A RADON EREDETÉNEK ÉS A FELSZÍN ALATTI

A RADON EREDETÉNEK ÉS A FELSZÍN ALATTI VIZEK KEVEREDÉSÉNEK VIZSGÁLATA A GELLÉRT-HEGY KÖRNYEZETÉBEN Diplomamunka Készítette: Vojnits Anna Témavezető: Mádlné Dr. Szőnyi Judit egyetemi docens Konzulens: Erőss Anita tudományos segédmunkatárs Eötvös Loránd Tudományegyetem Földrajz- és Földtudományi Intézet Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék Budapest, 2008

Tartalomjegyzék Abstract...4 1. Bevezetés és célkitűzés...6 2. Elméleti háttér...8 2.1. Hidrogeológiai háttér... 8 2.1.1. Karsztos víztartók hidrogeológiája... 9 2.2. Radon, rádium és urán a hidrogeológiai rendszerekben... 15 2.3. Koncepciós modellek forrásvizek radon tartalmának eredetére... 17 2.3.1. A talaj és anyakőzet, mint radon forrás... 17 2.3.2. Felszínközeli rádium rezervoár mint radon forrás... 18 3. Földtani és hidrogeológiai háttér...20 3.1. A Budai Termálkarszt földtana... 21 3.1.1. A Budai Termálkarszt földtani felépítése... 21 3.1.2. A Budai Termálkarszt szerkezeti felépítése... 21 3.2. A Gellért-hegy és környezetének földtana... 22 3.2.1. A Gellért-hegy és környezetének földtani felépítése... 22 3.2.2. A Gellért-hegy és környezetének szerkezeti felépítése... 23 3.3. A Budai Termálkarszt hidrogeológiája... 24 4. A tanulmányi terület bemutatása...28 4.1. A Gellért-hegy forrásai és kútjai... 28 4.2. Archív adatokon nyugvó vízkémiai, radon és rádium elemzések... 33 4.3. Hipotézis modell a Gellért-hegy vizeinek anomális radioaktivitására... 37 5. Alkalmazott vizsgálati módszerek...39 5.1. Fizikokémiai paraméterek helyszíni vizsgálata... 39 5.2. Vízkémiai vizsgálatok... 39 5.3. A források és kutak radon tartalmának meghatározása... 40 5.3.1. Folyadékszcintilláció... 40 5.3.2. A radon és a széndioxid terepi idősoros vizsgálata... 41 5.4. Vízben oldott rádium és urán mérése... 44 2

5.5. Gamma-spektrometria... 44 6. Adatelemzés...45 6.1. A fizikokémiai paraméterek helyszíni mérésének eredményei... 46 6.2. A vízkémiai vizsgálatok eredményei... 49 6.3. A kutak és források radon tartalmának meghatározása... 53 6.3.1. A szcintillációs mérések eredményei... 54 6.3.2. Terepi idősoros vizsgálatok eredményei... 56 6.4. A vízben oldott rádium és urán mérésének eredményei... 59 6.5. Mikrobiológiai elemzések és a gamma spektrometriás vizsgálatok eredményei... 61 7. Értelmezés és következtetések...64 7.1. Vízkémiai értelmezés... 65 7.2. A vizekben oldott radioaktiv izotopok mérési eredményeinek értelmezése... 66 7.3. A vízkeveredésre vonatkozó értelmezés... 66 7.4. A radon eredetére vonatkozó értelmezés... 69 8. Összegzés...71 9. Köszönetnyilvánítás...73 10. Irodalomjegyzék...74 Ábrák jegyzéke...79 Mellékletek jegyzéke...81 Mellékletek...82 3

Abstract The high radioactivity of the discharging waters at the foot of Gellért Hill (Buda Thermal Karst, Budapest, Hungary) has long been recognized and investigated by many authors (e.g. Weszelszky 1912, 1928, 1933, 1937; Baradács et al. 1999, 2002; Kasztovszky et al. 1996; Várhalmi 2004; Palotai 2004; Palotai et al. 2006; Fekete 2006), who established different theories for the origin of radioactivity. The available data are spatially and temporally diverse, and regarding the applied analytical methods are not comparable. Therefore, there is a need for a detailed, systematic study, which could serve as a basis for a well established explanation regarding the origin of this high radioactivity. Radionuclides, especially uranium, radium and radon, are useful tracers for groundwater mixing processes (Gainon et al. 2007). According to Gainon et al (2007) mixing of waters with different origin, redox conditions and TDS content, may result in precipitation of iron hydroxide, which adsorbs radium efficiently. If mixing takes place in the near-surface zone, the accumulation of this iron-hydroxide precipitate may serve as a radium reservoir, and causes high radon content in the discharging waters. The aim of this study firstly is to apply Gainon et al. (2007) conceptual model and investigate the mixing of waters at the Gellért Hill, secondly, to use this model for the explanation of the origin of the high radon content of the waters. However, according to Subeck (2005) the soil origin of radon cannot be excluded, owing to the Gellért Hill is a karstic area. Detailed, systematic analyses for water chemistry, radon, radium, uranium content and continuous radon-co 2 measurements were carried out in the Gellért Hill area, and five wells were integrated in the study as reference. The discharging waters at the foot of Gellért Hill show a very similar chemical composition, which - in accordance with archive data - shows not only spatial but also temporal stability. The systematic radon analyses are resulted the highest values for the Rudas Spa area, as stated already by Palotai (2004). In this area in the spring caves rich iron-hydroxide and calcium-carbonate precipitates can be observed. Analysis of these precipitates by gamma spectrometry is resulted high radioactivity for these materials, which could be responsible for the measured high radon activity in the waters. 4

According to continuous radon-co 2 measurements the precipitation events cause a change in the radon concentration of spring waters, however the time series are too short to give an adequate explanation. Gellért Hill is located at the main discharge zone of the Buda Thermal Karst system, where two discharging water types are mixing according to the model of Kovács and Müller (1980): uprising highly mineralized anoxic hydrothermal waters and local recharging, oxygen-rich, low mineralized cold waters. The chemical similarity of the discharging waters at the Gellért Hill suggest, that the mixing probably takes place inside the hill, in the near-surface zone, and at the surface only the mixed waters can be seen, as proposed already by Erőss et al. (2008). However, owing to the analyses of radium and uranium content of the waters as a function of their temperature, the temperatures of the end members of mixing can be obtained. In case of Gellért Hill, the temperatures of the two components are 25 and 45 C. As a result of the integration of reference wells to the study a north mixing system could be established, where the end members of mixing have 15 and 70 C temperature. 5

