OPERATIVNI PROGRAM SLOVENIJA - MADŽARSKA 2007 - 2013

    

   

HIDROGEOLOŠKI KONCEPTUALNI MODEL 

     

v okviru projekta    

»Pregled rabe geotermalne energije, ocena podzemnih teles termalne vode in priprava skupnega načrta upravljanja vodonosnikov v Mursko‐

zalskem bazenu«    

T‐JAM   

Projektni partnerji pri izdelavi poročila:

Geološki zavod Slovenije (GeoZS)

Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI)

Avtorja poročila: Nina Rman (GeoZS)

dr. György Tóth (MÁFI)

Sodelavci pri izdelavi poročila: Judit Muráti (MÁFI)

mag. Andrej Lapanje (GeoZS) Tadej Fuks (GeoZS)

Direktor GeoZS: Direktor MAFI:

doc. dr. Marko Komac

        

  

   

Ljubljana, Budimpešta, 28.2.2011  

Kazalo

 

1. Uvod………………………………………………………………….....…....1

2. Tokovni sistemi podzemne vode na območju T-JAM projekta…………..2

2.1. Značilnosti madžarskega območja.........................................................………….2

2.2 Značilnosti slovenskega območja ……………….………………………….……..5

3. Hidravlične meje in razsežnost modela……..………………….………….6

4. Opredelitev glavnih hidrostratigrafskih enot …………………...……….7

4.1 Značilnosti madžarskega območja …………………………………………….….7

4.2 Značilnosti slovenskega območja ……………………...…………...……………..8

5. Hidravlične značilnosti hidrostratigrafskih enot ……………….……….10

5.1 Značilnosti madžarskega območja …………………………………….………...10

5.2 Značilnosti slovenskega območja..……………….………………….….………..14

6. Zaključek….………………..…………………………….………….……..19

7. Literatura...………………………….……….…………………………….20

 

   

1. Uvod

Glavni cilj projekta T-JAM je izdelava skupne strategije upravljanja z viri termalne vode v Mursko-zalskem bazenu. Strategija bo omogočila trajnosten pristop k upravljanju z prekomejnimi geotermalnimi vodonosniki v Sloveniji in na Madžarskem, kar se trenutno ne izvaja. Ker pa prekomejni geotermalni vodonosniki v terciarnih plasteh še niso uradno opredeljeni, je najprej potrebno pripraviti konceptualni hidrogeološki model, ki bo potrdil njihov obstoj. V projektu T-JAM se ukvarjamo s problemom trajnostne izrabe naravnih virov, ki se razprostirajo čez več držav. Izraba naravnih virov, kot je geotermalna energija, ki je vezana na globoko segajoče regionalne tokove podzemne vode, je močno odvisna od geološke zgradbe ozemlja, geotermalni vodonosniki pa se ne končajo na državnih mejah (Sl. 1). Zaradi tega lahko potencial geotermalne energije in regionalni nadzor nad njeno uporabo izvajamo le s skupnim prekomejnim in mednarodnim upravljanjem s temi vodonosniki. To je pomembno predvsem za prekomejne vodonosnike v katerih lahko pridobivanje vode v eni državi povzroči negativne učinke (zmanjšanje izdatnosti ali preizkoriščanje) v drugi, s čimer nastanejo neželene gospodarske in politične napetosti. Celovit pristop k prekomejnim območjem podpirajo tudi smernice Evropske unije za zaščito vodnih virov, ki so opredeljene v Vodni direktivi (2000/60/EC).

Slika 1 Skica geotermalnega sistema v Panonskem bazenu Eno izmed orodij, ki lahko učinkovito pripomorejo k reševanju predstavljenih težav, je hidrogeološki konceptualni model terciarnih geotermalnih vodonosnikov. Z njim vse hidrogeološke značilnosti potencialnih prekomejnih sistemov opišemo in opredelimo na poenoten način. Vsak tak model mora vsebovati kritičen pregled obstoječih informacij in prostorsko opredelitev hidrostratigrafskih enot pomembnih tektonskih elementov ipd. Šele po določitvi mejnih pogojev (hidravličnega tipa mej) ocenimo potencialne smeri toka podzemne

1

vode. Regionalni hidrogeološki konceptualni model mora pojasniti procese toka podzemne vode in prenosa snovi, medtem ko je številčna opredelitev teh procesov domena matematičnih modelov.

2. Tokovni sistemi podzemne vode na območju T-JAM projekta

2.1 Značilnosti madžarskega območja

Na območju T-JAM projekta potekajo naslednji procesi prenosa snovi in toka podzemne vode. Glavni vodonosniki v predterciarni podlagi se nahajajo v njenem preperelem in zakraselem zgornjem delu. Kraški vodonosniki v hribovitem svetu zagotavljajo večino napajanja za gravitacijski tok podzemne vode. Na projektnem območju sta prepoznana dva tipa gravitacijskih tokov:

a) lokalni ali srednji kraški sistem toka podzemne vode z gravitacijskim tokom hladne vode, katerega iztok predstavljajo izviri na robu sedimentacijskega bazena ali v hribovitem svetu in

b) regionalni kraški sistem toka podzemne vode z mešanim gravitacijskim in geotermalnim sistemom toka segrete vode, ki poteka pod nakopičenimi sediment v bazenu in katerega iztok predstavljajo subtermalni in termalni izviri na robu sedimentacijskega bazena.

Poleg teh dveh glavnih tipov je razpoklinski in zakrasel sistem lahko hidravlično povezan s sistemom v zgoraj ležečih plasteh, pri čemer je možna poljubna smer toka podzemne vode iz/v njega.

