekintve valószínűsíthető, hogy a Szinva-forrás vízgyűjtőjén lokális csapadék hullott, mely változásokat generált a forrásból kilépő víz kémiájában, ezt azonban sajnos nem tudjuk csapadékadatokkal is alátámasztani. Jelen kutatás során a cél az volt, hogy a mérési adatok segítségével alátámasztható legyen - a 6.2. fejezetben ismertetett - Kovács A. és szerzőtársainak elmélete. A cél az volt, hogy a mintavételezések akkor történjenek, amikor a forrás vízhozam görbéje csökkenő ágban van, és azon belül is a középvízi hozamból ( B szakasz) alaphozamba ( C szakasz) vált át (26. ábra). A Szinva-forrás vízszint görbéjét megelemezve azonban az derült ki, hogy ez a váltás 340 mbf-i vízszint értéknél következik be, így sajnálatos módon a mintavételezések kezdetekor a forrás már alaphozamot produkáló fázisban volt, és a mérések során végig abban is maradt, mivel jelentős csapadékhullás nem történt. Ez látható a forrás vízszint görbéjén is, mely folyamatos csökkenő tendenciát mutat. Ugyan a görbén egy jelentősnek látszó növekedési fázis látható, felhívnám a figyelmet arra, hogy ez értékben mindössze 0,5 cm-t jelent, szinte elhanyagolható. Továbbá, alátámasztják a vízkémiai eredmények is, melyeken látható, hogy a Ca 2+ kivételével mind növekvő tendenciát mutatnak, mely növekedés magyarázható azzal, hogy kevés csapadék, lassú vízmozgás esetén több ideig tartózkodik a víz a rendszerben, így képes jobban mineralizálódni. A 2015.06.11-i napon vett mintában az alapvető kémiai paraméterek (Ca 2+, Mg 2+, Na +, K + ) értékeiben megfigyelhető egy nagy ugrás, mely az ún. dugattyú effektusra utal, mely során csapadék hatására elsőnek a jobban mineralizált víz jelenik meg a forrásban, és csak utána jelentkezik a frissen beszivárgott csapadék. Ez a viselkedés a Garadna-forrás esetében szintén megfigyelhető volt, ám ott jóval részletesebb kémiai adatsor áll rendelkezésre. Azt is hozzá kell tenni, hogy a kiugró trícium érték is friss csapadék hullására utalhat. A forrást kezelő vízmű megerősítette, hogy a mérési időszakban jelentősebb műszaki beavatkozás, tevékenység nem történt a forrásfoglalásban, így az emberi beavatkozásból következő változás lehetősége elvethető. 49

A kutatás jelen fázisában még nem sikerült a korábban ismertetett vízmozgási koncepciót igazolni. Jelenleg ugyanis várjuk a jelentősebb mértékű csapadék hullását, és amint 340 mbf felé emelkedik a forrás vízszintje, további mintavételezések, és kémiai elemzések fognak történni, melyek úgy gondoljuk alá fogják támasztani az új karsztvíz-mozgási elmélet relevanciáját. Ha ez megtörténik, akkor ez az eredmény is azt fogja megerősíteni, hogy a Bükkben a hideg-meleg karszt egységes, és együtt kezelésük mindenképpen célszerű a jövő hidrogeológusai számára. 7 Vizsgálatok a DNy-i Bükkben Napjainkban egyre inkább előtérbe kerül az a szemlélet, hogy a rendelkezésünkre álló vízkészletekkel hosszú távon is fenntartható módon gazdálkodjunk. Ennek elérése érdekében nagy feladat hárul mind a hidrogeológusokra, mind a vizeket használó vízművekre, hiszen tisztában kell lenniük azzal, hogyan lehet megoldani a vízkészletek mind mennyiségi, mind minőségi szempontból is megfelelő hasznosítását. Ehhez a folyamathoz kiinduló adatként elengedhetetlen ismerni az egyáltalán rendelkezésre álló vízkészletek nagyságát. 7.1 Új vízkészlet számítási módszer bemutatása új karsztvízdomborzati térkép alapján Mivel a bükki karsztvízkészletek adják a hegység környezetében fekvő települések nagy részének ivóvízellátását, már több évtizede felmerült az igény a készletek becslésére. 1954 és 2008 között összesen 13 különböző módszer került kidolgozásra, viszont ezek szinte mindegyike vízháztartási vizsgálatokon alapul. ahol: CS a lehulló csapadék (input); Q ki a kilépő hozam; ET evapotranspiráció; - maga a keresett tárolt mennyiség, vagyis a rendelkezésre álló vízkészlet (Groves, 2007). Ennek legnagyobb hátránya az, hogy a vízháztartási egyenlet minden egyes paraméterét meg kell becsülni, ill. határozni, mely nagyon nehéz feladat, és karsztok esetén a fennálló inhomogenitások miatt ezen számításokban speciális változtatásokat kell eszközölni. A Miskolci Egyetem Környezetgazdálkodási Intézete évek óta végez térfogati készletbecslést a bükki karsztvízkészleteket termelő vízművállalatok részére, mely során a több, mint két évtizede működő, a 5.1. fejezetben bemutatott, BKÉR adatait használja fel. Az alkalmazott módszer előnye, hogy viszonylag egyszerű és pontos méréseken alapul, és korábbi kutatási eredmények is fel lettek használva a megtervezésénél 50

(Szegediné Darabos, Tóth, Czesznak, Lénárt, Hernádi, 2014). Hátrányaként kell viszont említeni, hogy nem veszi figyelembe sem a domborzati, sem a földtani adottságokat, és a számítás során vizsgált terület egészét egyetlen átlagos hézagtérfogat értékkel fedi le. Emellett az alapszint önkényesen lett megállapítva, és a számításokat egyetlen megfigyelőkút (Nv-17) 23 éves adatsora alapján, valamint az aktuális adatok alapján végzi. Ezen szempontokat figyelembe véve felmerült az igény a módszer megújítására, fejlesztésére (Szegediné Darabos, Tóth, Czesznak, Lénárt, Hernádi, 2014). Az új módszer lényege, hogy a már említett BKÉR adatait, valamint a VIFIR forráskataszter bükki forrásokra vonatkozó adatait felhasználva meghatározható legyen a rendelkezésre álló bükki karsztvízkészlet, és ezzel együtt egy karsztvíz-domborzati térkép is. Ezáltal nincs szükség a vízháztartási egyenlet paramétereinek bizonytalan meghatározására. A módszer elve, hogy a mért vízszint adatokból, valamint a hegység területén elhelyezkedő források fakadási szintjének magasságából karsztvíz-domborzati térkép szerkeszthető, majd a korábbi kutatások során meghatározott alapszint fölötti karsztvíz mennyisége, az irodalmi adatok alapján meghatározott porozitás értékekkel való súlyozás után, vízföldtani kategóriánként térfogatszámítással meghatározható (Szegediné Darabos, Tóth, Czesznak, Lénárt, Hernádi, 2014). A módszer pontosságának kulcskérdése, hogy a vízdomborzati térkép jól kerüljön meghatározásra. Az előállított térképen ki kellett hagyni a hegység ÉNy-i területének egy darabját, valamint a DNy-i Bükkben kapott eredményeket (30. ábra), mivel láthatóan nem voltak relevánsak. 51

29. ábra A Bükk teljes területére megszerkesztett karsztvíz-domborzati térkép az összes forrás fakadási pontjának felhasználásával (szerk: Tóth M.) Látható a 29. ábrán, hogy főként a DNy-i Bükk területén az izovonalak helyenként keresztezik egymást, valamint lokális, helyi árampályák meglétét jelzi az ily módon szerkesztett térkép. Ez magyarázható azzal, hogy ezen területeket főként nagyon rossz vízvezető képességgel rendelkező kőzetek fedik, viszont a DNy-i Bükkben feltehetőleg még a vizsgálati mélységben megjelennek a triász korú karsztos kőzetek, így a teljes áramlási kép megalkotásához ezen terület viszonyainak tisztázása szükséges (Szegediné Darabos, Tóth, Czesznak, Lénárt, Hernádi, 2014). Az említett területeken kapott eredmények értelmezhetetlensége valószínűsíthetően abból fakadt, hogy a térképszerkesztés során az ott található összes forrás fakadási szintje felhasználásra 52

került, viszont ezeken a hegységrészeken előfordulnak olyan lokális árampályák is, melyek nem képezik a karsztrendszer részét, vizük csak a fő felszínhordozó agyagpalákból és rossz vízvezetőképességű összletekből ered. Az én feladatom volt ezeknek a forrásoknak kémiai módszerek alkalmazásával történő leválogatása (Miklós, 2014). 30. ábra Az eddig elkészült új bükki karsztvízszint-domborzati térkép. Jelmagyarázat: 1 Hideg vizű megfigyelőkút; 2 Hideg-langyos vizű megfigyelőkút; 3 Meleg-langyos vizű megfigyelőkút; 4 jól karsztosodó kőzetek; 5 gyengén karsztosodó kőzetek; 6 nem karsztos, hasadékos kőzet: riolit és dácittufa; 7 Nem karsztos, hasadékos kőzet: egyéb; 8 nagyon rossz vízvezető kőzet; 9 törmelékes üledékek; 10 vízszint izovonalak (szerk: Hernádi B.) 7.2 Vízkémiai vizsgálatok a karsztvíz-domborzati térkép pontosításához 7.2.1 Vízmintavételi pontok és kitűzésének szempontjai Munkám célja az volt, hogy megállapítsam a DNy-i Bükk területén fakadó források melyik van, illetve nincs kapcsolatban a karsztrendszerrel. Ezt mintavételezésekből származó minták vízkémiai elemzéséből származó adatok feldolgozásával tettem meg. A mintavételezések a nyári hidrológiai félévben történtek, és a mintázandó források kijelölése több szempont figyelembevételével történt, melyek: 53