1. Bevezetés és célkitűzés A Gellért-hegy lábánál feltörő "csodahatású" forrásokról már a XV. századból is találunk feljegyzéseket (Liber 1934). Weszelszky (1912) volt az első, aki rámutatott a Gellért-hegy környezetében fakadó forrásvizek kiemelkedő rádiumemanációjára. Azóta többen mérték és vizsgálták (Weszelszky 1928, 1933, 1937; Baradács et al. 1999, 2002; Kasztovszky et al. 1996; Várhalmi 2004) a területen található források és kutak radioaktivitását. Az ezekben található mérési eredményeket Palotai (2004) gyűjtötte össze és rendszerezte. A forrásvizek radioaktivitásának eredetére vonatkozóan Weszelszky (1912, 1933, 1937) után Palotai (2004) és Fekete (2006) több lehetséges hipotézist állított fel. Mivel a korábbi adatok időben és térben, valamint az alkalmazott mérési módszereket illetően sem voltak összevethetőek, azaz mind a mai napig nem történt egységes, átfogó vizsgálat a területre, ezért mindezidáig nem lehetett az eredetre vonatkozóan egyértelmű magyarázatot adni. Svájcban Gainon et al. (2007) a radont, a rádiumot és az uránt, mint a felszín alatti vizek természetes nyomjelzőit felhasználva vizsgálták a meteorikus és a mélységi vizek keveredését. Koncepciós modelljük szerint a különböző eredetű és oldott anyag tartalmú vizek keveredési zónájában kiváló vas-mangán-oxi-hidroxid, rádiumrezervoárként, a forráskilépési hely mögött biztosítja a radon állandó magas koncentrációját a hévforrásokban. Már Weszelszky (1933) is a Gellért-hegy körül fakadó források rádiumemanációját arra vezette vissza, hogy a források vize a maguk szállította és a forrásjáratokban évezredek alatt felhalmozódott rádiumnak köszönhetik rádiumemanációtartalmukat, a rádium a lisztessé mállasztott dolomiton adszorbeálódik. Palotai et al. (2006) is ezt a hipotézist tartotta legvalószínűbbnek. Fekete (2006) pedig a forráskilépéseknél észlelhető kalcium-karbonát iszap és vas-oxi-hidroxid kiválás rádiumtartalmát vizsgálva jutott hasonló eredményre. Ugyanakkor az sem zárható ki, hogy karsztos területről lévén szó a Gellért-hegy közvetlen beszivárgási területéről a felszín alá jutó csapadékvíz is szállítson talajeredetű radont a forrásvizekhez (Surbeck 2005). Ezeket a korábbi megállapításokat alapul véve diplomamunkám során célom, hogy a terület hidrogeológiájának ismeretében, az általam vett vízmintákon mért vízkémiai adatok, diszkrét radon, rádium és urán mintázások, valamint terepi idősoros radon mérések segítségével ellenőrizzem Gainon et al. (2007) hipotézisének alkalmazhatóságát a Gellérthegy térségében észlelhető, a felszín alatti vizekben jelenlévő radon eredetére. E kutatást 6

mind a feltételezett rádium rezervoár, mind pedig a forrásvizek oldaláról kívánom elvégezni. Másik célom, az eredet vizsgálata mellett, hogy szisztematikus vízkémiai, radon, rádium, és urán mérések alapján a radioaktív elemeket természetes nyomjelzőként használva értékeljem a területen felszínre jutó meteorikus és a mélységi vizek keveredését. E munkát az ELTE TTK FFI Általános és Alkalmazott Földtani Tanszékén zajló, a Budai Termálkarszt Kutatására irányuló projekt keretében végeztem. 7

2. Elméleti háttér 2.1. Hidrogeológiai háttér A felszín alatti vizek mozgása meghatározott, matematikai módszerekkel leírható geometria szerint történik, melyet fizikai törvényszerűségek szabályoznak. A fizikai paraméterek mérhetőek, ezáltal az áramlási rendszerek mechanizmusa nyomon követhető (Tóth 1963, 1984). A felszín alatti vízáramlásokat hajtó egyik legfontosabb erő a gravitáció. A gravitációs áramlásokat a topográfiai szintkülönbségek tartják mozgásban. Áramlást válthat ki ezen kívül a hőmérsékletkülönbség, a kémiai összetételbeli különbség, elektromos tér és földtani folyamatok (tektonika, kompresszió) által indukált potenciálkülönbség is (Freeze és Cherry 1979). Az így kialakuló, gravitáció által vezérelt áramlások, méretüktől függően különböző rendű áramlási rendszerek lesznek (Tóth 1963) (2.1. ábra): regionális, intermedier és lokális rendszerek. 2.1. ábra Felszín alatti áramlási rendszerek típusai (Tóth 1963) 8

2.1.1. Karsztos víztartók hidrogeológiája A karsztos víztartókat az erózióbázishoz viszonyított helyzetük alapján két csoportra osztjuk: sekélykarsztra és mélykarsztra (2.2. ábra). Sekélykarsztok esetében a víztartó bázisa az erózióbázis 1 felett helyezkedik el, és a karsztrendszer alsó határa egy nem karsztos, impermeábilis kőzet. A geometriából adódóan a források a két kőzet kontaktusán fakadnak, és a rendszer víztározóképessége csekély. Ebből következik, hogy a források hozama erősen ingadozó, mivel gyorsan és erőteljesen reagálnak a csapadékeseményekre és a hóolvadásra. Ezzel szemben a mélykarsztok víztartó bázisa az erózióbázis alatt található, és a források az erózióbázison fakadnak. Ezáltal jól definiálható a víztartóban a vízszint és a hidraulikus gradiens. A rendszer víztározóképessége nagy, így a források hozama stabil(abb), mint a sekélykarsztok esetében. 2.2. ábra: a sekély és mélykarszt sematikus ábrája (Goldscheider 2004 után módosítva) A karsztos víztartók alapvetően három fő részből épülnek fel: az epikarsztból, a telítetlen (vadózus) és a telített (freatikus) zónából. Az epikarszt a víztartó felső néhány métere, mely nagy porozitással (5-10 %) és nagy permeabilitással jellemezhető, a sűrűbb, egyenletesebb repedéshálózatnak, ill. az erőteljesebb karsztosodási folyamatoknak köszönhetően. Az epikarszt több funkciót is ellát a karsztos rendszerben. Egyrészt a sűrű repedéshálózatának köszönhetően tározó szerepe van. Másrészt a diffúzan beszivárgott 1 Erózióbázis: az a legalacsonyabb szint (felület), amely megőrződött az erózió során. Ezen a szinten az eróziós energiák lecsökkennek és a szedimentáció az uralkodó. A karszt regionális erózióbázisa a karsztterület egészének fő megcsapolója, rendszerint környezetének legalacsonyabban fekvő felülete: legalacsonyabban fekvő karsztos kőzet szintje, környező nem karsztos térszín, folyó, völgy, tenger. 9