Hladni in subtermalni kraški izviri predstavljajo preproste gravitacijske tokovne sisteme na južnem robu hribovja Keszthely pri Blatnem jezeru (izviri Erzsebet, Janos in Festetich) z iztokom nekaj deset litrov na sekundo pa tudi najzahodnejši hladni izvir izvirne jame termalnega jezera Hévíz. Največji iztok iz regionalnega mešanega gravitacijskega in geotermalnega sistema predstavlja jezero Héviz, eno največjih termalnih jezer/izvirov na svetu. Pred letom 1960 je bil njegov naravni iztok nad 500 l/s, vendar se je med leti 1970-1990 z intenzivnim črpanjem podzemne vode zaradi delovanja boksitnega rudnika Nyirad severno od Hévíza pretok znižal na 300 l/s. Po koncu rudarjenja se je količina zopet povečala na 390-420 l/s. Razlika med prvotnim naravnim in sedanjim stanjem je posledica znižanega napajanja, ki ga povzročajo klimatske spremembe ter črpanje (pitne) vode na območju nekdanjega rudnika. Večji del vode, ki se napaja v južnem delu hribovij Bakony in Keszthely, teče skozi zgornjo zakraselo cono triasnih in krednih karbonatnih kamnin globoko v predterciarno podlago Zalskega sedimentacijskega bazena. Hladna infiltrirajoča voda se med potjo segreje, s čimer se njena gostota zniža. V tistih delih bazena, kjer imajo prelomne strukture v predterciarni podlagi močno povečano vertikalno prepustnost in tudi razsežnost ter so povezane z obrobjem sedimentacijskega bazena, lahko nastajajo odprte geotermalne konvekcijske celice (angl. geothermal heat chimneys). V njih se segreta voda z nižjo gostoto dviga proti površju. Iz opazovanih geotermalnih anomalij sklepamo, da take celice obstajajo v Zalskem bazenu do globine 3 - 3,5 km, še posebno zahodno in severo-zahodno od Nagylengyela. Podzemna voda akumulira toplotno z zelo obsežnega območja in se preko konvekcijske celice ogreta dviga do izvira. Ta zajema veliko manjše območje, kot že omenjeno 'napajalno zaledje za toploto'. Med dviganjem proti izviru se termalna voda ohlaja, a je še vedno 20-40°C toplejša, kot bi bila, če bi jo segreval le normalni toplotni tok na opazovanem območju.

2

Gravitacijski in geotermalni tok podzemne vode v Zalski regiji ima nižji potencial kot je v nad njim ležečih plasteh. Prisotnost nizko mineralizirane ‘preproste kraške’ vode Ca-Mg-HCO3 tipa nakazuje na regionalni tok in še dodatno podpira hipotezo o obsežnem mešanem regionalnem toku podzemne vode. Termalni izviri pri jezeru Hévíz z visoko izdatnostjo in temperaturo okoli 40°C so posledica obsežnega kopičenja toplote v večji globini, ki je rezultat regionalnega toka podzemne vode v kamninah podlage. Z vidika uporabe geotermalne energije je zelo pomembno, da se med izrabo geotermalne energije konvekcijske celice ohranijo, kar lahko zagotovimo z oceno stanja z matematičnim modeliranjem toka podzemne vode in toplote in izvajanjem potrebnih ukrepov. Zahodno in severno od jezera Hévíz sta tok podzemne vode v razpoklinskem in zakraselem vodonosniku iz triasnih kamnin ter tok v prekrivajočih klastičnih kamninah pannonijske starosti povezana. V okolici Zalacsánya peščeni vodonosniki deltnega čela predstavljajo napajalno zaledje pod njim ležečega kraškega geotermalnega vodonosnika. Zaradi mešanja voda z različno kemično sestavo ima termalna voda v jezeru Hévíz in okolici zelo specifično sestavo. Mešanje vode povzroča kraško korozijo, ki povečuje prepustnost kamnin, ki ležijo zahodno in severno-zahodno od jezera. Ta proces omogoča dodatno mešanje podzemnih voda z različno sestavo in temperaturo. Opazovalni vodnjaki, ki segajo v območje mešanja podzemnih voda, dobro sovpadajo s stanjem v jezeru Hévíz. Na podlagi rezultatov opazovanja piezometrov, ki so dostopni preko spleta, se izvaja tudi upravljanje z vodnimi viri na tem območju (nadzor, omejitve za odvzem podzemne vode). Spodnje in srednje miocenski vodonosniki (razviti znotraj obalnih peskov in prodov ali peščenjakov in konglomeratov ter grebenskih karbonatnih kamnin) ležijo na preperelih in zakraselih kamninah v podlagi in z njimi tvorijo skupno hidravlično enoto. Opredelitev potencialnih geotermalnih vodonosnikov v predterciarni podlagi mora vključevati njihovo razprostranjenost in debelino (predvsem badenijskih in sarmatijskih vodonosnikov), kot tudi hidrogeološke parametre. Na podlagi številnih testiranj globokih vrtin za pridobivanje ogljikovodikov, meritev tlakov in ugotovljenih hidrogeokemičnih lastnosti sklepamo, da starejši miocenski vodonosniki skupaj z vodonosniki v podlagi sedimentacijskega bazena tvorijo enoten hidrodinamski sistem, ki je v Zalskem bazenu izrednega pomena. Na območjih daleč stran od gravitacijskih tokovnih sistemov je tok vode zelo počasen ali pa voda celo miruje. Ta voda je večinoma morska voda iz časa zadnje transgresije na obravnavanem območju in predstavlja t.i. fosilno vodo v zaprtih vodonosnikih. Na območju sedimentacijskega bazena je potrebno upoštevati tudi območja s povečanim tlakom (overpressured zones). Pojavijo se tam, kjer so prisotne debele skladovnice gline/glinavcev in glinastih laporjev/laporovcev (‘miocenski’in ‘pannonijski’ glineni laporji), pri čemer je njihov nastanek vezan na procese stiskanja, diageneze ali tektonike. Počasen tok vode iz območij s povišanim tlakom proti kamninam podlage ali više ležečim vodonosnikom je pomemben s hidrogeokemičnega vidika. Čeprav je količina vode majhna, njena visoka mineralizacija poviša mineralizacijo vode v vodonosniku, v katerega priteka, s čimer močno vpliva na balneološko in uporabno vrednost pridobljene termalne vode. Območja s povišanim tlakom so na podlagi DST meritev dokazana tudi v ‘miocenskih’ in ‘sp. pannonijskih’ peščenjakih na vzhodnem robu Zalskega bazena. Na podlagi hidrogeokemičnih podatkov sklepamo, da obstajajo tudi na južnem in jugo-zahodnem robu Zalskega bazena, a meritev, ki bi to potrjevale še ni.