- földtani felépítés (igyekeztem olyan forrásokból mintát venni, melyek a jura korú palaösszleten fekszenek), - földrajzi elhelyezkedés és megközelíthetőség (számba véve azt is, hogy egy nap alatt hány mintavételezés kivitelezhető), - olyan forrásokat kiválasztása, melyekről még semmilyen vízkémiai adat nem állt rendelkezésemre a VIFIR bükki forráskataszterből. Így három nap alatt összesen 15 forrásból vettem vízmintát, melyeket a lehető leghamarabb (24 órán belül) laboratóriumban elemeztem. 31. ábra A kutatás során az általam vizsgált források a DNy-i Bükkben (saját szerkesztés Tóth M. nyomán) 7.2.2 Az adatok feldolgozásának módszerei Piper- és Stiff-diagramok segítségével A vízkémiai eredmények feldolgozásának egyik leggyakoribb és legegyszerűbb módja a grafikus kiértékelés, mely a dolgozat elkészítése során Piper-, és Stiff-diagramok 54

segítségével készült. A módszerek alkalmazásának eredményeként meghatározható a vizsgált víz kémiai jellege, víztípusa, mely a jelen vizsgálat célja volt. 7.2.2.1 Piper-diagram A diagram elkészítéséhez a vizek alábbi fő kémiai paraméterei szükségesek: kationok: - kalcium (Ca 2+ ) - magnézium (Mg 2+ ) - nátrium (Na + ) - kálium (K + ) anionok - klorid (Cl - ) - szulfát (SO 2-4 ) - hidrogén-karbonát (HCO 3 ) + karbonát (CO 2-3 ) (Kresic, 2007). Az általam végzett vízkémiai elemzések során a kationok a 5.2.1. fejezetben ismertetett lángatomabszorpciós spektrofotometria, a kloridion és hidrogén-karbonát mennyiségének meghatározása a 5.2.3. fejezetben leírt titrálás, a szulfátion meghatározása pedig a 5.2.2. fejezetben bemutatott koloriméter segítségével történt. Az általam mért, valamint a Bükki forráskataszterben található vízkémiai paramétereket felhasználva a GW_Chart nevű program segítségével elkészítettem az összes vizsgált forrás Piper-diagramját (a diagram beosztása, mely alapján leolvasható a vizsgált víz típusa, a 18. és 19. ábrán látható). 7.2.2.2 Stiff-diagram A vízkémiai paraméterek kiértékelésének és ábrázolásának egy másik kedvelt módja a Stiff-diagram, mely szintén egy grafikus megjelenítési módszer, mely egy szabálytalan alakú sokszög formájában jeleníti meg a kationok és anionok egymáshoz való viszonyát. A diagram megszerkesztéséhez szükséges bemenő paraméterek ugyanazok, mint a fent említett Piper-diagram esetén, annyi különbséggel, hogy ez esetben az elemek koncentrációjának mértékegysége nem [mg/l], hanem milligram-ekvivalens/l [meq/l]. Mivel a mértékegység átszámítások esetén [meq] egység számításához figyelembe kell venni a különböző ionok egyensúlyi tömegét is, így végeredményben pontosabb képet kapunk a vízben oldott komponensek arányáról (Kresic, 2007). 55

Az eredményül kapott poligon alakja sokszor nyújt segítséget a víz típusának meghatározásakor. Mivel korábbi munkám során (Miklós, 2013) bizonyítottam a Garadnaforrás vizének tisztán karsztos jellegét, ezért a forrás Stiff-diagramját hozom példának arra, hogyan is néz ki egy karsztos típusba tartozó víz diagramja, mely a 32. ábrán látható, mellette táblázatban a szerkesztéshez felhasznált kémiai paraméterek értékei. 32. ábra A tisztán karsztos víztípusú Garadna-forrás Stiff-diagramja (saját szerkesztés) 7.3 A vízkémiai adatok, eredmények kiértékelése és értelmezése Munkám során 39 forrást vizsgáltam, ezek közül 15 forrás mintázását végeztem el terepen, valamint elemeztem a vett vízmintákat laboratóriumban. A fennmaradó 24 forrás adatai a VIFIR Bükki forráskataszteréből származnak, és a jobb összevethetőség érdekében csak a nyári hidrológiai félévből származó adatokat dolgoztam fel, mivel a mintavételezések is ebben az időszakban történtek. Elsőként elkészítettem minden forrás Piper-diagramját, majd ha nem lehetett egyértelműen meghatározni a vizsgált víz típusát, akkor készült el a Stiff-diagram is. Ha a két típusú diagramot összevetve sem sikerült egyértelmű eredményt kapnom, akkor minden esetben a Stiff-diagramot kiértékelve határoztam meg a víztípust (pl.: 7. melléklet: Laci-lápai-forrás). Referenciaként a 32. ábrán is látható tisztán karsztos jellegű Garadna-forrás diagramját használtam fel, mely mutatja, hogy ilyen típusú víz Stiff-diagramja milyen alakot vesz fel. Az elkészített diagramokat megvizsgálva és kiértékelve megállapítható az, hogy szinte minden forrás esetén - függetlenül a vízadó kőzettől a Ca 2+ a domináns kation a vizekben (lsd. 7. melléklet). Ez okozhatta azt is, hogy a Piper-diagramokon a pontok nagy többsége a Ca-HCO 3 -mezőbe esett, néhány kivételtől eltekintve, melyek a Ca-Mg-Clmezőben találhatóak. A kutatásom célja az volt, hogy kimondjam, az egyes forrásoknak van-e köze a karsztrendszerhez. Mivel a Ca 2+ jelenléte minden esetben domináns volt, ezért a típusba sorolás során a HCO - 3 többi anionhoz viszonyított jelenlétéből indultam ki. 56

Ezen döntést az az alapgondolat vezérelte, hogy ha a vizsgált minta hidrogén-karbonát tartalma arányait tekintve alacsony, akkor a forrásnak nincs köze a karsztrendszerhez, így a víz jellegét alapvetően nem a mészkőben tartózkodás során lejátszódó oldódási folyamatok fogják meghatározni. Olyan eset is előfordult, hogy egy forráshoz több időpontbeli mérési adatsor is tartozott, és az ezen adatok alapján elkészített diagramokon teljesen más víztípusok mutatkoztak (pl. 7. melléklet: Gyökeres-Tető-alatti-forrás). Ez a jelenség magyarázható azzal, hogy a különböző időpontokból származó mintázások esetén másak voltak a csapadékviszonyok, és egy nagyobb csapadékmennyiség hatására egyes források a megemelkedett nyomásszint miatt kapcsolatban kerülhetnek a karsztrendszerrel, abból időszakosan vízutánpótlódást kaphatnak. Az elkészült Piper- és Stiff-diagramok a 7. mellékletben találhatóak. A fentebb vázolt szempontokat figyelembe véve a vizsgált 39 forrást a következő négy kategóriába soroltam be víztípusuk alapján: 1. karsztos jellegű 2. karsztos jellegű, de magasabb Cl-, SO 2 4 tartalommal 3. nem karsztos jellegű 4. nem eldönthető. A vizsgált források listája, és megállapított víztípusuk a 8. mellékletben található. A kategóriákba sorolás után térképen ábrázoltam az eredményeket, mely a 33. ábrán látható. 57

33. ábra A kutatás során vizsgált források víztípus szerinti kategóriába sorolásának eredménye, a számmal jelzett források felhasználhatóak a karsztvíz-domborzati térkép pontosításához (saját szerkesztés Tóth M. nyomán, maps.google.com) 58