vizet koncentráltan továbbítja a nagyobb hasadékokon, töréseken keresztül, illetve a kisebb repedéseken történő állandó szivárgás által folyamatos utánpótlást biztosít a mélyebben fekvő zónák számára. A telítetlen (vadózus) zóna a karsztvízszintig tart. Itt a kőzet pórusaiban, repedéseiben, járatokban a víz mellett levegő is található. Tulajdonképpen ez alkotja az epikarszttal együtt a beszivárgási zónát. A telített (freatikus) zóna a karsztvízszintnél kezdődik, benne a kőzet pórusait, repedéseit és a járatokat víz tölti ki (2.3. ábra). A karsztos víztartók vízutánpótlódása kétféle lehet. Autogén utánpótlódásról akkor beszélünk, ha a víz csak a karsztterületről, a karsztra hullott csapadékból származik. Ha a szomszédos, nem karsztos területről érkezik vízutánpótlás (pl.: patakok), akkor az utánpótlódás allogén lesz (2.3. ábra). A természetben általában a két típus együttes előfordulása a jellemző. 2.3. ábra: A heterogén karsztos víztartó rendszerek sematikus ábrája (Goldscheider et al. 2007 után módosítva) A karsztos víztartók tulajdonságai jelentősen eltérnek a hasadékos és a porózus víztartókétól, így speciális vizsgálati módszereket igényelnek. Az alábbiakban nézzük végig Goldscheider et al. (2007) alapján a legfontosabb tulajdonságokat, amelyek megkülönböztetik a karsztos víztartókat a többi víztartó típustól: 10

A víztartó evolúciója: A karsztos víztartók folyamatosan fejlődnek, ahogy a karszton átszivárgó víz széndioxid tartalma oldja a karbonátos kőzeteket, ezáltal állandóan növelve az eredeti repedésrendszert, akár járat vagy barlang méretűvé is. Ebből következik, hogy az áramlási rendszer kiterjedése, irányítottsága és a járat rendszer nem állandóak. Így például korábbi járatok beszakadhatnak, vagy üledékkel töltődhetnek ki; telített (freatikus) járatok telítetlenné (vadózus) válhatnak, és fordítva. A karsztos víztartóknak ebből az időbeni evolúciójából következik, hogy lehetnek váratlan felszínalatti vízáramlási útvonalak és megcsapolódási pontok, amelyeket nem lehet előre jelezni az adott topográfiai és hidrológiai környezet alapján. A térfelszín fejlődéstörténetének figyelembe vétele a hidrogeológiai vizsgálatok során segíthet megjósolni az áramlási útvonalakat és a megcsapolódási pontokat, ami nagyon fontos például a megfelelő mintázási stratégia kialakításához. Térbeli heterogenitás: A természetben az összes víztartó típus heterogén, azaz a tér (kőzettömeg) különböző pontjaira vizsgálva a hidraulikus vezetőképesség / permeabilitás helyfüggő. Azonban míg például egy homokos vagy kavicsos víztartó esetében ez megközelítőleg számítható, addig az extrém heterogenitással rendelkező karsztos víztartók esetében nagy problémát okoz. A heterogenitás oka, hogy a karsztos járatokban és barlangokban jelentős lehet a felszín alatti vízáramlás, míg tőlük pár méterre már tömör, jelentéktelen permeabilitású kőzetek találhatóak ( mátrix ) (2.3. ábra). A heterogenitás talán a legfőbb probléma a karszthidrogeológiai vizsgálatoknál. A térbeli heterogenitás miatt a karsztos víztartók esetében az interpolációnak és az extrapolációnak egyik típusa sem alkalmazható. Ezáltal különösen nehéz potenciometrikus térképet rajzolni a kutakban és piezométerekben történő vízszint mérés alapján, mely interpolációt és/vagy extrapolációt igényel, és aztán felhasználni ezeket a térképeket a felszín alatti vízfolyások irányának és sebességének megjóslásához. Karsztos környezetben a nyomjelzési tesztek gyakran informatívabbak az áramlás irányának és sebességének meghatározásában. 11

A hidraulikus vezetőképesség lépték függése Ez a hatás a heterogenitás közvetlen következménye. A kőzetekben mért hidraulikus vezetőképesség gyakran nagyon alacsony, és elsősorban a pórusok és a mikrorepedések határozzák meg. A szivattyútesztek nagyobb kőzettömeget mintáznak, ezért általában magasabb vezetőképesség értékeket adnak, ami a makrorepedések hatására utal. Végül, a teljes vízadó rendszer viselkedése a járat rendszer nagy vezetőképességét tükrözi (2.4. ábra). 2.4. ábra: A hidraulikus vezetőképesség lépték függése karsztos víztartók esetében (Király 1975) A gyakorlati következmény nyilvánvaló: bár a laboreredmények és a szivattyútesztek hozzávetőlegesen értékes információt adnak a kőzettömb és a kút közvetlen környezetének hidraulikai tulajdonságáról, az így kapott vezetőképesség érték nem terjeszthető ki az egész karsztos víztartó rendszerre. Mivel a teljes karsztrendszer hidraulikai viselkedését erősen befolyásolja az oldással megnövekedett repedések és járatok jelenléte a kevésbé karsztosodott kőzettömegek mellett, a karsztos vízadókra alkalmazott numerikus modelleknek tartalmazniuk kell specifikus magas vezetőképességű részeket, mely a járatokat reprezentálja, valamint alacsonyabb vezetőképességű elemeket, mely a kevésbé karsztosodott, tömör kőzettömegekre utal ( mátrix ). 12