3

Zaprte geotermalne konvekcijske celice (free convection) se pojavijo na območjih dobro prevodnih kanalov v vertikalnih ali subvertikalnih prelomnih conah, ki potekajo skozi zaprte vodonosnike v podlagi sedimentacijskih bazenov. V Zalskem bazenu je nekaj območij z geotermalnimi anomalijami, kjer vodonosniki v kamninah podlage vsebujejo enako visoko mineralizirano vodo, kot je identificirana v više ležečih poroznih plasteh. Takšne anomalije lahko kažejo na obstoj konvekcijskih celic. Za postavitev geotermalne elektrarne na takšnem območju je pomembno, da so proizvodne vrtine čim bliže pozitivni temperaturni anomaliji, reinjekcijske pa čim bolj oddaljene od nje. O spodnje miocenskih debelozrnatih poroznih sedimentnih kamninah v globljih delih sedimentacijskega bazena in ki niso neposredno povezane z vodonosniki v podlagi ali o vodonosnikih v miocenskih in pliocenskih vulkanitih, nimamo veliko informacij. Pomembni so le na območjih, kjer se stikajo z drugimi tokovnimi sistemi, zato jih za potrebe projekta nismo posebej izdvajali. Iz obsežnega kompleksa glinastih in laporastih zapolnitev bazena smo izdvojili turbiditne peske, ki so lateralno omejeni in imajo nizko prepustnost. Pogosto vsebujejo termalno vodo z visoko mineralizacijo. V teh lečah je tok vode zanemarljiv, pomembni pa so zaradi ležišč ogljikovodikov, morebitnega skladiščenja ogljikovega dioksida in zemeljskega plina ter izkoriščanja raztopljenih snovi. Gravitacijske sisteme toka podzemne vode v bazenu lahko delimo na regionalne, srednje in lokalne. Najgloblji regionalni sistem toka podzemne vode prodira do peskov Újfalu formacije, sedimentiranih v čelu delte in deltni ravnici. Lokalno (npr. v Lentiju) je tudi više ležeča Zagyva formacija, ki predstavlja sedimente poplavne ravnice, del tega sistema. Temperatura termalne vode v tem vodonosnem sistemu presega 25-30°C. Procesi sedimentacije in kasnejše erozije so pomembno vplivali na današnji potek stratifikacije, pri čemer so lahko spremenili smer toka podzemne vode in pogoje napajanja in/ali iztoka podzemne vode. Kjer sta peščena vodonosnika v Újfalu in Zagyva formacijah v neposrednem stiku s hribovitimi območji z višjim hidravličnim potencialom, je omogočeno relativno hitro in neposredno napajanje. Večina termalnih vrtin v Zalskem bazenu zajema vodo iz regionalnega in srednjega sistema toka podzemne vode. Glede na rezultate prejšnjih modeliranj predvidevamo, da je njihovo glavno napajalno območje gričevnati in hriboviti svet na zahodnem robu bazena, ki sega v Slovenijo, Avstrijo in na Madžarsko. Glavno območje naravnega iztoka podzemne vode je verjetno v hrvaškem in madžarskem delu Podravja ter okolici jezera Hévíz, kjer se mešata kraška voda in voda iz medzrnskih vodonosnikov. Opisan sistem je izrazito anizotropen (Kh/Kv nad 5000), kar je posledica regionalnega izmenjavanja peščenih, meljastih in glinenih plasti. Kot je že bilo omenjeno, so lahko vodonosniki v Zagyva in Újfalu formaciji zaradi dviga ozemlja ter kasnejše erozije v neposredni povezavi s sistemom plitve podzemne vode. Srednji sistem toka podzemne vode je razvit predvsem v Zagyva formaciji in le v manjšem obsegu v Újfalu formaciji. Ti več plastnati peščeni vodonosniki so pomemben vir pitne vode na območju Zalskega bazena in predstavljajo napajalno zaledje za medzrnske in kraško-razpoklinske geotermalne vodonosnike v predterciarni podlagi. Kar nekaj mest v Zalskem bazenu (Zalaegerszeg, Nagykanizsa in Szombathely) pridobiva pitno vodo iz tega srednjega sistema. Posledično prihaja do padca tlaka oz. zniževanja nivoja podzemne vode, ki vpliva na hidravlično stanje v regionalnih geotermalnih vodonosnikih. Najplitvejši (lokalni) sistem toka podzemne vode je dveh tipov. V hribovitem svetu se padavine infiltrirajo skozi predkvartarno preperino in debelozrnate sedimente ter napajajo kvartarne (predvsem holocenske) aluvialne vodonosnike v dolinah. Pri tem tipu se lokalni,

4

srednji in regionalni tokovi podzemne vode pogosto prepletajo in součinkujejo. Večji površinski tokovi in globlji ter obsežnejši aluvialni vodonosniki reke Mure tvorijo drugi tip lokalnih sistemov. Takšni vodonosniki predstavljajo cono iztoka iz globljih sistemov, zato so najbolj primerni za izrabo plitke geotermalne energije z geotermalnimi toplotnimi črpalkami (GTČ). Ob tem se je potrebno zavedati, da se uporabljajo predvsem za vodooskrbo s pitno vodo, poleg tega pa vanje sega različna infrastruktura, kot so npr. podzemne garaže. Zaradi hidravlične povezanosti sistemov je potrebno lokalne sisteme toka podzemne vode preučevati skupaj s površinskimi vodami.