A 33. ábra alapján elmondható az, hogy a karsztos típusú források legnagyobb hányada karsztos és nem karsztos kőzetek határán, vagy annak környezetében lép felszínre, ahol a víz egy rossz vízvezető képességű közeg határához ér. Ugyanez a tulajdonság elmondható azon forrásokról is, melyek víztípusa karsztos, de magasabb Cl-, SO 2-4 - tartalommal jellemezhetőek, és legnagyobbrészt a Répáshutától északra elterülő, rossz vízvezető képességű sávon találhatóak, melyet főként a Lökvölgyi Formációt alkotó sötétszürke agyagpala épít fel. Ez gyakorlatilag mészmentes, ásványos összetétele alapján 20-35 % klorit-tartalommal jellemezhető (Pelikán, 2005). A nem karsztos jellegű források szintén ezen a jura korú palaösszleten lépnek felszínre, azonban hozamuk lényegesen kisebb (1-10 l/perc), mint a karsztos típusú forrásoké (5-25 l/perc, de csapadékos időszakban akár 100-800 l/perc is lehetséges). Azon források esetén, melyekről nem lehetett egyértelműen meghatározni a víztípusukat, szintén karsztos-nem karsztos kőzethatárok közelében fekszenek, mely magyarázat lehet arra, hogy különböző időpontokban különböző, változatos kémiai jelleget mutatnak. Előfordulhat ugyanis, hogy nagyobb csapadék hatására a megemelkedett karsztvízszint következtében a karsztrendszerből vízátadás történik a palaösszletek felé. Összefoglalva a fentebb leírtakat, a 33. ábrán számmal jelölt források azok, melyek kutatásom során kapott eredmények tekintetében felhasználhatóak a DNy-i Bükkben a karsztvíz-domborzati térkép szerkesztéséhez, valamint pontosításához. Ezen források a következők: (1) Borjú-kút-forrás (14) Diósi-kút-forrás (2) Kis-Hárs-kút-forrás (15) Erdei (Névtelen)-forrás (3) Kis-tölgyes-oromi 1.-forrás (16) Faluszéli-kút-forrás (4) Kis-tölgyes-oromi 4.-forrás (17) Kis-tölgyes-lápai 2.-forrás (5) Pazsag-forrás (18) Névtelen 1.-forrás (6) Pazsag-kút-feletti-forrás (19) Névtelen 2.-forrás (7) Rakottyási-forrás (20) Pénzpatak Ny-i (Vadász-vgy-i)-forrás (8) Szent Erzsébet-forrás (21) Tábor-hegyi (Zsilibes)-forrás (9) Belvács (Vándor)-forrás (22) Útőrházi (János-réti)-forrás (10) Hárs-kút-forrás (23) Rejtek 2.-forrás (11) Lajpos-oromi-forrás (24) Síkfőkút-forrás (12) Lénárt-forrás (25) Várkút-forrás (13) Tamás-kút 59

7.4 A karsztvíz-domborzati térkép megszerkesztése Következő lépésben az eddig elkészült karsztvíz-domborzati térkép szerkesztéséhez felhasznált pontokat kibővítettem az előző fejezet végén felsorolt 25 forrással, valamint azok fakadási szintjével. Mivel a DNy-i Bükk felszíne É-D irányú mély völgyekkel szabdalt, ezért szükséges volt a program által interpolációval számított vízdomborzati térképet a domborzati térképpel pontosítani, mivel a hirtelen nagy reliefváltozásokat a grid fájl előállítása során a program nem tudja pontosan lekövetni. Az így kapott térkép a 34. és 35. ábrán látható. 34. ábra Az eddig elkészült (fekete), és az újonnan előállított (piros) karsztvízdomborzati térképek összevetése (kék pontok - a szerkesztés során felhasznált források, megfigyelőkutak, barlangok) (saját szerkesztés Tóth M. nyomán) 60

35. ábra Az újonnan előállított karsztvíz-domborzati térkép 3D felületi megjelenítése (kék vonallal határolva a DNy-i Bükk területe, piros vonallal a Szinva-forrás vízgyűjtő területe) (saját szerkesztés Tóth M. nyomán) A 34. és 35. ábrát kiértékelve több kérdés is felvetődik. Az első, és legfontosabb, hogy a rendelkezésre álló adatok alapján, amik a DNy-i Bükkben csak forráskilépési pontok, barlangok, és igen kisszámú megfigyelőkút adatait jelentik, szerkeszthető-e valós, releváns, egységes karsztvíz-domborzati térkép a Bükk teljes területére, vagy az északi és a déli területeket különálló egységként kell kezelni, esetleg még tovább bontva a DNy-i és a DK-i Bükk sem kezelhető egységként. Ez a kérdés azért vetődik fel, mert az északi Bükk topográfiailag lényegesen magasabb helyzetben van. Déli határa az idős lepusztulási lépcsők vonalában húzható meg, és ezen határ környezetében a perem bércek lejtői 400-600 méter távolságon 100-300 métert esnek, meredekségük mindenhol eléri, vagy meghaladja a 30 -ot, helyenként függőlegesek, sőt, túlhajlanak (Hevesi, 2002). 61

Ezen kérdés tisztázása érdekében következő lépésként külön-külön megszerkesztettem az északi Bükk, a DNy-i, valamint a DK-i területek karsztvíz-domborzati térképét, mely a 36. ábrán látható. 36. ábra A Bükk É-i, DNy-i és DK-i területeire külön-külön megszerkesztett karsztvízdomborzati térkép (saját szerkesztés Tóth M. nyomán) Feltevésem az volt, hogy ha a három területre szerkesztett karsztvíz-domborzati térképek izovonalainak értékei az egyes területhatárokon egyezést, vagy közel egyezést mutatnak, akkor elmondható róluk, hogy a karsztvíz-domborzat szempontjából egységként kezelhetőek. Viszont a 36. ábra ennek ellentmondó eredményt mutat (a jobb olvashatóság érdekében az ábra megtalálható a 9. mellékletben is). Látható, hogy a DNy-i területek elkülönítése, külön kezelése mindenképpen indokolt. Szeretném kihangsúlyozni, hogy azt, hogy egységes, vagy pedig nem egységes a hegység egyes területeit külön kezelendő karsztvíz-domborzatról beszélünk-e, mindenképpen a vizsgálat léptéke határozza meg. Például, ha az ország teljes területét vizsgáljuk, akkor ebben a megközelítésben egységként kezelendő a Bükk egész területe, kisebb léptékben azonban beszélhetünk vízgyűjtőkről, kisebb önálló vízföldtani egységekről. Ezek a kisebb egységek azonban a vizsgálatok szerint elvesztik relevanciájukat a mélykarszt felé közelítve. Azt a feltevésemet, hogy a DNy-i területek 62

külön kezelése célszerű, több szempontot megvizsgálva szeretném alátámasztani. Természetesen ezek hipotézisek, melyek bizonyítására minél több fúrási rétegsorra, valamint a területeken mélyült karsztvízszint megfigyelő kutakra lenne szükség. Elsőként érdemes megvizsgálni a területek földtani fejlődéstörténetét. A középsőtriászban a Bükki egységben is megkezdődik a triász korra jellemző sekélytengeri fáciesű karbonátplatform kifejlődése (ún. karbonátgyár ) Ezt azonban több vulkáni esemény is megzavarta, melyek hatására a plató blokkokra töredezett, és megindult egyenlőtlen süllyedésük. A vulkáni tevékenység befejeződésével azonban már nem minden területen álltak vissza a karbonátképződési körülmények, az északi Bükkben visszatér a sekély mélységű platformképződés, a déli Bükkben viszont nem, ez a terület már medencekifejlődésű. A triász során tovább folytatódik a plató egyenlőtlen süllyedése. A jura mélytengeri sorozatok ezen kőzetekre üledékesen települtek. Az ekkorra már kialakult mélytengerbe a medenceperemről nagy tömegben csúsztak bele a karbonátos platóról származó karbonátanyagok (Pelikán, 2005). A területről rendelkezésre állnak földtani szelvények, így második lépésként azokat vizsgálom meg részletesebben. A szelvények nyomvonala a 37. ábrán látható, melyeken a vastag vonallal jelzett szakasz a 38. ábrán látható. 37. ábra A területről készült földtani szelvények nyomvonalai (saját szerkesztés Tóth M., Németh N. nyomán) 63

Ezek azok a területek, amelyek jelen vizsgálat szempontjából lényegesek. A szelvények teljes hosszukban a 10. mellékletben találhatóak. 38. ábra A szelvények vizsgált részletei (szerk: Németh N.) A 38. ábrán látható három szelvényrészletet vizsgálva látható, hogy a DNy-i Bükk területén felszínhordozó kőzetként főként nem karsztosodó képződmények vannak jelen. Ezek egy része jelentős karbonát-tartalommal bír, de a legnagyobb tömegben és vastagságban a főként jura korú palaösszletek találhatóak meg a területen. Látható az is, hogy ezen összletek átlagos vastagsága a szelvények szerint elérheti a 400 métert is. Még egy a kutatás szempontjából fontos dologra hívnám fel a figyelmet, mégpedig arra, hogy ugyan a jura összlet feküje a triász mészkő, de ez a fekü az A szelvény kivételével nem jelenik meg nagyobb mélységben sem, valamint mészkő felboltozódások sem igazán látszanak az összletekben. Egyedül a B szelvényen, a Lök-völgy szelvényében látható egy felszínközeli, jól karsztosodó mészkő képződmény, mely a karsztrendszerrel bizonyítottan kapcsolatban áll, ugyanis a 70-es években eredményes víznyomjelzéses vizsgálattal mutatták ki a Lök-völgy patakja és a Szikla-forrás közötti összefüggést (Hevesi, 2002). 64