Kettősség az utánpótlódásban és a beszivárgásban A karsztos víztartók vízutánpótlódása történhet magáról a karsztterületről (autogén), vagy a szomszédos nem karsztos területről (allogén) (2.3. ábra). Az allogén utánpótlódás leggyakrabban víznyelőkön és dolinákon keresztül, azaz koncentráltan történik, míg az autogén utánpótlódásra a diffúz beszivárgás jellemző, mely a repedéseken, néha a karsztot borító talajtakarón keresztül zajlik, bár az epikarszt rétegbe diffúzan beszivárgott víz innen járatokon keresztül koncentráltan juthat a karszt mélyebb rétegeibe. Karsztos területeken az utánpótlódásban megfigyelhető kettősség miatt a vízmérleg számításához, és a felszín alatti vízvédelemmel és sérülékenységgel kapcsolatos kérdések megvizsgálásához a vízgyűjtő terület autogén része mellett az allogén részét is figyelembe kell venni minden esetben. Emellett fontos, hogy a koncentrált pontszerű beszivárgás a víznyelőkön keresztül a legveszélyesebb a szennyeződések karsztba jutása szempontjából. Kettősség a porozitásban, az áramlásban és a tározásban A karsztos víztartók porozitásának két, ritkábban három típusa van: szemcseközi porozitás, repedések és jártok. A járatok mérete a cm széles repedésektől a hatalmas barlangjáratokig terjedhet. Ezért a karsztos vízadókat egy kevésbe karsztosodott kőzetmátrixba ágyazott, azzal aktív kapcsolatban lévő járatok hálózataként lehet jellemezni (2.3. ábra). Az áramlás a járatokban gyors (akár >100m/h) és gyakran turbulens, míg az áramlási sebességek a mátrixban sokkal kisebbek. Habár a járatok tározóképessége korlátozott (gyakran csak tört része a víztartó kiterjedésének), ezzel szemben jelentős lehet a tározás a mátrixban és a rendszer más részeiben, mint például az epikarsztban. A karsztokban a járatok jelenléte a legnagyobb különbség és probléma a többi víztartó típushoz hasonlítva, amelyek csak szemcseközi pórusokat és/vagy repedéseket tartalmaznak. Következésképpen minden karszthidrogeológiai tanulmánynak figyelembe kell vennie a járatok létezését. Kutatások során a szpeleológiai tanulmányok lehetővé teszik a vízáramlások közvetlen megfigyelését a barlangokban. Azonban megközelíthető barlangok nem minden esetben állnak rendelkezésre, emellett pedig a teljes járat rendszernek csak kis részét (a főleg inaktív részt) képviselik. A nyomjelzővel végzett vizsgálatok ezzel szemben a nem hozzáférhető, de aktív területek áramlás és transzport folyamatainak tanulmányozására szolgálnak. 13

Időbeli változékonyság A karsztos víztartókra jellemző a gyors és kiugró reakció a hidrológiai eseményekre, mint például egy nagy eső, vagy a hóolvadás. A karsztvízszint gyorsan (gyakran órák alatt) és drasztikusan (akár >100m) megemelkedhet, a karsztforrások hozama akár több nagyságrendnyit is ingadozhat rövid időtartamon belül. Hasonlóképpen drasztikus változást mutathat a forrásvíz összetétele is, mint például a lebegtetett üledék és szerves szén tartalom és baktérium szám, a kórokozókat is beleértve. Az áramlási utak és a relatív vízhozamok sokkal jobban állapotfüggőek lehetnek, mint más kőzetekben. Az időbeli változékonyság miatt a karsztos területeken speciális mintázási és monitorozási stratégia szükséges. A mintázást úgy kell megvalósítani, hogy nagy csapadékesemények során nagyobb legyen a mintavételi gyakoriság. Karsztrendszereknél különösen hasznos a folyamatos monitorozás. Így például a vízhozam, a hőmérséklet és a vezetőképesség folyamatos mérése értékes információkat adhat a karsztrendszer tulajdonságairól. 14

2.2. Radon, rádium és urán a hidrogeológiai rendszerekben Az urán a 92-es rendszámú elem. Olvadáspontja 1132,2 C, forráspontja pedig 4131 C, így természetes körülmények között szilárd halmazállapotú. Izotópjai közül a természetben három található meg: 234 U (t 1/2 = 2,5 10 5 év), 235 U (t 1/2 = 7,1 10 8 év) és 238 U (t 1/2 = 4,47 10 9 év). Ezek közül az 238 U fordul elő legnagyobb tömegben. Az urán hidrokémiája meglehetősen összetett, mivel sokféle oxidációs állapotban fordulhat elő. Azonban természetes geokémiai környezetben csak két forma stabil: a +IVes és +VI-os. A jobban oxidált forma, az uranil (UO 2+ 2 ) viszonylag jól oldódik vízben, főleg savas környezetben, és mobilitása javul szerves anyagokkal való komplexképződése által. Reduktívabb környezetben az urán +IV oxidációs állapotában van, és különösen oldhatatlan hidroxidot (U(OH) 4 ) és oxidot (UO 2 ) képez. Ezért természetes vizekben a szabad U 4+ ionok koncentrációja elhanyagolható (Gainon et al. 2007). A rádium a 88-as rendszámú elem, elemi formában, standard állapotban szilárd. Olvadáspontja 700 C, forráspontja 1737 C. A természetben négy izotópja fordul elő: 223 Ra (t 1/2 = 11,43 nap), 224 Ra (t 1/2 = 3,66 nap), 226 Ra (t 1/2 = 1600 év) és a 228 Ra (t 1/2 = 5,78 év). Ezek közül a leggyakoribb a 226 Ra. A rádium az alkáli földfém csoportba tartozik és 2 vegyértékű. Ezért általában Ra 2+ kationt képez természetes környezetben, ami hasonlóan viselkedik, minta a Ba 2+, Sr 2+, Ca 2+ és Mg 2+. A rádium mobilitása a vízben korlátozott. Ennek oka, hogy gyakran rosszul oldódó Ra-karbonát és Ra-szulfát sók formájában fordul elő, emellett könnyen kicsapódik CaCO 3 -al együtt, és előszeretettel adszorbeálódik Fe/Mn (hidr)oxidokon. Mindezek miatt a rádium redukáló és savas környezetben a legmobilisabb (Gainon et al. 2007). A radon a 86-os rendszámú elem. Olvadáspontja -71 C, forráspontja -61,8 C, így természetes körülmények között gáz halmazállapotú. A nemesgázok csoportjába tartozik, kémiailag gyakorlatilag inert, reakciókban való részvétel nem jellemzi. Mindegyik izotópja radioaktív. Ezek közül a természetben három fordul elő, mindegyik a három természetes eredetű bomlási sor egy-egy tagjaként: a 220 Rn (toron, t 1/2 = 55 mp), a 219 Rn (aktinon, t 1/2 = 3,9 mp) és a 222 Rn (radon, t 1/2 = 3,82 nap). A hidrogeológiai ciklus időtartama néhány nap és több ezer év között változhat. A toron és az aktinon a rendkívül rövid felezési idejük, és a természetben való ritka 15