2.2 Značilnosti slovenskega območja

Najplitvejši regionalni tok podzemne vode je identificiran v zgornjem, aktivnem sistemu vodonosnikov, ki zajemajo kvartarne, pliokvartarne, pliocenske in pontijske sedimente in kamnine. V teh lateralno zelo obsežnih vodonosnikih nivo podzemne vode upada proti jugu in vzhodu, pri čemer sledi mreži površinskih tokov. Regionalni gravitacijski tok padavinske vode je pogojen z reliefom ter relativno višinsko razliko med Goričkim in Mursko ravnico, ki znaša približno 220 m. Vodonosniki se najverjetneje napajajo z infiltrirano padavinsko vodo na Goričkem in v južnem delu Slovenskih goric (Kralj, 1999; Pezdič et al., 2006; Lapanje, 2007). Naravni iztok iz odprtih kvartarnih in pliokvartarnih vodonosnikov predstavljajo površinski vodni tokovi (reke in jezera), nanj pa vpliva tudi evapotranspiracija. Izviri so omejeni na robove oz. dna rečnih dolin. Polzaprti vodonosniki v Ptujsko-grajski (Jelen& Rifelj, 2010) in Murski formaciji izdanjajo na Goričkem in v nekaterih dolinah ter ravnicah, kjer je verjetno tudi cona njihovega iztoka. Predvidevamo, da prevladuje skrit podzemni iztok iz geotermalnih vodonosnikov v zgoraj ležeče kvartarne vodonosnike, kar pa še ni bilo potrjeno z meritvami. Ta možnost je bila potrjena tudi z matematičnimi modeli, ki so bili izdelani s simulatorji TOUGH2 (Rman, 2007) in MODFLOW (Pezdič et al. 2006). Geotermalni vodonosniki v Lendavski in Špiljski&Haloški formaciji, mezozojskih karbonatih in paleozojskih metamorfnih kamninah verjetno ne predstavljajo pomembnejšega dela regionalnega sistema toka podzemne vode. Večinoma vsebujejo stagnantno podzemno vodo z zelo omejenih napajanjem, ki poteka pretežno po prelomnih conah (Lapanje, 2007). Prelomi v osrednjem delu Mursko-zalskega bazena pogosto delujejo kot hidravlične bariere, saj odrežejo, premaknejo in izolirajo vodonosne plasti (Radenci, Petišovci in Dankovci). Regionalni Ljutomerski prelom, ki poteka severno od Lendave v smeri JZ-SV, verjetno deluje kot hidravlična bariera za globlje in stratigrafsko starejše vodonosnike, medtem ko za mlajše (vključno z Mursko formacijo) ne predstavlja ovire za tok podzemne vode. Na območju Grada na Goričkem je v smeri sever-jug identificiranih nekaj bazaltnih dajkov. Vrtine Grad-1, DSL-1 in VID-1 zajemajo iste peščene in prodnate vodonosnike, pri čemer predvidevamo, da napajanje poteka od SZ proti JV. Prvi dve vrtini, ki ležita zahodno od dajka, imata dokaj visoko izdatnost, medtem ko VID-1, ki leži vzhodno od njega, daje le malo vode. Iz tega lahko sklepamo, da dajk deluje kot hidravlična bariera (Matoz et al., 2002). Opisani mehanizmi regionalnega toka podzemne vode povzročijo, da se v globino pronicajoča voda segreva, zato je razvit tudi regionalni tok termalne vode. Pogojuje ga razlika v gostoti hladne in nizko mineralizirane in tople visoko mineralizirane vode. Smeri regionalnega toka določujejo dobro prepustne plasti, odprte prelomne razpoke in kanali ter prepusten stik med metamorfnimi kamninami v podlagi in prekrivajočimi terciarnimi kamninami (Pezdič, 1991; Kralj & Kralj, 2000b; Kralj, 2004). Zaradi prevladujoče horizontalne prepustnosti je prevladujoča smer toka podzemne vode vzdolž plastovitosti. Povišan tlak v sredinskem delu bazena naj bi povzročal, da termalna voda odteka proti

5

robovom bazena (Pezdič, 1991). Na robovih se pojavljajo številne površinske indikacije, med katerimi so tipični izviri naravne mineralne vode (slatine), že stoletja poznane v Slovenskih goricah, Radencih in Nuskovi. Vodonosnik v Murski formaciji izdanja v Radencih, pri čemer skozenj potekajo tudi številni prelomi Rabske prelomne cone (Žlebnik, 1978; Lapanje, 2007). Ti lokalno povečajo vertikalno prepustnost, kar omogoča naravni iztok podzemne vode. Verjetno se pojavlja tudi skrit podzemeljski iztok termalne vode v sladkovodne kvartarne in pliokvartarne vodonosnike, ki pa še ni bil dokazan. Lokalno povečana vertikalna prepustnost na območju prelomnih con lahko spodbudi nastanek konvekcijskih celic, kot npr. v Benediktu. Na območjih, kjer poteka intenzivno črpanje hladne podzemne, mineralne ali termalne vode, pričakujemo, da je smer toka lokalno spremenjena in usmerjena proti črpališčem ter ne ustreza regionalni smeri. Natančno število plitvih odvzemov je neznano, a število podeljenih vodnih dovoljenj presega 7000. Poleg tega se na območju T-JAM projekta pridobiva termalna voda iz 26 vrtin, a reinjekcija dejansko ni vzpostavljena nikjer (Rman, 2008a).

3. Hidravlične meje in razsežnost modela

Regionalno (Sl. 2) so terciarni vodonosniki v Mursko-Zalskem bazenu omejeni proti severu z zelo slabo prepustnimi paleozojskimi kamninami Južnogradiščanskega praga, ki se razteza iz Goričkega na SV na Madžarsko. Na zahodu izdanjajo metamorfne in magmatske kamnine Pohorskega masiva, ki prav tako predstavljajo neprepustno hidravlično mejo. Struktura se nadaljuje proti vzhodu na Madžarsko, prav tako proti jugu na Hrvaško, zato lahko tu opredelimo odprte hidravlične meje ali take s konstantnim tlakom. Modelirano območje zajema regiji Pomurje in Podravje v Sloveniji ter okrožji Vaš in Zala na Madžarskem. Madžarski del območja je bil določen na podlagi XL modela Panonskega bazena (Jocháné Edelényi et al., 2005; Tóth 2009), s katerim smo določili razprostranjenost in meje napajanja glavnih geotermalnih vodonosnikov. Glede na poznavanje razvoja jezera Hévíz (Cserny et al., 2009) smo v model vključili tudi območja pomembna za razumevanje sistema toka podzemne vode v Zalskem bazenu (npr. hribovje Keszthely). Vse hidravlične meje na Madžarskem so odprte, tako v terciarnih medzrnskih kot v vodonosnikih v predterciarni podlagi, kajti modelirano območje je manjše od regionalnega sistema. Zaradi predvidenega regionalnega toka podzemne vode v medzrnskih geotermalnih vodonosnikih v smeri ZSZ-VJV, smo postavili odprte hidravlične meje vzdolž avstrijsko-madžarske državne meje ter na JZ modela, kjer poteka približno po meji zalskega okrožja. Zgornjo mejo modela tvori relief modeliranega območja, kajti želeli smo preiskati tudi vpliv padavin na napajanje geotermalnih vodonosnikov.