A kutatás, és a terület vizsgálatának szempontjából ezen eredmények azért nagyon fontosak, mert a 38. ábrán látható szelvények alapján feltételezhető az, hogy a jura korú palakőzeteken található források nincsenek kapcsolatban a karsztrendszerrel, mivel a karsztvíznek jelentős vastagságú palaösszletet kellene áttörnie ahhoz, hogy felszínre tudjon lépni. A földtani térképet nézve (8. ábra, 2. melléklet) látható, hogy sok kisméretű és kiterjedésű karsztos kőzet, mészkő kibukkanás található a DNy-i Bükk területén. Ha azonban a terület fejlődéstörténetét vesszük alapul, elképzelhető, hogy ezen mészkőkibukkanások a jura során a karbonátplatóból letöredezett, és a medencekörnyezetbe becsúszott tömbök, melyek a későbbi kiemelkedés és lepusztulás során kerültek felszínre, tekinthetők olisztosztrómáknak. Természetesen felmerül az a kérdés is, hogy a vizsgált források vízkémiai jellege miért mutat karsztos tulajdonságokat. Ismét a 38. ábrán lévő szelvényeket nézve látható, valamint a terület fejlődéstörténetében is említésre került, hogy relatíve nagy kiterjedésben találhatók felszínen magas karbonáttartalmú törmelékes kőzetek, melyekben a víz tartózkodási ideje után felszínre lépve mutathat olyan kémiai jellegeket, melyek karsztos eredetre utalhatnak. A fentebb vázolt feltevésekből kiindulva arra a következtetésre jutottam, hogy az északi és DK-i Bükk karsztvíz-domborzati szempontból nem kezelhető egységként a DNy-i Bükk területével. A korábban vízkémiai alapon karsztos jellegűnek meghatározott források fakadási pontjai nem használhatóak fel a DNy-i Bükk karsztvíz-domborzati térképének megszerkesztéséhez, mert a karsztvízszint ezen a területen feltehetően lényegesen mélyebben található. Egy további feltételezésem az, hogy a jura palaösszlet alatt található triász mészkő képződmények ugyanazon mészkövek, amelyek a Bükk Fennsík nagy részét is felépítik. Mivel a kőzetek együtt keletkeztek, csak a triász során bekövetkező vulkáni események hatására a plató feltöredezett és egyenlőtlen süllyedésbe kezdett, akkor feltételezhető Kovács A. számításaiból kiindulva (lsd. 6.2. fejezet), hogy a DNy-i Bükk területén található eltemetett mészkő blokkok is hasonló méretet mutatnak, mint a Nagyfennsík esetében megállapított 200-500 méteres blokkméretek. Ha rendelkezésre állnak a területen olyan megfigyelőkutak, melyek a triász mészkő képződményekre vannak szűrőzve, és megbízható, hosszú távú vízszint adatsorok származnak belőlük, akkor a Kovács A. által vázolt módszer segítségével a DNy-i Bükk területén is meghatározható lenne az egyes kutak vízgyűjtő területének nagysága, mely igazolná azt a feltevést, hogy a jura korú palaösszlet feküjét adó mészkő összletek ugyanúgy blokkokra töredeztek, mint a hegység központi egységét alkotó mészkövek. 65

Annak érdekében, hogy a hegység egész területére egységes karsztvíz-domborzati térkép szerkeszthető legyen, sokkal több és pontosabb adatra lenne szükség. Kimondható az, hogy főként a DNy-i Bükk területén csak a források felszíni fakadási pontjának felhasználásával nem szerkeszthető releváns térkép. Mindenképpen szükségesek lennének fúrási adatok, melyek harántolják a triász mészkő rétegeket, valamint olyan megfigyelőkutak adatai, melyek szintén a triász mészkő rétegekre vannak beszűrőzve. Szintén többlet információt jelenthetnének a Bükk előterében lévő nagymélységű termálkutak adatai is, amiket eddig nem használtunk fel a számítások során. Emellett geofizikai vizsgálatok elvégzése és azok eredményeinek értékelése nagyban bővítené a rendelkezésre álló kevés információk halmazát. 8 A mérések alapján történő javaslatok A diplomamunka megírása során több olyan probléma merült fel, melyek megoldása további vizsgálatok, mérések kivitelezését igényelné. A Garadna-forrás esetén a jövőben további mintavételezések történhetnek mind magából a forrásból, mind azon víznyelőkből, melyekről a korábbi víznyomjelzéses vizsgálatok egyértelmű kapcsolatot mutattak ki a forrással. A vett vízminták elemzési adataival, valamint PHREEQC geokémiai modellezőprogram segítségével keveredési vizsgálatok végezhetőek, melyek során információk nyerhetőek arról, egyes víznyelők milyen arányban adják be vizüket a Garadna-forrásba. Ugyan a K + -tartalom nem az a paraméter, mely információval szolgálna a karsztrendszer állapotáról, működéséről, ám a Garadna-forrásban mért adatsor érdekes viselkedése, a lassú, tendenciális növekedést, valamint a hirtelen törések a görbében esetleg indokolhatják, hogy nagyobb csapadékesemények esetén további mintavételezések történjenek a forrásban. Ebben az esetben esetleg érdemes volna a forrás víznyelőiben is mintát venni, és összevetni a forrásban mért K + -koncentrációval. A Szinva-forrásban a kutatás jelenlegi fázisa miatt természetesen folytatódnak a vizsgálatok. Megfelelő mennyiségű csapadék hullását követően - melynek megfelelő vízszint emelő hatása lesz - újabb mintavételezések történnek majd, mely minták szintén általános vízkémiai, valamint izotóp méréseknek lesznek alávetve. A Bükk DNy-i területének hidrogeológiai és hidrodinamikai viszonyainak tisztázása érdekében minél nagyobb számú fúrási rétegsorra lenne szükség, melyekből több információ nyerhető a jura korú palakőzetek alatt fekvő karszt helyzetéről. Emellett karsztos kőzetekre mélyült karsztvízszint megfigyelőkutak adatsorai is hasznosak 66

lennének, melyekre alkalmazható lenne a karsztvízmozgási elmélet, valamint a blokkszámítási modell. Ebből esetleg információkat kapnánk arról, hogy a DNy-i Bükkben eltemetett karsztos kőzetek szintén blokkokra vannak-e töredezve, mint az északi Bükk esetében. Továbbá, további vízmintavételezések és vízkémiai elemzések elvégzését tervezzük, melyek során nem csak általános kémiai paramétereket, hanem stroncium és kloridtartalom mérésére kerülne sor. Ezen elemek koncentrációjának ismeretében esetleg kimutatható lenne, hogy egyes források vizéhez milyen arányú hozzákeveredés történik mélységi vizekből. 9 Összefoglalás Diplomamunkám témája a Bükk hegységben több területen zajló, különböző aspektusú kutatások eredményeinek ismertetése, melyek végső célja, hogy a karsztrendszer állapotáról több, pontosabb információ álljon rendelkezésünkre. Kutatásaim során közös pont volt a jelentős mennyiségű vízkémiai vizsgálat laboratóriumban történő elvégzése, valamint a kapott eredmények minél szélesebb körű felhasználása. Első lépésként lehatároltam a kutatás során vizsgált területeket. A Bükk klimatológiai jellemzése után részletesen ismertettem a Garadna és Szinva-források környezetének és vízgyűjtő területüknek általános földtani és vízföldtani viszonyait. Az elmúlt évtizedekben elvégzett víznyomjelzéses vizsgálatok eredményeit tanulmányozva kiválogattam azon víznyelőket, melyek a Garadna-forrással kapcsolatban állnak. A kutatás szempontjából lényegesnek tartottam a DNy-i Bükk földtani viszonyainak részletesebb ismertetését, mert az alapvetően meghatározta a területen elvégzett vizsgálatok megtervezését, a mérési helyek kitűzését is. Következő lépésként - feldolgozva a rendelkezésemre álló szakirodalmat - ismertettem, hogy miért volt szükséges a 90-es évek elején a Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) életre hívása. Vázoltam a rendszer kiindulópontját, valamint jelenlegi kiépítettségét, és az alkalmazott műszerek működési elvét. Röviden ismertettem a vízkémiai vizsgálatok során alkalmazott laboratóriumi módszereket, melyek a lángatomabszorpciós spektrofotometria, koloriméter és titrálás voltak, valamint a segítségükkel mért kémiai paraméterek típusait is. Dolgozatom egyik fő vizsgálati területe vízkémiai mérések elvégzése, valamint az eredmények kiértékelése volt a Garadna és Szinva-forrásokban. A Garadna-forrásban egy közel egy éves mintavételezés és vizsgálat történt, mely során összesen 1053 db 67