előfordulásuk miatt nyomjelzésre nem használhatóak. Azonban a 222 Rn felezési ideje (3,82 nap) egybeesik a hidrológiai ciklus időtartamának alsó határával. Ezért 12-20 nap, illetve 3-5 ciklus után a víz 222 Rn koncentrációjaja a kimutathatósági szint alá csökken. Ebből következik, hogy a 222 Rn hasznos időjelző viszonylag rövid átfolyási távolságú és/vagy gyors áramlási sebességű hidrogeológiai rendszerekben. A fentieket összegezve fontos megjegyeznünk, hogy a radonnak, a rádiumnak és az uránnak eltérő a geokémiai viselkedése: a radon jól oldódik és mobilis, de kigázosodással könnyen eltávozik a nyílt vizű rendszerekből; a rádium reduktív és savas környezetben, míg az urán oxidatív környezetben válik mobilissá. Emellett a három elem természetben leggyakrabban előforduló izotópjai ( 238 U, 236 Ra, 222 Rn) ugyanannak a bomlási sornak a tagjai (2.5. ábra), ezért kölcsönösen függenek egymástól. Az eltérő viselkedésük, egymástól való függésük és a 222 Rn viszonylag rövid felezési ideje ezt a 3 izotópot értékes kiegészítő nyomjelzőkké teszi a hidrogeológiai környezetek tanulmányozásában (Gainon et al. 2007). 238 U 4,47*10 9 év 234 Th 24,1 nap 234 Pa 6,7 óra 234 U 2,45*10 5 év 230 Th 7,54*10 4 év 222 Rn 3,82 nap 218 Po 3,05 hónap 214 Pb 26,8 hónap 214 Bi 19,9 nap 214 Po 1,64*10 4 mp 210 Pb 22,2 év Alfa bomlás Béta bomlás 210 Po 138 nap 210 Bi 5,01 év 206 Pb stabil 2.5. ábra: 238 U bomlási sora 16

2.3. Koncepciós modellek forrásvizek radon tartalmának eredetére 2.3.1. A talaj és anyakőzet, mint radon forrás A 222 Rn a 226 Ra bomlása során keletkezik, és felezési ideje 3,82 nap. Ezáltal a radon jelenléte mindig rádiumhoz kötött, mivel rövid felezési ideje miatt a forrásától csak extrém hidrológiai körülmények között képes nagyobb távolságra eltávolodni. Tehát a radon előfordulásához olyan ásványok jelenléte szükséges az anyakőzetben (vagy a talajban), amelyek szerkezetében rádium található. Ilyenek például az uránásványok és azok az ásványok, melyek szerkezetébe az U-Th sor elemei előszeretettel lépnek be, mint például a cirkon (ZrSiO 4 ), a monacit (CePO 4 ), a xenotim (YPO 4 ), a zirkelit ((Ca, Fe)(Zr, Ti, U) 2 O 5 ) vagy az allanit ((Ca, Ce, La) 2 (Al, Fe 3+, Fe 2+ ) 3 (SiO 4 *Si 2 O 7 *O*OH)). Nagy B-né et al. (2000) például a Sajó Hernád térségében agyagásványokban gazdag aggregátumokat ír le, amelyek radonforrásként számba vehető monacitot és zirkelitet tartalmaznak. Barabás et al. (2003) pedig a Nézsa községben tapasztalt radonanomáliát a talajszelvényekben megjelenő U- és Th-tartalmú monacit és xenotim, ill. a szórványosan előforduló cirkon, zirkelit, allanit ásványokhoz kötik. Ádány (2005) szintén azt mutatta ki, hogy a Balaton északi partján fakadó források radon tartalma a befoglaló kőzettől függ. Így a magasabb átlag rádium tartalommal rendelkező képződményekben fakadó források radon tartalma nagyobb lesz. A kőzetszemcsékben található rádium bomlásakor a keletkező radon a szemcséken belül megjelenő, ún. nanopórusokba (<1µm) juthat, ahonnan inert gázként diffundálhat a szemcseközi vízbe (Rama és Moore 1984). A felszín alatti vízbe jutó radon mennyisége pedig matematikailag is leírható módon elsősorban az anyakőzet U-tartalmától, a kőzet sűrűségétől, porozitásától, valamint a radon víz és kőzet közti egyensúlyi megoszlási hányadosától függ (Bonotto és Andrews 1997, 1999). Talajjal borított karsztos víztartók esetében a radon eredete jó lokalizálható: képződése a talajban messze nagyobb, mint az erősen repedezett mészkövekben, emellett pedig a levegő radon koncentrációja nagyságrendekkel alacsonyabb, mint a talajgázban észlelhető radon koncentrációk. Mélyből való utánpótlódása pedig nem valószínű, mivel a felezési ideje kevesebb, mint 4 nap, így koncentrációja kimutatási szint alá csökkenne, mielőtt elérné a felszínt (Surbeck 2005). 17

2.3.2. Felszínközeli rádium rezervoár mint radon forrás Habár a vízben oldott radon nem származhat nagy távolságról, mégis vannak esetek, amikor a forrás radon tartalma sokkal magasabb mint, hogy a talaj radon tartalmával, vagy a forrást befoglaló kőzetek, illetve a vízben oldott rádium bomlásából származó radonnal magyarázható legyen. Ezek a források leggyakrabban hévforrások. Ezekben az esetekben egy produktív rádium rezervoárt kell feltételeznünk, ahonnan ez a kiugróan magas radon koncentráció származhat (Surbeck 2005). Ilyen produktív rádium rezervoár jelenlétét vezették le Svájcban, Grison tartományban, a St. Placidus forrás esetében (Gainon et al. 2007). A rezervoár a rádium kationokat Fe/Mn oxi-hidroxidokon adszorbeálódva tartalmazza, amelyek feltételezhetően a forrás kilépési pontjának környezetében a repedésekben helyezkednek el, azonban magát a Fe/Mn oxihidroxid kiválást nem sikerült megtalálniuk és vizsgálniuk, mivel az nem volt hozzáférhető. Azáltal, hogy a radon felezési ideje kevesebb mint 4 nap, úgy gondolják, hogy a rezervoárnak a forrás közelében kell elhelyezkednie, különben a radon koncentrációja a kimutatási határ alá csökkenne, mielőtt a forráshoz érne (Gainon et al. 2007). A kutatások eredményeként koncepciós modellt állítottak fel, amellyel magyarázzák a forrásban mért 608-718 Bq/l radon koncentráció. (2.6. ábra) 2.6. ábra: Koncepciós modell a St. Placidus forrásban mért radon értékek magyarázatára (Gainon et al. 2007 után módosítva) 18