6

Fig. 2 Prostorska opredelitev T-JAM projektnega območja

4. Opredelitev glavnih hidrostratigrafskih enot

Hidrostratigrafske enote predstavljajo pakete kamnin ali sedimentov s podobnimi hidrogeološkimi lastnostmi.

4.1 Značilnosti madžarskega območja

Predterciarna podlaga sestoji iz paleozojskih metamorfnih kamnin in litološko raznolikih mezozojskih sedimentnih formacij. Paleozojske kamnine so prepustne predvsem v zgornjem delu kompleksa, kjer so metamorfne kamnine preperele, ali na območju večjih prelomnih struktur. Mezozojske kamnine predstavljajo predvsem zakrasele triasne karbonatne kamnine (apnenec ali dolomit) ter zgornje kredni zakraseli apnenec. V zgornjem delu predterciarne podlage lahko na podlagi podobne litologije opredelimo več hidrostratigrafskih enot. Pod vrhom predterciarne podlage bomo v model vključili tudi 100 do 200 m debelo plast, ki bo predstavljala bolj prepustno preperelo in zakraselo cono od spodaj ležečih nespremenjenih kamnin. Pod to plastjo do dna modela, t.j. 8 km pod morsko gladino, ne bomo izdvajali drugih plasti. Predterciarno podlago prekrivajo miocenski, pliocenski in kvartarni sedimenti. Od zgoraj navzgor si sledijo naslednje hidrostratigrafske enote: 'miocenske' in 'spodnje pannonijske' formacije s peščenjaki, turbiditni peski Szolnok formacije (sp. pannonij) in sedimenti čela delte in deltne ravnice Újfalu formacije (zg. pannonij). Ti peski so najboljši geotermalni vodonosniki v regiji. Nad njimi leži pontijska do sp. pliocenska Zagyva formacija, ki jo tvorijo peski deltne ravnice, melji in premoške gline. Najplitvejši in hidravlično dobro prepusten vodonosnik se nahaja v kvartarni sekvenci sedimentov.

7

4.2 Značilnosti slovenskega območja

V Mursko-Zalskem bazenu obstaja značilna vertikalna stratifikacija vodonosnikov (Žlebnik, 1978; Pezdič, 1991; Kralj & Kralj, 2000b). Najgloblje ležijo razpoklinski vodonosniki v predterciarnih metamorfnih ali karbonatnih kamninah. Kraških vodonosnikov v podlagi, ki so značilni za madžarski del projektnega območja v Sloveniji verjetno ni. Više ležeče terciarne plasti so nanje odložene v več formacijah in generalno vpadajo in se debelijo proti jugu in jugovzhodu. Proti površju si sledijo: Špiljska&Haloška, Lendavska, Murska in Ptujsko-grajska (prej 'neimenovana') formacija (Jelen et al. 2006, Jelen & Rifelj, 2010). Najmlajši in stratigrafsko najvišji vodonosnik predstavlja kvartarni murski prod, v povprečni debelini 15 m. Ta regionalni odprti medzrnski vodonosnik je zvezen in dobro prepusten, tok podzemne vode pa je usmerjen od severozahoda proti jugovzhodu. Med Dobrovnikom in Dolgo vasjo je v debelini do nekaj metrov in širini 1-2 km prekrit s slabo prepustnim pokrovom (Mioč & Marković, 1998), drugače pa odprt in hidravlično povezan z reko Muro in ostalimi površinskimi tokovi vode, ter zajet s številnimi plitvimi vodnjaki za pridobivanje pitne in tehnološke vode. Pod murskim prodom je med Ljutomerom in Dolgo vasjo na jugu ter Veržejem, Beltinci in Dobrovnikom na severu, odložen do 60 m debel paket plio-kvartarnega zbitega debelozrnatega sivkasto-zelenega proda (Lapanje et al., 2009a) z oborjenimi železovimi hidroksidi. Ta vodonosnik je odprt, zvezen in hidravlično povezan s kvartarnim murskim prodom (Krivic, 2009). Zajet je z vrtinami: Hr-2/03, Žižki-1v, ČRE-2v, Trnje-1v, VP-1v, Bistrica-3v/96, Bistrica-4v/97 in opazovalnimi vrtinami v gramoznici Krapje. Vodonosnik se nadaljuje na Madžarsko. Tako v kvartarnem kot v plio-kvartarnem vodonosniku se na odseku med Jošavskim prekopom in Lendavskimi goricami pričakuje tok podzemne vode v nasprotni smeri od prevladujoče, torej iz Madžarske v Slovenijo. Opisana vodonosnika sta običajno ločena od spodaj ležečih terciarnih vodonosnikov z debelo skladovnico gline in glinastih peskov (Kralj, 1999). Izmed pliocenskih in miocenskih premogov, laporjev, meljaste gline, melja, peska in proda zadnji trije predstavljajo potencialne vodonosne plasti. Z globino litifikacija in kompakcija teh sedimentov običajno naraščata. Terciarni vodonosniki imajo polzaprti značaj. V napajalnem delu, kjer dobro prepustni sedimenti izdanjajo ali so v stiku s kvartarnimi vodonosniki, so odprtega tipa. V smeri tonjenja plasti prevladuje zaprti tip. Nivo podzemne vode med vodonosniki v različnih formacijah ni zvezen. Z naraščajočo globino si sledijo: Špiljska&Haloška, Lendavska, Murska in Ptujsko-grajska formacija. Nizko mineraliziran medzrnski (geotermalni) vodonosnik v Ptujsko-grajski formaciji (pontij-pliocen) (Jelen & Rifelj, 2010) predstavljajo manjše leče peska in proda. Pod njim leži medzrnski geotermalni vodonosnik v spodnjem delu Murske formacije (pannonij-pontij), ki ga sestavljajo izdatne hidravlično povezane leče peska in proda, katerih efektivna debelina je ocenjena na do 100 m in rahlo narašča proti vzhodu. Razteza se na območju celotnega Mursko-zalskega bazena, pri čemer hidravlična vloga Ljutomerskega preloma še ni zadovoljivo rešena. Pod njo je odložena do 1 km debela Lendavska formacija (pannonij). Vodonosne plasti so debele le nekaj metrov in cementirane, zato prevladuje razpoklinska poroznost. Tudi v spodaj ležečem več kot kilometer debelem paketu Špiljske&Haloške formacije (karpatij do spodnji pannonij) prevladuje razpoklinska poroznost bazalnih breč in vložkov peščenjakov. Formaciji sta manj izdatni, prepustne plasti pa so izolirane, kar dokazujejo identificirana nahajališča nafte in zemeljskega plina. Terciarni vodonosniki so