vízminta elemzését végeztem el az általános, fő kémiai paraméterekre (Ca 2+ -, Mg 2+ -, Na + - és K + -tartalom mérése). Mivel a karsztrendszerek tulajdonságairól főként a Ca 2+ -, és Mg 2+ -koncentráció adja a legtöbb információt, ezért ezek vizsgálatára nagyobb hangsúlyt fektettem. A kalcium-koncentráció idősoráról elmondható, hogy a vizsgálati periódusban lassú csökkenő tendenciát mutat sok kiugró, éles negatív és pozitív csúccsal. Ez a viselkedés egy jól fejlett karsztrendszerre utal, mely képes a beszivárgott csapadék, valamint az oldott összetevők megfelelő szintű továbbítására a forrás felé. Továbbá az is megfigyelhető, hogy csapadékhullás hatására a Ca 2+ -koncentráció előbb kis mértékű növekedést mutat, majd visszaáll egy átlagos értékre, melyet 90 mg/l-nek határoztam meg. Ezt a viselkedést az ún. dugattyú effektussal magyarázom, mely során a beszivárgó csapadék hatására elsőként a régóta a járatokban tartózkodó, jobban mineralizált víz jelentkezik elsőként a forrásban. Hasonlóan a kalciumhoz, a magnézium-koncentráció adatsora is csökkenő trendet mutat, ám a két elem koncentrációjának csapadékesemény hatására bekövetkező változásában különbség figyelhető meg, ugyanis ilyen esetben a Mg 2+ -koncentráció csökken, melyet hígulásként értelmeztem. A mérés ciklusban vizsgáltam még a minták Na + -, és K + -tartalmát is. Az idősorokból az derült ki, hogy a Na + -koncentráció alapvetően csökkenést mutat, a K + -adatsor görbéje pedig helyenként megtörve emelkedik, csapadék hatására helyenként kiugró csúcsok jellemzik. Felhasználva a mért vízkémiai adatokat, a GW_Chart nevű program segítségével elkészítettem a Garadna és Szinva-források vizére vonatkozó Piper-diagramokat, és meghatároztam víztípusaikat. Mindkét forrást vizsgálva vizük kationok szempontjából Catípusba, anionok szempontjából HCO 3 -típusba, összességében pedig Ca-Mg-HCO 3 - típusba sorolható be, mely tisztán karsztos forrást jellemez. Következő lépésként ismertettem a Garadna-forrás forrásterében, és környezetében elhelyezett, valamint kiépített vízhozam-mérő tárgyakat, mely egy Thomson-bukó, valamint egy ultrahangos áramlásmérő. A bukó esetén a vízhozam meghatározása szabványban meghatározott módon történik, az ultrahangos áramlásmérő esetén a számítás bonyolultabb. A műszer a forrás vizét kivezető csatornában került elhelyezésre, mely kialakítása nem szimmetrikus, így azt 5 szakaszra kellett osztani, és minden vízszinthez meg kellett határozni a hozzá tartozó áramlási keresztmetszetet. Összeszorozva az egyes részkeresztmetszetek területeit az adott időpillanatban mért 68

vízsebességgel, megkapjuk a hozamadatokat. A megkapott hozam adatsort arra használtam, hogy matematikai kapcsolatot állapítsak meg a hozam és a vízszint adatok között. Ehhez egy diagramon ábrázolva az adatsorokat, lineáris, valamint másodfokú polinomiális trendvonalat illesztettem rájuk. Ezután a trendvonalak egyenleteit átrendezve a hozamra, visszamenőleg is számítható a rendelkezésre álló vízszint adatsorokból a forrás hozama. A dolgozatban összevetettem a korábbi számításaim során egy majdnem 9 hónap hosszúságú adatsorból felállított függvénykapcsolatot, a jelenleg már több mint 2 éves adatsorból képzett összefüggéssel. Célom az volt, hogy vizsgáljam, hogy a rendelkezésre álló adatsorok hosszúsága mennyire befolyásolja a felállítható kapcsolat pontosságát. 9 hónapos, részletes (15 perces) adatsor esetén R 2 mért-szám.lin=0,97, valamint R 2 mértszám.pol=0,99 korrelációs együttható értékek adódtak. Alkalmazva a módszert a több mint 2 éves adatsor esetében R 2 mért-szám.lin=0,97, R 2 mért-szám.pol=0,98 értékeket kaptam. Ezek alapján elmondható, hogy mindkét esetben a másodfokú polinomiális közelítést alkalmazva pontosabbak az eredmények, valamint látszik, hogy már egy kevesebb, mint egy év hosszúságú (de megfelelő részletességű) adatsor elegendő lehet a hozam és vízszint közötti matematikai kapcsolat meghatározásához. (Természetesen ennek az is a feltétele, hogy a hozamadatok gyűjtési periódusában a vízszint mozgás lehetséges tartományát minél szélesebben lefedjük). A következő nagy témakörben ismertettem egy új karsztvíz-mozgási elméletet, valamint a környezeti izotópok általános alkalmazási lehetőségeit. A Szinva-forrásban 20 alkalommal történt vízmintavétel, mely minták általános kémiai elemzését végeztem, valamint 3 H, 2 H és δ 18 O mérések is történtek. A méréssorozat fő célja, hogy alátámassza az említett vízmozgási koncepciót, de a kutatás jelen fázisában még nem sikerült igazolni ezt az elméletet, ennek okait és a kapott eredményeket bemutattam a fejezetben. Dolgozatomban a harmadik fő kutatási terület, mellyel foglalkoztam, a DNy-i Bükk vízföldtani és karszthidrogeológiai viszonyainak tisztázása volt a karsztvíz-domborzati térkép szerkesztése szempontjából. Kezdetként részletesen ismertettem egy új típusú vízkészlet-meghatározási módszer alapelveit és eddigi eredményeit, valamint a kutatás során felmerült problémákat. A DNy-i Bükk területére, ellentétben a központi, karsztos kőzetek alkotta egységgel, nem sikerült megszerkeszteni a karsztvíz-domborzati térképet. Így első lépésként az volt a célom, hogy a vizsgált területen fakadó minél több forrásról megállapítsam vízkémiai alapon, mely források vannak kapcsolatban a karsztrendszerrel. A vízkémiai adatok egy része a VIFIR bükki forráskataszterből származott. A felhasznált adatok másik felét 15 általam mintázott forrás vizének laboratóriumi elemzéséből kaptam. 69

Az így rendelkezésemre álló adatokból 39 forrás Piper-, és Stiff-diagramját szerkesztettem meg. Ezek alapján határoztam meg a vizek kémiai jellegét, és a következő négy kategóriába soroltam be őket: karsztos; karsztos, de magasabb Cl, SO 4 - tartalommal; nem karsztos; nem eldönthető. Következő lépésként a karsztos, illetve karsztos, de magasabb Cl, SO 4 -tartalmú kategóriákba sorolt források fakadási szintjét hozzáadva a hegység területén eddig használt források, kutak listájához megszerkesztettem - korrigálva a domborzati adatokkal - a Bükk teljes területére a karsztvíz-domborzati térképet. A kapott adatok alapján felmerült a kérdés, hogy egyáltalán szerkeszthető-e egységes karsztvíz-domborzat a hegység teljes területére. Megvizsgálva a DNy-i Bükk fejlődéstörténetét, valamint a rendelkezésre álló földtani szelvényeket, arra a következtetésre jutottam,hogy az É-i Bükk és a DK-i Bükk karsztvíz-domborzati szempontból nem kezelhető egységként a DNy-i területekkel, mert ott a karsztvízszint feltehetőleg lényegesen mélyebben található. Annak érdekében, hogy egységes, releváns térkép legyen szerkeszthető, lényegesen több fúrási adatra, valamint karsztra szűrőzött kutak, megfigyelőkutak adataira lenne szükség, kiegészítve ezeket felszíni geofizikai vizsgálatokkal. Végezetül javaslatot tettem a mérések bővítésére, valamint további kutatási irányokra vonatkozóan. 10 Idegen nyelvű összefoglalás - Summary The aim of my thesys was to present the main results of more researches undertaken in the Bükk Mountains. The final goal of these investigations is to get more accurate information about the karst system. During my examinations a common point was the numerous hydrochemical measurements I carried out. First of all I presented the geographical location and shortly described the geological evolution and offset of the investigated areas. In the next step I demonstrated the work, structure and measuring instruments of the Bükk Karst Water Level Observing System which works as a water quantity monitoring system, long-term hydrochemical investigation was not done before. In 2013 a hydrochemical investigation was begun int he Garadna spring - which is part of the Bükk Karst Water Level Observing System - where calcium, magnesium, sodium, potassium concentrations were determined from the collected water. Besides, there is 70