Az ábrán látható, hogy az esőből és hóolvadásból származó oxigénben gazdag víz beszivárog a kőzetekbe és átáramlik a piritben gazdag ortogneisz repedés hálózatán. Itt a pirit oxidációjának eredményeként a víz oldott oxigéntartalma jelentősen csökken, savassá válik, és megnő az oldott vas és szulfát tartalma. A savas ph fokozza a szilikátok (elsősorban csillámok, klorit és földpátok) oldhatóságát. Ezek az oldási folyamatok okozhatják a magas kovasav tartalmat (55 mg/l) és a különféle fém kationokat (pl. Na +, Mg 2+, Fe 2+ ) a St. Placidus forrás vizében. A forráskilépési helyhez érve a reduktív felszín alatti vízben oldott Fe 2+ és Mn 2+ a forrás közelében kicsapódik - amikor oxigénben gazdag víz is belép a rendszerbe, - és oxidokat, hidroxidokat (pl.: FeOOH, Fe 2 O 3, MnO 2 ) képez. Ezek a kiválások feltételezhetően a kőzetváz repedés hálózatában helyezkednek el. A vízben oldott rádium kationok (Ra 2+ ) adszorbeálódhatnak az Fe/Mn (oxi)hidroxidokon, és bomlásukból származhat a St. Placidus forrás vizében található radon. 19

3. Földtani és hidrogeológiai háttér A kutatási terület a Gellért-hegy és szűkebb környezete, mely a Budai Termálkarszt rendszer részét képezi. A Budai Termálkarszt a Dunántúli-középhegységi-egység délkeleti szélén helyezkedik el, mely egységnek geológiai határai tektonikai vonalak: északnyugatról a Rába-vonal, északról a Diósjenői-vonal, délről pedig a Balaton-vonal határolja. A keletidélkeleti határ még nem tisztázott, nyugat felé pedig földtani alapon nem választható el az alaphegységi pászta folytonossága következtében. (3.1. ábra). A Dunától keletre vastag üledékekkel fedve a Dunántúli-középhegységi-egység mezezoós karbonát rétegei folytatódnak. A Budai Termálkarszt bázisa nem ismert, de Dunántúli-középhegységiegységi analógia alapján feltételezhető, hogy perm korú törmelékes kőzetek lehetnek. 3.1. ábra: A Dunántúli-középhegység határai, egyszerűsített alaphegység térképe (Alföldi és Kapolyi 2007 után módosítva) 20

3.1. A Budai Termálkarszt földtana 3.1.1. A Budai Termálkarszt földtani felépítése A legidősebb ismert felszínen előforduló kőzetek a Budai Termálkarszt területén a terület fő tömegét alkotó triász korú karbonátok (Schafarzik és Vendl 1929, Horusitzky 1938, Wein 1977). A triászt 1500-1800 m vastag sekélytengeri mészkövek és dolomitok képviselik (Haas 1988), melyekre a fedő eocén kőzetek egy késő krétától késő eocénig tartó szárazulati periódus eredményeképpen üledékhézaggal települnek. A késő eocéntől a kora miocénig folyamatos volt a tengeri üledékképződés. Az első képződmény egy abráziós báziskonglomerátum, melyet a sekélytengeri Szépvölgyi Mészkő (késő-eocén) és a selfperemen lerakódott pelágikus Budai Márga (késő-eocén kora-oligocén) követnek (Kázmér 1985, Nagymarosi et al. 1986). A középső-eocéntől a kora-miocénig a terület földtani fejlődését egy fontos paleogeográfiai határ, a Budai-vonal szabta meg (Báldi et al. 1976, Fodor et al. 1994). A nagyjából északkelet délnyugat csapású fácieshatártól nyugatra a kora-oligocénben szárazföldi lepusztulás zajlott ( infraoligocén denudáció ), míg tőle keletre a (részben) euxin fáciesű Tardi Agyag képződött. A késő-kiscelli transzgresszió már átcsapott a Budaivonalon (Tari et al. 1993), tőle nyugatra a sekélytengeri Hárshegyi Homokkő, míg keletre a mélyvízi Kiscelli Agyag rakódott le (Nagymarosi és Báldiné 1988). Az eocén oligocén képződmények együttes vastagsága maximum 700 m (Báldi 1983). A kora-miocénben lassú kiemelkedés és lepusztulás zajlott. A triász és paleogén képződményeket helyenként pleisztocén holocén üledékek (folyóvízi kavics és homok, lösz, édesvízi mészkő) fedik. 3.1.2. A Budai Termálkarszt szerkezeti felépítése A Budai-hegység szerkezetére a vetős elemek kulisszás elrendeződése jellemző. A legjellemzőbb irányok: északnyugat délkelet, ill. kelet nyugat. A hegység keleti határát egy ilyen jellegű vetőkből összeálló komplex törésvonal alkotja (Wein 1977). A Budai-hegység szerkezetfejlődését feltételezhetően négy tektonikai fázis határozta meg (Fodor et al. 1994). Az első tektonikai fázis (kréta) során ÉK-DNY-i kompresszió hatására enyhe redők, feltolódások jöttek létre. A második fázisban (késő-paleogén kora- 21

miocén) NyÉNy-KDK ÉNy-DK-i kompresszió és rá merőleges tenzió uralkodott. A harmadik fázisban (középső-miocén pliocén) a K-Ny- i ill. DK-ÉNy-i extenzió hatására korábbi vetők normál vetőkként reaktiválódhattak és további normál vetős szerkezetek keletkeztek. Végül valószínűsíthető egy negyedik tektonikai fázis is (kvarter), amely során ÉK-DNy-i extenzió (és esetleg egy rá merőleges kompresszió) lépett fel. A területen a kőzetrések előfordulását a leggyakoribb tektonikai irányok határozzák meg. Ezek: ÉNy DK, NyÉNy KDK, K Ny, ÉK DNy és É D. 3.2. A Gellért-hegy és környezetének földtana 3.2.1. A Gellért-hegy és környezetének földtani felépítése A Gellért-hegy fő tömege triász dolomitból (Fődolomit Formáció) áll, amelybe helyenként szervesanyag-dús agyagmárga, márga, illetve tűzköves dolomit és mészkő rétegek (Sashegyi Tagozat) települnek. A felső eocén rétegsor mészkőanyagú konglomerátummal, vagy tűzkőanyagú breccsával, homokkővel kezdődik (bázisbreccsa). Felfelé ennek márga mátrixa fokozatosan nő, majd típusos Budai Márgába megy át. A tűzkőklasztos homokkő és nummuliteszes mészkő (Szépvölgyi Mészkő Formáció) lencsék azonban később is megjelennek. A Budai Márgára mind a felszínen, mind a hegy előterében oligocén Tardi Agyag, majd Kiscelli Agyag következik, amit a pesti oldalon Törökbálinti Homokkő fed. A negyedidőszakot édesvízi mészkő, lösz, lejtőtörmelék és folyóvízi kavics, homok képviseli (3.2. ábra) (Korpás et al. 2002). 3.2. ábra: A Gellért-hegy és környezetének rétegsora (Korpás et al. 2002) 22