8

pogosto omejeni zaradi litoloških in tektonskih dejavnikov, turbiditne peščene plasti znotraj Lendavske formacije pa so predvsem litološko omejene.

Sl. 3 Glavni zajeti geotermalni vodonosniki in aktivnost vrtin v SV Sloveniji Podlago terciarnim sedimentom ponekod tvorijo ostanki mezozojskih apnencev in dolomitov, večinoma pa paleozojske metamorfne kamnine. Termomineralni karbonatni vodonosnik v Radgonsko-vaškem tektonskem poljarku (Jelen et al. 2006) se razteza v smeri jugozahod-severovzhod v ozkem klinu ob Rabski prelomni coni od Slovenskih goric, Radgone in Goričkega na Madžarsko. Navrtale so ga vrtine Rad-2 in TH-3/3a (v Avstriji), Kor-1gα/08, St-1, Peč-1, Dan-1, Pan-1 in Šal-2 v Sloveniji. Njegova debelina ne presega 100 m. Pri Zgornji Kungoti izdanjajo posamezni erozijski ostanki karbonatov, drugače pa je vodonosnik dokazan šele v okolici Radgone na globini okoli 1700 m. Proti vzhodu se v Šalovcih poglobi že na okoli 3200 m. Na Madžarskem se verjetno poglobi do globine okoli 4 km (Lapanje & Rman, 2008). V njem prevladuje kanalsko-razpoklinska poroznost. Najverjetnejše napajalno zaledje karbonatov je hribovje Bakony severno od Blatnega jezera na Madžarskem. Del podzemne vode se vanj lahko izceja (leakage) iz obdajajočih terciarnih sedimentnih kamnin. Na jugovzhodnem krilu Radgonsko-vaškega tektonskega poljarka so se ob normalnih prelomih razvili izolirani karbonatni rezervoarji. Prepoznani so bili kot potencialna skladišča zemeljskega plina (struktura Pečarovci) (Lapanje & Rman, 2009b). Razpoklinski vodonosniki v paleozojskih metamorfnih kamninah se pojavijo na območju prelomnih con ali v vsebovanih karbonatnih lečah. V Benediktu terciarne kamnine nalegajo neposredno na metamorfne (Kralj & Vršič, 2007). Vrtina Be-2/04 zajema posamezne do 30 m debele leče dolomitnega marmorja z razpoklinsko poroznostjo in veliko izdatnostjo, ki vsebujejo tudi veliko plina CO2. V Mariboru je metamorfni kompleks dovolj prepusten (razpokan) vendar z

zelo omejenim napajanjem, zato je količina načrpane vode tekom let uporabe močno upadla in je sedaj zelo majhna, gladina podzemne vode v vrtinah pa je hkrati močno upadla.

9

10

5. Hidravlične značilnosti hidrostratigrafskih enot

Opisani vodonosniki večinoma sovpadajo z mejami različnih hidrostratigrafskih enot. Hidravlične parametre sedimentov in sedimentnih kamnin, ki zapolnjujejo Mursko-zalski sedimentacijski bazen ter kamnin podlage, smo ocenili ali povzeli iz črpalnih preizkusov, strokovnih ocen, regionalnih pregledov, literature, rezultatov matematičnega modeliranja itd. Dostopni hidrogeološki podatki so zbrani in ponovno interpretirani v podatkovni bazi T-JAM. Hidrogeološki parametri vrtin so zbrani v podatkovni bazi na projektni spletni strani (www.t-jam.eu).

5.1 Značilnosti madžarskega območja

Najviše ležeči kvartarni sedimenti v rečnih dolinah imajo najvišjo transmisivnost in koeficient prepustnosti. Transmisivnost je med 100 in 2500 m2/dan. Poroznost je visoka, med 0,1 in 0,35, medtem ko je efektivna poroznost približno 0,15. Pozornost, transmisivnost, koeficient prepustnosti in anizotropija terciarnih kamnin in sedimentov običajno upadajo z litostratigrafsko starostjo, ki bolj ali manj sovpada z globino. Transmisivnost Zagyva formacije je med 100 in 500 m2/dan, poroznost med 0,1 in 0,2 (efektivna poroznosti okoli 0,1). Transmisivnost peščenjakov Újfalu formacije je med 50 in 500 m2/dan z efektivno poroznostjo okoli 0,1. Spodaj ležeča Szolnok formacija izkazuje transmisivnost med 0,5 in 20 m2/dan, z efektivno poroznostjo okoli 0,1. Mezozojske in paleozojske kamnine tvorijo podlago sedimentacijskega bazena. Triasne in kredne karbonatne kamnine so zakrasele, pri čemer njihova transmisivnost variira med 100 in 2000 m2/dan. Čeprav je koeficient prepustnosti razpokanih mezozojskih in paleozojskih kamnin običajno nizek, lahko na območju preperinske cone, razpok in prelomov lokalno dosega občutno višje vrednosti. Zato so nekateri perspektivni vodonosniki identificirani tudi v razpokanih predterciarnih kamninah. Podrobnejše vrednosti posameznih hidrogeoloških parametrov različnih kvartarnih, terciarnih, mezozojskih in paleozojskih hidrostratigrafskih enot z Madžarskega dela projektnega območja so podane v preglednici 1. Podatki so združeni in povzeti iz različne literature ter že opravljenih študij in matematičnega modeliranja toka podzemne vode in prenosa snovi.