continuous discharge and water level measuring int he spring. During the period of the research a field-site and laboratory measuring protocol was developed. The main results of this research: - The Ca 2+ and Mg 2+ -content was determined by using AAS laboratory technology. As these two elements are the main parameters which indicate information about the karst system, I focused on them during the evaluation of the data. In case of Ca 2+, after rainfall the concetration rises a bit, then returns to a base value, which was defined as C Ca =90 mg/l. In contrast, after rainfall the Mg 2+ -content shows a small reduction. which can be caused by dilution. - In case of Garadna and Szinva springs I used the measured hydrochemical data to draw Piper-diagrams to determine the water type of the samples. In both cases, on the aspect of cations: Ca-type, on the aspect of anions: bicarbonate-type, and alltogether the type of water was Ca-Mg-HCO 3 -type. - I counted discharges by using the collected data of an area velocity module and then I determined mathematical function between data of discharge and water level using linear and polynomial approaches. I examined, how the mathematical function and the results change in case of using a 9 month long or a more than 2 year long dataset. It seems from the results, in case of karst, a 9 month long dataset was enough to define a correct function. The next examination area was the Szinva spring. I described a new theory about karst water movement. Int he spring 20 water samplings were carried out, I measured general hydrochemical parameters and also isotopic measurements were carried out. The aim of these examinations is to prove and confirm the new karst water movement theory. In the present phase of the research the theory has not been proven yet, but I present the results int he chapter. Since a couple of years the demand has been arisen for a new kind of method to estimate karst water resources. This new method uses the data of the Bükk Karst Water Monitoring System (BKWMS) workink since more than two decades and determines volumetric supply. Fort he calculations the water elevation map was needed what was defined by using the data set of the BKWM observation points and springs surface entry points. During this work arose a problem: on the southwest part of the mountains nonkarstic and poorly karstic rocks cover the surface and the karstwater elevation map is incorrect. The chemical characteristics of springs entering surface in this area is unclear. 71

The aim of this research was to separate those springs which are in connection with the karst system. For this separation I collected water samples from the southwestern area of the Bükk, made chemical analysis in laboratory. The other part of data came from the Register of Springs. I processed the chemical data of the springs to determine the waters karstic characters. After that I tested whether the surface opening point of those springs which are in connection with the karst system could be used for determine the karstwater elevation map in this area. From the results it can be clarified that the south western part should be treated separately from the other parts of the mountains. In this area the karst water level is presumably in deeper position but without appropriaty monitoring well data and precise geological information this question stays open for further researches. 72

11 Irodalomjegyzék Bánhidi O. (2009): Atomabszorpciós spektrometria. Egyetemi jegyzet, Miskolci Egyetem, Miskolc, 2009., pp.: 1-2. Darabos E. (2009): A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer által szolgáltatott adatok kapcsolatainak vizsgálata. (Diplomamunka Miskolc, 2009). Darabos E., Miklós R., Kovács P., Szűcs P., Lénárt L. (2016): A Bükki Karsztvíz Észlelő Rendszer adatainak vizsgálata a hegységben jelentkező klímaváltozás jellegének és következményeinek meghatározására. Kézirat. Dataqua 2002 Elektronikai Kft. Tájékoztató füzet. (Balatonalmádi, 2002). Deák J. (2006): A Duna-Tisza köze rétegvíz áramlási rendszerének izotóp-hidrológiai vizsgálata. Doktori értekezés, ELTE-TTK, Budapest, 2006. Deák J., Fórizs, I., Vallasek, I. (2013): A Kárpát-medence ásvány- és gyógyvizeinek izotóp-vízföldtani jellemzői, in: Borszéki B. Gy. [szerk]: A Kárpát-medence ásvány- és gyógyvizei. Nagy és Társai Nyomda és Kiadó Kft., Budapest, 2013., pp. 208-239. Dövényi Z. [szerk.] (2010): Magyarország kistájainak katasztere, második, átdolgozott és bővített kiadás. MTA Földrajztudományi Kutatóintézet, Budapest, 2010. Egyed J. (2014): A felszín alatti vizek utánpótlódási vizsgálatai telített vízföldtani rendszereken keresztül. Diplomamunka, ME-MFK, Miskolc, 2014. Enikő Szegediné Darabos, Rita Miklós, Márton Tóth, László Lénárt (2014): Investigation of the Garadna Catchment Area. GEOSCIENCES AND ENGINEERING A Publication of the University of Miskolc, Volume 3, Number 5 (2014), University Press, Miskolc, 2014. (HU ISSN 2063-6997).pp.119-129. Fetter, C.W. (2000): Applied Hydrogeology (4 th edition). Prentice Hall, New Yersey, 2000. Forkasiewicz J., Paloc H. (1967): Le régime de tarissement de la Foux-de-la-Vis. Etude préliminaire. Chronique d Hydrogéol. BRGM 3 (10), pp. 3-15. Fórizs, I. (2005): Processes behind the isotopic water line: water cycle and climate. Studia Universitatis Babeş-Bolyai, Physica 50/3., pp. 138-146. Goldscheider N., Drew D. [szerk] (2007): Methods in Karst Hydrogeology. Taylor&Francis, London, 2007. 73

Groves C. (2007): Hydrological methods in: Methods in Karst Hydrogeology, Editor: N. Goldscheider, D. Drew. Taylor & Francis Group. London. UK, 2007. Hernádi B. (2013): Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) - Karszthidrogeológiai mérési objektumok és víznyomjelzéses eredmények. Térkép. Hernádi B., Balla B., Czesznak L., Horányi-Csiszár G., Sűrű P., Tóth K. (2013): Felszíni és felszínalatti (barlangi és töbörvizsgálatok) valamint a Bükki karsztvízszint észlelő rendszer (BKÉR) adatainak térinformatikai rendszerbe történő szervezése. A Magyar Hidrológiai Társaság XXXI. Országos Vándorgyűlése, Gödöllő, 2013. Hernádi B., Lénárt L., Horányiné Csiszár G., Tóth K. (2012): A bükki nyílt karszt vertikális karsztosodottsága. Karsztfejlődés XVII., Szombathely, 2012., pp. 63-78. Hevesi A. (2002): Felszínalaktani jellemzés, karsztformakincs in: A Bükki Nemzeti Park (szerk: Barázs Cs.), Bükki Nemzeti Park Igazgatóság, Eger, 2002. Hunkeler D., Mudry J. (2006): Hydrochemical methods. in: Methods in Karst Hydrogeology, Editor: N. Goldscheider, D. Drew. Taylor & Francis Group. London. UK, pp. 106-108. idokep.hu: Cséki Gergő: Új csúcsa van a Bükknek. (www.idokep.hu/hirek/uj-csucsa-vana-bukknek, letöltés időpontja : 2014.02.19). isco.com: (URL: www.isco.com/products/products3.asp?pl=2021010) Kovács A., Perrochet P., Darabos E., Lénárt L., Szűcs P. (2015): Well hydrograph analysis for the characterisation of flow dynamics and conduit network geometry in a karst aquifer, Bükk Mountains, Hungary. Journal of Hydrology 530 (2015), pp. 484-499. Kresic, N. (2007): Hydrogeology and Groundwater Modeling, second edition. CRC Press, Virginia, 2007. Lénárt L. (2006): Hidrogeológiai megfigyelőhelyek egykor a Bükk hegyég területén, térkép (alaptérkép forrás: Maucha L., 1992). Lénárt L., Hernádi B. (2009): A Garadna-forrással kapcsolatban álló víznyelők víznyomjelzéses vizsgálatok alapján, térkép (földtani térkép forrása: Pelikán P. (2005)). 74

Lénárt L., Hernádi B. (2011): A Miskolci Védőidomon lévő vízműforrások vízgyűjtői, töbrök, víznyelők, barlangok, víznyomjelzések, barlangi mintavételi helyek térképe, térkép. Lénárt L., Hernádi B. (2012): A Garadna-forrás közvetlen környezetének földtani felépítése, térkép (földtani térkép, forrás: Pelikán P. (2005)). Lénárt L., Hernádi B. (2013): A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer (BKÉR) Karszthidrogeológiai mérési objektumok és víznyomjelzési eredmények, térkép. Lénárt L., Hernádi B. (2014): Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer, Karszthidrogeológiai mérési objektumok, térkép. Less Gy., Rónai A. [szerk] (2002): Magyarország földtani térképe, M-34-138, Miskolc. Magyar Állami Földtani Intézet. Térkép. Magyar Királyi Állami Térképészet (1930): Kirándulók térképe: 7. szám. Bükk-hegység, 2. kiadás. www.maps.google.com Miklós R. (2013): Vízkémiai és vízhozam vizsgálatok a Garadna-forrásban. Szakdolgozat, Miskolci Egyetem, 2013. Miklós R. (2014): Karsztvíz-domborzati térkép pontosítása vízkémiai vizsgálatok alapján. TDK dolgozat, Miskolci Egyetem, 2014. Mook, W. G. (2001): Environmental Isotopes in the Hydrological Cycle, Principles and Applications, Vol 1. International Atomic Energy Agency, 2001. MSZ 15304:2002 Felszíni vizek vízhozama. Vízhasználatok mérése. MSZ 1709-8:1983 Folyadékáram-mérés. Nyílt felszínű víz térfogatáramának mérése éles szélű bukókkal. MSZ 448/11-86 Ivóvízvizsgálat. Lúgosság meghatározása titrálással, a hidrogénkarbonátion-, a karbonátion- és a hidroxilion-tartalom kiszámítása. MSZ 448/15-82 Ivóvízvizsgálat. Kloridion meghatározása. MSZ EN ISO 7980:2000 A kalcium és magnézium meghatározása. Atomabszorpciós spektrometriás módszer (ISO 7980:1986). 75