3.2.2. A Gellért-hegy és környezetének szerkezeti felépítése A terület legfontosabb szerkezeti elemeinek irányai jól illeszkednek a Budai-hegység általános szerkezeti vonásaihoz. Kulisszás elrendezésben megjelennek a K-Ny-i és az ÉNY-DK-i vetőzónák (Tóth 2003). 3.3. ábra: A Gellért-hegy és DK-i előtere fedetlen földtani térképe (Korpás et al. 2002) A Gellért-hegyen 3 fő tercier feszültségtér hatása mutatható ki, és valószínűsíthető egy késő triász korú deformáció is. A tercier feszültségterek hatására jött létre a Gellért-hegy két legfontosabb tektonikai eleme (3.3. ábra). Egy késő eocén kora oligocén korú ÉÉK- DDNy-i húzás hatására alakult ki a K-Ny-i csapású, jobbos normál elvetésű Citadella-vető, ami a hegy központi részének legnagyobb törése. Az ottnangi- középső miocén fázis alatt ÉK-DNy-i húzás hatására mozdult el a Gellért-hegy (és a Budai-hegység) keleti határát adó peremtörés. A normálvető északnyugaton több ágra szakadva áthalad a Rudas-fürdő 23

területén, majd a Duna alatt haladva a Szabadság-hídtól délre a folyó bal partjára ér (északkeleti peremvető sensu Korpás et al. 2002). A tulajdonképpeni fővető a Duna medre alatt halad, míg a Gellért-hegy sziklafalát alkotó vető kisebb vetési magasságú (Korpás et al. 2002). A Gellért-hegyi hévforrások feltehetőleg ehhez a vetőzónához kapcsolódnak (Tóth 2003). 3.3. A Budai Termálkarszt hidrogeológiája A Budai-hegységi Termálkarszt rendszere a Dunántúli-középhegység felszín alatti vízrendszerébe illeszkedik (3.4. ábra). 3.4. ábra: A Budai Termálkarszt helyzete (Erőss Anita hozzájárulásával) A Budai Termálkarszt beszivárgási területe ma még nem lezárt kérdés. A langyos források feltehetőleg a Budai-hegység és a Pilis karsztos felszínén keresztül beszivárgott csapadékvízből táplálkoznak, míg a termálvizek beszivárgási területe a Dunántúliközéphegységben található, de ez ma még nem bizonyított (Alföldi et al. 1968). Lorberer (1986) szerint a karsztos beszivárgási terület a Dunántúli-középhegységnek mintegy 15%- a. Emellett a Dunától keletre is találhatóak mezozóos karbonátokból álló hegyek, melyek szintén részét képezhetik a Budai Termálkarszt beszivárgási területének. A termálkarszt rendszertől keltre pedig topográfiailag magasabb helyzetben nem karsztos kőzetek találhatóak, melyeknek a beszivárgáshoz való hozzájárulását még senki nem vizsgálta. 24

A karsztrendszer regionális erózióbázisa a Duna. A karsztrendszer megcsapolódási területe egyértelműen kijelölhető, bár vannak ismeretlen komponensei (például szökevényforrások a Duna medrében (Schafarzik 1920)). Jellegzetessége, hogy erősen koncentrált, mivel tektonikai vonalakhoz kapcsolódik, és nagy hőáram kíséri: a termálkarszt-rendszer természetes megcsapolódása a Duna jobb partján az ún. Budai-forrásvonal. A források eloszlásában egyértelmű tendencia figyelhető meg: északon csak langyos források, a Rózsadomb területén egymás mellett langyos, meleg és hévforrások, míg délen, a Gellért-hegy környezetében főként hévforrások találhatóak. A források egy-egy területen általában ún. forráscsoportokban jelennek meg. 1867-ben fúrták az első kutat a Margitszigeten (Margitsziget I. számú kút), amit a Városliget kútjai követtek. Ma már számos üzemelő kút van, amelyek erősen befolyásolják a karsztrendszer természetes megcsapolódását. A budapesti termálvizek kora 14 C izotópos mérések alapján 5000-16000 év (Deák 1978). Zsigmondy (1878) volt az első, aki felvetette, hogy a Dunántúli-középhegység területén beszivárgó vizek lejuthatnak a vastag üledékes takaró alatt nagy mélységben elhelyezkedő karbonátos kőzetekbe, ahol felmelegednek, majd termálvízként bukkannak újra a felszínre. Schafarzik (1926, 1928) alkotta meg elsőként a hévizes áramlási rendszer modelljét, sőt az emeletes áramlási rendszer lehetősségét is felismerte. A vízáramlás Schafarzik féle modelljét Vendl és Kisházi (1964) fogalmazták újra (3.5. ábra). Vendl és Kisházi (1964) mondták ki először, hogy a termálvíz feláramlása és megcsapolódása törési zónákhoz kapcsolódik. 3.5. ábra: A termálkarszt áramlási rendszerének koncepciós modellje (Vendl és Kisházi 1964) 25

Alföldi (1981) szerint a Budai Termálkarszt területén a karbonátos képződmények közé tűzköves és márgás rétegek települnek, és ezáltal egy rendkívül bonyolult, több ezer méter mélységig lehatoló kényszerpálya rendszert alkotnak (3.6. ábra). Az áramlási pályák egyrészt lehetővé teszik a csapadékvíz nagyobb mélységbe történő lejutását, másrészt a vizet meghatározott zárt pályákra kényszerítik, mert az impermeábilis kőzetszakaszok elzárják a már leszivárgott víz felfelé való áramlásának útját, és továbbhaladásra kényszerítik mindaddig, amíg valamely meghatározott szerkezeti öv mentén a felszínre nem bukkanhatnak. Ennek a koncepciónak az értelmében a langyos és meleg vizeknek mind a beszivárgási területe, mind az áramlási útvonala elkülönülhet egymástól. Az utánpótlódási területeken beszivárgó csapadékvíz a forrásvonalakat megkerülve karéjos áramlással jut vissza a felszínre. A karéjosan mélybe áramló víz föld alatti útja során a természetes földi hőáram hatására melegszik fel. A budapesti áramlási rendszer energiáját a felfűtés hatására bekövetkező térfogatsúly csökkenés és a hegységbeli beszivárgás által fenntartott gravitációs szintkülönbség szolgáltatja. Ezt az áramlási rendszertípust hidrodinamikus vezérlésű geotermikus áramlásnak nevezte el. 3.6. ábra: A budapesti emeletes hévízáramlási rendszer elvi vázlata (Alföldi 1981) 26