11

Preglednica 1 Hidrogeološke lastnosti madžarskih hidrostratigrafskih enot Hidrogeološke in geotermične lastnosti snovi

Geološka enota Tip vodonosnika Hidravlični parametri Parametri prenosa snovi Geotermični parametri

Starost formacije Formacija

medzrnski (P), razpoklinski (F), dvojna poroznost (DP), kraški (K), vodonosnik (AF), aquitard (AT), aquiclude (AC), nenasičena

cona (UZ)

Transmisivnost (m2/d)

Nenasičena cona

Transmisivnost (m2/d)

Zaprt preperinski ali kraški

vodonosnik

Koeficient prepustnosti (m/d)

Zaprt vodonosnik, meteorna voda

Transmisivnost (m2/d) Zaprt

medzrnski vodonosnik

Koeficient anizotropnosti

(Kh/Kv) Poroznosti

Koeficient uskladiščenja

(1/m) Efektivna pozornost

Longitudinalna disperzivnosti

(m)

Toplotna prevodnost (W/m°C)

Aluvij P; AF-AT; UZ 10-2000 * * * 10 0,1-0,3 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8

Eolski peski P; AF; UZ 25-250 * * * 10 0,1-0,2 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8 Holocen

Deluvij, proluvij P; UZ * * * * * 0,15-0,35 * * 50-100-150 *

Nižje fluvialne terase P; AF 100-2000 * * * 10 0,1-0,25 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8

Višje fluvialne terase P; AF; UZ (100-1000) * * * 10 0,1-0,25 0,15 50-100-150 1,5-1,8

Zg. fluvialni sedimentni kompleks P; AF-AT 100-2500 * * 100-2500 200-500-1000 * 1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,0

Sp. fluvialni sedimentni kompleks P; AF-AT 100-2500 * * 100-2500 200-500-1000 * 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,0

Eolski peski P; AF; UZ 25-250 * * * * 0,1-0,2 * 0,15 50-100-150 1,5-1,8

Puhlica P; (AF-AT); UZ 0,5-4 * * * (1)-10 0,25-0,45 * 0,25 50-100-150 1,2-1,5

Pleistocen

Deluvij, proluvij P; UZ * * * * * 0,15-0,35 * * 50-100-150 *

Fluvialna Zagyva form. P; AF-AT 5-50 * * 100-500-(1000) 2000-5000 0,1-0,2 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Somló-Tihany form. P; AF-AT 5-50 * * 100-500-(1000) 2000-5000 0,1-0,2 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Diás prodntaa form. P; AF 10-200 * * 10-200 10-100 0,1-0,25 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Torony lignitna form. P; AF-AT 5-50 * * 10-200 100-1000 0,1-0,25 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Kalla prodnata form. P; AF 10-200 * * 10-200 10-100 0,1-0,25 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Újfalu form., deltna ravnica P; AF-AT 5-50 * * 100-500 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Zg. Pannonij

Újfalu form., deltni peski in peščenjaki P; AF-AT * * * 50-500 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Kisber prodnata form. P; AF * * * 10-200 10-100 * 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Algyo glinasta form. P; AT-AC * * * 0,01-0,1 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Szolnok form. (turbiditni peščenjaki) P; AF-AT * * * 0,5-20 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Szak laporasta form. P; AT-AC * * * 0,01-1 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Endrod laporasta form. P; AT-AC * * * 0,01-0,1 2000-5000 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Pannonij

Békés prodnata form. P; AF-AT * * * 5-200 10-100 * 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Kozard form. P; AT-AC 0,5-5 * * 0,01-1 2000-5000 0,05-0,15 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Tinnye form. P; DP; K; AF-AT 50-1000 50-1000 0,05-0,1 * 10-100 1,0E-3-1,0E-4 0,03-0,1 50-100-150 2,2

Galgavolgy form. z riolitnim tufom P; AC 0,5-5 0,5-5 * * 500 * * 50-100-150 1,5-2,1

Tinnye-Dudlesz prodnata form. P; AF-AT 10-200 10-200 * * 10-100 1,0E-3-1,0E-4 0,15 50-100-150 1,5-2,1

Sarmatij

Gyulafiratot form. P; AF-AT-AC 1-200 1-200 * 10-200 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

12

Matra andezitna form. F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 (1)-10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,0-2,3 Rakos-Lajta formacija z litotamnijskim

apnencem DP; K; AF-AT * 50-1000 0,05-0,1 10-100 1,0E-3-1,0E-4 0,03-0,1 50-100-150 2,2

Hidas form. P; AF-AT-AC * 0,5-5-50 * 10-200 500 1,0E-4-1,0E-5 0,03-0,1 50-100-150 2,0-2,3 Badenij

Szilagy glineno-laporasta form. P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Tekeres Shlier form. P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1

Pecsszabolcs apnenčasta form. DP; K; AF-AT * 50-1000 0,05-0,1 * 10-100 1,0E-4-1,0E-5 0,03-0,1 50-100-150 2,2 Karpatij-Badenij

Cserszegtomaj form. P; AC * * * * * * * 50-100-150 *

Tari dacitni tuf P; DP; AF-AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 10-100 * * 50-100-150 1,5-2,1

Budafa form. P; AT-AC, (AF) * 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1 Karpatij

Somlovasarhely form. P; AF-AT-AC 0,5-5-50 * 0,5-5-50 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Gyulakesz riolitni tuf P; DP; AF-AT-AC * 0,5-5 * 0,5-5-50 10-100 1,0E-5-1,0E-6 * 50-100-150 *