Pelikán P. [szerk.] (2005): A Bükk hegység földtana Magyarázó a Bükk-hegység földtani térképéhez (1:50 000), Budapest, 2005. Posta J.: Atomabszorpciós spektrometria, Hallgatói Információs Központ (http://www.tankonyvtar.hu/hu/tartalom/tkt/atomabszorpcios/pr01.html) Restás-Göndör A. (2015): Izotóphidrogeológiai vizsgálatok a Molnár János-barlangban. Diplomamunka, ELTE-TTK, Budapest, 2015. Sásdi L. (2000): Bükki víznyelők víznyomjelzéses vizsgálatainak összefoglaló táblázata, 2000. SMARAGD-GSH: Vízgazdálkodási döntéseket támogató monitoring rendszer megvalósítása a Bükk vidéken fenntartható fejlődés érdekében. Szegediné Darabos E., Tóth M., Czesznak L., Lénárt L., Hernádi B. (2014): Új típusú vízkészlet meghatározás a Bükkben. Karsztfejlődés, Szombathely, XIX. pp. 105-124. (HU ISSN 1585-5473). Szegediné Darabos E., Miklós R., Tóth M., Lénárt L. (2015): A 2014/2015-ös év fontosabb kutatási irányai és eredményei a Bükkben. Karsztfejlődés XX., Szombathely, pp. 29-47 (DOI: 10.17701/15.29-47). Welz B., Sperling M. (1999): Atomic Absorption Spectometry. Wiley-VCH, Weinheim, Germany, 1999. Zsembeli J. (2008): Vízrendezés (drénezés) (ppt. előadásanyag, Debreceni Egyetem, 2008). 76

12 Köszönetnyilvánítás Szeretnék szívből jövő köszönetet mondani konzulenseimnek, Dr. Lénárt Lászlónak, Darabos Enikőnek és Tóth Mártonnak, azért, hogy ez a diplomamunka megszülethessen, de főként köszönöm a támogatást, segítséget és biztatást, melyet egyetemi tanulmányaim során az évek alatt Tőlük kaptam! Külön köszönet illeti Szegedi Róbertet és kedvesem, Tompa Richárdot a terepi vízmintavételezések során nyújtott segítségükért és kitartásukért. Végezetül köszönettel tartozom családomnak és barátaimnak, akik munkám során mindig biztattak és támogattak. Édesapám emlékére 77

13 Mellékletek jegyzéke 1. melléklet - A Garadna és Szinva-források vízgyűjtő területe 2. melléklet - A DNy-i Bükk földtani térképe 3. melléklet - A Bükk földtani formációira karsztosodottság szerint felállított kategóriák 4. melléklet - A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer karszthidrogeológiai mérési objektumok helye, felsorolása 5. melléklet - A Garadna-forrás kilépésnél kialakított csatorna keresztmetszeti rajza 6. melléklet - A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei 7. melléklet - A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai 8. melléklet - A DNy-i Bükkben vizsgált források és megállapított víztípusuk 9. melléklet - A Bükk É-i, DNy-i és DK-i területeire külön-külön megszerkesztett karsztvíz-domborzati térkép 10. melléklet - A DNy-i Bükk területéről készült földtani szelvények 78

14 Mellékletek 79

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 1. melléklet A Garadna és Szinva-források vízgyűjtő területe Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 A Garadna-forrás vízgyűjtő területe (Lénárt és Hernádi, 2011) 80

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 2. melléklet A DNy-i Bükk földtani térképe Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 (Hernádi, 2013 és Less, 2005 nyomán) 81

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 3. melléklet A Bükk földtani formációira karsztosodottság szerint felállított kategóriák Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 Kategória beosztás: Less 2014 (Darabos et al., 2014) (A szaggatott vonallal jelölt terület a vizsgált területet jelöli) 82

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 4. melléklet A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer karszthidrogeológiai mérési objektumok helye, felsorolása (Lénárt, Hernádi, 2014) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 83

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 4. melléklet A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer karszthidrogeológiai mérési objektumok helye, felsorolása (Lénárt, Hernádi, 2014) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 Sorszám Típus Hőmérséklet Objektumnév Y X z_terep [mbf] Cserépfalu, Hajnóczy-barlang, B1 barlang hideg Stromfi-ág 759350,00 294290,00 460,00 B2 barlang hideg Cserépfalu, Hajnóczy-barlang, Tsitsogó 759350,00 294290,00 460,00 B3 barlang hideg Miskolc, Diabáz víznyelőbarlang 756870,00 306758,00 852,00 B4 barlang hideg Miskolc, István-lápai-barlang, II. szifon 766560,00 307340,00 555,00 B5 barlang hideg Miskolc, István-lápai-barlang, IV. szifon 766560,00 307340,00 555,00 B6 barlang hideg Miskolc, István-lápai-barlang, Középső-szifon 766560,00 307340,00 555,00 B7 barlang hideg Miskolc, Jáspis-barlang, végponti szifon 764225,00 308265,00 585,00 B8 barlang hideg Miskolc, Létrási-Vizes-barlang, Tó 764195,00 307550,00 557,00 B10 barlang hideg Miskolc, Speizi-barlang, végponti szifon 764665,00 307420,00 551,00 B11 barlang hideg Miskolc, Szeleta-zsomboly, patakos-ág, akna becsatlakozásánál 767880,00 308610,00 360,00 B12 barlang hideg Miskolc, Szent István-barlang, Pokol 767224,00 307421,00 328,00 B13 barlang hideg Miskolc, Szepesi-Lánerbarlangrendszer, Láner lejárat, Homokszifon 764835,00 307430,00 548,00 B14 barlang hideg Miskolc, Szent Istvánbarlang,Vasas-akna 761173,00 307452,00 316,00 B15 barlang hideg Miskolc, Szepesi-Lánerbarlangrendszer, Szepesi lejárat, Tó 765300,00 307405,00 548,00 B16 barlang hideg Miskolc, Szinva-partimésztufabarlang (Soltész-akna), szifon 767280,00 307460,00 326,00 B17 barlang hideg Répáshuta, Balla-völgyivíznyelőbarlang (Békás-barlang) 761680,00 300040,00 390,00 M2 meteorológiai állomás Miskolc, Bánkút meteorológiai állomás 756944,00 307214,00 855,00 M3 meteorológiai állomás Miskolc, Felsőhámor meteorológiai állomás 767612,00 308252,00 270,00 M4 meteorológiai állomás Miskolc, Jávorkút automata meteorológiai állomás 760143,00 306867,00 685,00 M5 meteorológiai állomás Miskolc, Jávorkút meteorológiai állomás 760140,00 306867,00 687,00 M6 meteorológiai állomás Miskolc, Ómassa meteorológiai állomás 760493,00 308285,00 495,00 M7 meteorológiai állomás Miskolc, Rejtek meteorológiai állomás 762950,00 303550,00 544,00 M9 meteorológiai állomás Répáshuta, Herman Ottó u. 66. 760143,00 302533,00 537,00 1 figyelőkút hideglangyos Bélapátfalva IX. telep BF-1 figyelőkút 748083,89 300404,91 496,40 3 figyelőkút hideglangyos Bélapátfalva IX. telep BF-222 figyelőkút 747874,81 301074,94 417,90 4 figyelőkút hideglangyos Bélapátfalva IX. telep III/7 figyelőkút 748134,65 301042,06 425,97 9 figyelőkút hideg Bükkszentkereszt, BK-1 figyelőkút 769725,55 301555,18 473,26 12 figyelőkút hideg Cserépfalu, Hór-völgy, CSF-11 759638,75 295839,01 291,36 84