Kovács és Müller (1980) készítették el az utolsó, és manapság elfogadott koncepciós modellt a Budai Termálkarszt áramlási rendszerére, mely tulajdonképpen a korábbi modellek integrációja, és ábrázolja a karsztrendszer fejlődéstörténetét is a fokozatos kiemelkedés kezdetétől (3.7. ábra). Müller (1989) alapján jelenleg az a nézet az elfogadott, hogy a budapesti termálforrások vizét a természetes geotermikus hő fűti, és a víz elsősorban meteorikus eredetű. 3.7. ábra: A Budai-hegység karsztvízáramlási rendszere (Kovács és Müller 1980 után módosítva) 27

4. A tanulmányi terület bemutatása 4.1. A Gellért-hegy forrásai és kútjai A Gellért-hegy lábánál feltételezhetően a peremi vetőzónához kapcsolódóan (Papp 1942) fakadnak a Gellért-hegyi forráscsoport hévforrásai. Hőmérsékletük között nincs jelentős különbség (33-48 C), és egy-egy forrás hőmérséklet ingadozása nem haladja meg a 3-4 C-ot (Horusitzky 1939, Papp 1942, Alföldi et al. 1968). Valamennyi forrás triász dolomitból fakad, a fúrt kutak is általában erre vannak szűrőzve. A forráscsoportra három gyógyfürdő települt. Legészakabbra a Rác-fürdő található, melynek két forrása van, a Nagy-forrás és a Kis (Mátyás) forrás. Mindkét forrás az erősen összetöredezett eocén korú Budai Márga hasadékain keresztül tör a felszínre (4.1. ábra). 4.1. ábra: A Rác-fürdő helyszínrajza és a Nagy-forrás hasadéka (Budapest Gyógyfürdői és Hévizei Zrt. Térképei és archívuma alapján) A Rudas-fürdő forrásainak egy része (Árpád I., Kinizsi-,Török- és Udvari-forrás) már régóta ismert. A fürdő építése, az útépítések, ill. az Erzsébet-híd építése alkalmával több, egymással többé-kevésbé összefüggő forrást tártak fel, mint az Árpád II., a Diana- Hygieia-, Beatrix-, Gülbaba-, Kara Musztafa-, Rákóczi- Kossuth-, Hídfürdő-, Attila I. és Hungária I. - forrásokat. 1932-ben fúrták az Attila II., a Juventus-, a Döbrentei-téri kutakat, l935-ben a Hungária II., 1940-ben az Árpád III., 1943-ban pedig az Árpád IV. kutakat (Alföldi et al. 1968)(4.2. ábra). 28

4.2. ábra: A Rudas-fürdő helyszínrajza (Alföldi et al. 1968) Ezek közül mára a Hídfürdő-forrás és a Döbrentei-téri kút megszűntek, a Kossuth- és Udvari-források egyértelműen nem beazonosíthatóak, a Musztafa-forrás elapadt, a Mátyásforrást pedig lezárták, így sem az, sem pedig a hozzá kapcsolódó Beatrix forrás nem megközelíthető. A Rudas-fürdő forrásai ma már mind foglalva vannak, és vizüket csatornarendszeren keresztül a Dunába engedik (4.3. ábra). A kutak közül a Juventus, az Attila II. és a Hungária II. kutak vizét ivókúrára használják. 4.3. ábra: A Kinizsi-, a Musztafa- és a Rákóczi-források jelenlegi helyzete 29

A Rudas-fürdő körül a források az erősen összetöredezett triász dolomitból fakadnak, és a kutak is erre vannak szűrőzve. A források és kutak hőmérséklete között nincs jelentős különbség, mindegyik 33-48 C közé esik. A források vízhozama 0-150 l/perc, a kutaké 15-620 l/perc között változik (4.4. ábra). kutak mélysége (m) vízhozam (l/perc) hőmérséklet ( C) Árpád I. és II. forrás 0-80 39-43 Árpád III. kút 27,3 180 41-48 Árpád IV. kút 35,5 170 37-41 Diana-Hygieia-forráscsoprt 0-30 33-35 Mátyás-forrás 0-120 39-43 Beatrix-forrás 0-17 38-42 Kinizsi-forrás 0-30 33-43 Gülbaba-forrás 0-30 35-43 Török-forrás 20-150 36-42 Musztafa-forrás 0-50 35-44 Rákóczi-forrás 0-50 35-44 Kossuth-forrás 40-100 42 Udvari-forrás 5-15 36-40 Attila II. kút 36,8 40-120 37-47 Hungária I. forrás 0-5 20-30 Hungária II. kút 40 15-40 40-43 Juventus-kút 43,5 620 40-47 4.4. ábra: A Rudas-fürdő forrásainak és kútjainak adatai (Alföldi et al. 1968) 30

A Gellért-fürdőhöz tartozik az Ősforrás, vagy más néven a Gellért I. számú forráscsoport, és a Gellért II. számú fúrás. Az Ősforrás forrásait 1896-ban a Szabadság-híd építése során a hídra felvezető úttest alatt egy gránitpilléren nyugvó vasbeton medencébe foglalták (4.5. ábra). A forráscsoport vízhozama 500-2000 l/perc, a hőmérséklete pedig 40-47 C (Alföldi et al. 1968). A Gellért II. számú fúrás 1927-ben mélyült és 10 m után érte el a triász dolomitot, melyre szűrőzve van. A kút vízhozama 100 l/perc, és a víz hőmérséklete 45 C (Alföldi et al. 1968). 4.5. ábra: A Gellért-fürdő helyszínrajza (Budapest Fürdői és Hévizei Zrt. térképei alapján) és a Gellért-fürdő I. forrásmedencéjének alaprajza (Papp 1942). A Gellért-táró egy 1969-1978 között épült 1100 m hosszú mesterséges alagút, mely a Gellért-fürdő szivattyúházából indul ÉNy-i irányban, a Kelenhegyi út alatt átvezetve, követve a Dunapart vonalát, a Hegyalja út alatt is áthalad, majd a Rác-fürdőnél lévő támfalat áttörve éri el a végszelvényt. Az alagút jobb és bal oldalán összesen 4 üzemelő és 14 megfigyelő kút van. A kutak GT elnevezése, a Gellért-táró rövidítésből származik, ami összességében a Gellérthegyi Hévízművet jelenti. A GT-I. és a GT-III. sz. kút a Gellértfürdő termálvíz ellátását szolgálja. A GT-II. és GT-VI. üzemelő kutak, pedig a Rudas-fürdő termálvíz ellátását biztosítják. A kutak triász dolomitban mélyültek, és arra is vannak szűrőzve. 31