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 4. melléklet A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer karszthidrogeológiai mérési objektumok helye, felsorolása (Lénárt, Hernádi, 2014) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 Sorszám Típus Hőmérséklet Objektumnév Y X figyelőkút z_terep [mbf] 15 figyelőkút hideg Cserépfalu, Hór-völgy, CSF-9 figyelőkút 760858,31 291671,06 231,13 16 figyelőkút meleglangyos Eger, Almári vízmű AF-13 figyelőkút 748472,07 292497,67 245,12 17 kút meleglangyos Eger, Almári vízmű 01. sz. kút 747867,05 291059,75 184,52 18 figyelőkút hideglangyos Eger, Barátréti vízmű SZ-4 figyelőkút 753638,67 294112,34 236,42 22 figyelőkút hideglangyos Felsőtárkány, Barátréti vízmű B- 11 figyelőkút 755446,55 295618,87 285,85 26 figyelőkút hideglangyos Felsőtárkány, Barátréti vízmű B- 12 figyelőkút 754246,26 294163,00 247,85 28 figyelőkút hideglangyos Felsőtárkány, Barátréti vízmű L-1 figyelőkút 755921,11 297966,27 359,17 29 figyelőkút hideglangyos Felsőtárkány, Barátréti vízmű SZ- 5 figyelőkút 753756,03 294179,67 239,95 30 kút meleglangyos Felsőtárkány, Bervai vízmű 1. sz. ivóvíztermelő kút 749193,34 291668,93 205,53 32 figyelőkút hideglangyos Felsőtárkány, Bervai vízmű BEF- 1 figyelőkút 749451,48 291860,30 219,39 33 figyelőkút hideglangyos Felsőtárkány, Bervai vízmű BEF- 2 figyelőkút 748945,00 291533,26 212,57 36 vízellátásra foglalt forrás meleglangyos Kács, Gyereküdülői 1. sz.-forrás 766294,04 292236,61 195,00 37 vízellátásra foglalt forrás hideglangyos Kács, Hideg-vízmű foglalt forrás 766286,00 292337,00 195,40 38 forrás meleglangyos Kács, Tükör-forrás 766285,00 292232,00 202,00 39 figyelőkút hideglangyos Kisgyőri vízbázis F-1 figyelőkút 773672,00 298579,00 193,83 40 figyelőkút hideg Kisgyőri vízbázis F-2 figyelőkút 773009,00 300931,00 248,85 41 figyelőkút hideg Kisgyőri vízbázis F-3 figyelőkút 767888,00 298834,00 449,56 vízellátásra 48 foglalt forrás hideg Miskolc, Garadna-forrás 760497,00 308226,00 489,00 51 figyelőkút hideg Miskolc, Mi-6 figyelőkút 762012,60 305314,56 724,23 52 figyelőkút hideg Miskolc, Nv-17 (Nv-8) figyelőkút 758456,00 304928,00 778,70 53 vízellátásra foglalt forrás meleglangyos Miskolc, Szent György-vízmű foglalt forrás 771965,00 307241,00 190,00 54 vízellátásra foglalt forrás hideg Miskolc, Szinva-vízmű foglalt forrás (főforrás) 766893,00 305961,00 338,28 55 figyelőkút hideglangyos Miskolctapolca T-10 figyelőkút 776074,00 303354,00 151,60 56 figyelőkút hideglangyos Miskolctapolca 2. sz. figyelőkút 776516,93 303306,66 128,30 vízellátásra Miskolctapolca Hidegvízmű, 57 58 60 foglalt forrás vízellátásra foglalt forrás vízellátásra foglalt forrás hideg Olasz-kút 776533,00 303323,00 128,34 hideglangyokút Miskolctapolca Hidegvízmű, Új- 776541,00 303315,00 128,00 hideglangyos Mónosbéli karsztakna 746595,03 299871,96 307,27 66 figyelőkút hideg Répáshuta, Tb-1 figyelőkút 761915,50 301368,10 496,37 vízellátásra meleglangyos 67 foglalt forrás Sály Vízfő-vízmű foglalt forrás 768213,00 294346,00 208,00 68 forrás hideg Szilvásvárad, Szalajka-forrás 751907,00 304115,00 467,00 meleglangyos Eger, Almári vízmű AF-5 110 figyelőkút figyelőkút 748473,36 292498,20 245,10 85

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 4. melléklet A Bükki Karsztvízszint Észlelő Rendszer karszthidrogeológiai mérési objektumok helye, felsorolása (Lénárt, Hernádi, 2014) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 Sorszám Típus Hőmérséklet Objektumnév Y X z_terep [mbf] Eger, Petőfi-tér vízmű I. sz. 113 kút meleg ivóvíztermelő kút 749720,55 284785,21 158,00 130 használaton kívüli hévízkút forró Mezőkövesd, Zsóry fürdő III. (használaton kívüli) hévízkút = figyelőkút 760582,75 273267,91 118,88 133 figyelőkút (2014.03.01- től) meleg Miskolc, Egyetemi hévízkút I. figyelőkút 778097,18 305154,79 124,93 134 kút meleg Miskolc, Egyetemi hévízkút I/a. 778147,98 305132,06 127,08 136 hévízkút forró Miskolc, Selyemréti strandfürdő I. hévízkút 781029,31 307939,56 116,77 137 hévízkút forró Miskolc, Selyemréti strandfürdő II. hévízkút 781100,00 307800,00 116,00 139 kút meleg Miskolctapolca, Szerelem-szigeti kút 776743,00 303445,00 127,24 140 kút meleg Miskolctapolca, Parki-kút 776751,86 303336,01 126,75 141 forrás meleg Miskolctapolca, Termál-forrás 776491,00 303223,00 120,00 142 hévízkút forró Miskolc, városi vízmű központi telep hévízkút 782340,00 308035,00 115,91 203 kút meleglangyos Eger Almár 0. j. karsztkút 748287,00 291057,00 189,51 208 figyelőkút hideglangyos Miskolctapolca, T-3. figyelőkút 774584,37 303589,28 250,56 211 figyelőkút hideg Kisgyőr, Kgy-14 figyelőkút (Google-ról) 773661,00 298865,00 na 86

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 5. melléklet A Garadna-forrás kilépésnél kialakított csatorna keresztmetszeti rajza (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 87

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 88

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 89

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 90

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 91

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 92

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 93

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 94

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 95

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 96

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 6. melléklet A Szinva-forrásban végzett mérések eredményei (saját szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 97

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 98

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 99

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 100

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 101

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-2014 -1991-1978 102

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-2014 -1978-1978 103

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1975 -1978-1975 -1978 104

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1978 -1978-1978 105

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1976 -1978-2014 106

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1978 -1978-1978 107

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1975 -1978-1957 108

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1978 -1978 109

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1975 -1976-1975 -1978 110

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-2014 -2014-2014 111

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-1975.07-1975.08-1975 -1978 112

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 7. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források Piper-, és Stiff-diagramjai (szerző szerkesztés) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016-2014 -2014 113

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 8. melléklet A DNy-i Bükkben vizsgált források és megállapított víztípusuk (szerző saját eredményei) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 Forrás Víztípus 1 Borjú-kút-forrás karsztos 2 Belvács-forrás (Vándor-f.) karsztos 3 Borz-kút nem karsztos 4 Diósi-kút-forrás karsztos 5 Diós-kút 1.-forrás nem karsztos 6 Erdei (Névtelen)-forrás karsztos, magasabb Cl, SO 4 7 Faluszéli kút-forrás karsztos 8 Gyökeres-tető alatti-forrás nem eldönthető 9 Hárs-kút-forrás karsztos 10 Juhász-kút-forrás nem karsztos 11 Juhász-kút-lápa 1.-forrás nem karsztos 12 Juhász-kút-lápa 2.-forrás nem karsztos 13 Kis-Hárs-kút karsztos 14 Kisrépás-forrás nem karsztos 15 Kisrépáskúti-vgy-forrása nem karsztos 16 Kis-tölgyes-lápai 1.-forrás nem karsztos 17 Kis-tölgyes-lápai 2.-forrás karsztos 18 Kis-Tölgyes-oromi 1.-forrás karsztos, magasabb Cl, SO 4 19 Kis-Tölgyes-oromi 4.-forrás karsztos 20 Laci-lápai-forrás nem karsztos 21 Lajpos-oromi-forrás karsztos 22 Lénárt-forrás karsztos, magasabb Cl, SO 4 23 Névtelen 1.-forrás karsztos, magasabb Cl, SO 4 24 Névtelen 2.-forrás karsztos, magasabb Cl, SO 4 25 Pazsag-forrás karsztos 26 Pazsag-kút feletti-forrás karsztos 27 Pénzpatak Ny-i forrás (Vadász-v.-i) karsztos, magasabb Cl, SO 4 28 Rakottyási-forrás karsztos, magasabb Cl, SO 4 29 Rejtek 2.-forrás karsztos, magasabb Cl, SO 4 30 Síkfőkút-forrás karsztos 31 Szent Erzsébet-forrás karsztos 32 Szikla-forrás nem eldönthető 33 Tábor-hegyi (Zsilipes)-forrás karsztos, magasabb SO 4 34 Tamás-kút karsztos 35 Táskás-oromi-forrás nem eldönthető 36 Utőrházi-forrás (János-réti) karsztos 37 Varga-kút nem karsztos 38 Várkút-forrás karsztos 39 Zsindelyes-forrás nem karsztos 114

Bükki források összehasonlító vízkémiai vizsgálata karszthidrogeológiai kutatás keretében 9. melléklet A Bükk É-i, DNy-i és DK-i területeire külön-külön megszerkesztett karsztvízdomborzati térkép (saját szerkesztés Tóth M. nyomán) Miklós Rita, Diplomamunka, 2016 115