Szaszvar form. P; AF-AT-AC * * 0,5-5-50 500 1,0E-4-1,0E-5 0,05 50-100-150 1,5-2,1 Eggenburgij-Ottnangij

Mecseki andezitna form. F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * (1)-10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,0-2,3

Szecseny Shlier form. P; AT-AC * * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 1,5-2,1 Oligocen

Csatka prodnata form. P; DP; AF-AT-AC 50-1000 * 50-1000 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Padrag laporasta form. P; AT-AC 0,5-5 0,5-5 * 0,01-1 2000-5000 1,0E-5-1,0E-6 0,05 50-100-150 2,2

Vulkaniti (E2-3) F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * (1)-10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,0-2,3

Szentlorinc form. P; DP; AF-AT-AC * 0,5-5-50 * 0,5-5-50 500 1,0E-4-1,0E-5 0,1 50-100-150 1,5-2,1

Szoc apnenčasta form. K; AF 100-2000 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Dorog form. P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 * 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2

Eocen

Gant form. P; AT-AC * 0,5-5 * 0,01-1 * 1,0E-5-1,0E-6 * 50-100-150 2,2

Ugodi apnenčasta form. K; F; AF 100-2000 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Jako-Polany laporasta form. P; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2

Halimba-Csehbanya-Ajka form. P; (AF); AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2 Zg. Kreda

Senonian pelagični laporji P; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2

Jura-kreda Mešanica ofiolitnih kamnin P; F; AT-AC * 0,5-5 0,005-0,01 * 1 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,5

Pelagični apnenci F; (K); AF-AT * 50-250 0,05-0,1 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,4 Jura

Nizko metamorfizirane kamnine F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,5

Zg. trias-jura Dachsteinski apnenec - Kardosrét apnenčasta form. K; (F); AF 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Trias-jura Nizko metamorfizirane kamnine, pobočni in bazenski sedimenti F; AF-AT * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,5

Kössen laporasta form. P; DP; AT-AC 0,5-5 0,5-5 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150

Glavni dolomit K; F; AF 100-2000 100-2000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 3,8

Zg.-Sr. trias

Veszprem laporasta, Sandorhegy apnenčasta form. P; DP; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2

13

Aszofő, Iszkahegy, Megyehegy form. K; F; AF 100-1000 100-1000 0,05-0,1 * 100 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 3,5

Som, Táska, Igal apnenčaste form. K; F; AF * 100-1000 0,05-0,1 * 10 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Csopak laporasta form. P; DP; AT-AC 0,5-5 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2 Sp. trias

Buzsak form. P; DP; AT-AC * 0,5-5 0,001-0,005 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01-0,03 50-100-150 2,2

Grödenski peščenjaki F; AF-AT 10-100 10-100 0,005-0,01 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,2 Zg. perm Plitvomorski siliciklastični sedimenti in

karbonati F; DP; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 100 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,4

Sp. Perm Granitoidne kamnine F; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,6

Bük karbonatne kamnine F; (K); AF-AT * 100-1000 0,05-0,1 * 50 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

Nizko metamorfizirane kamnine F; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,3

Fillonit, milonit F; AT-(AF) * 0,5-5-50 0,005-0,01 * 10 1,0E-5-1,0E-6 0,01 50-100-150 2,3

Paleozoik starejši od

perma Kőszárhegy, Polgárd, Litér form. F; K; AF-AT * 100-1000 0,05-0,1 * 10 1,0E-4-1,0E-5 0,01-0,03 50-100-150 2,4

5.2 Značilnosti slovenskega območja

Na podlagi podatkov zbranih v podatkovni bazi T-JAM smo primerjali številne hidrogeološke parametre, ki so prikazani na sledečih slikah. Primerjane so vrednosti celotne poroznosti vodonosnikov, laboratorijsko merjene horizontalne in vertikalne prepustnosti jeder, koeficient prepustnosti pridobljen iz črpalnih preizkusov, temperatura vode na ustju vrtin in največji trenutni pretok vode v odvisnosti od globine črpanja in njihovi odnosi. Laboratorijski podatki so razvrščeni glede na merjeno globino pod ustjem, medtem ko terenski podatki (pretok, temperatura vode, koeficient prepustnosti) po srednji globini celotnega zajetega vodonosnega odseka oz. na sredini filtrskih cevi. Meritve celotne poroznosti (slika 4) kažejo, da z globino upada, kar je posledica večje starosti kamnin in s tem daljše cementacije in večje kompakcije. Največjo celotno poroznost dosegajo gline, medtem ko največjo efektivno kvartarni peski in peski v Murski formaciji. Ti so slabo litificirani, zato je težko pridobiti in izmeriti lastnosti jeder iz vrtin. Pogosto so merjena le bolj litificirana jedra, kar se kaže v neustreznih rezultatih meritev (poroznost nižja kot realna). Visoka sekundarna poroznost je merjena na jedrih razpokanih karbonatnih in metamorfnih kamnin, ki v splošnem kažejo nizko primarno poroznost.

Fig. 4 Porazdelitev celotne poroznosti z globino (326 meritev) Prepustnost je merjena na tri načine. Laboratorijska horizontalna in vertikalna prepustnost je merjena na jedrih z uporabo edometra, medtem ko so terenske meritve rezultat črpalnih preizkusov in DST testiranja. Te vrednosti so pretvorjene iz m/s v m2 po enačbi 10-15m2=10-8 m/s, pri čemer temperaturne korekcije nismo izvedli. Zaradi relativno nizke temperature termalne vode smo prevzeli, da popravek za gostoto vode ne vpliva na red velikosti prepustnosti izračunane s pretvorbo, zato so vrednosti direktno primerjane na slikah 4 in 5. Prepustnost kaže lognormalno porazdelitev z globino, z redukcijskim faktorjem 1000. Laboratorijsko določena prepustnost delno litificiraniih kvartarnih jeder in jeder sedimentov Murske formacije je nižja kot dejanska, kar je omenjeno že pri opisu poroznosti. Veliko število zelo slabo prepustnih vzorcev, prikazanih na sliki 5, je odraz testiranj izolacijskih plasti potencialnih rezervoarjev za skladiščenje zemeljskega plina. Najtočnejša prepustnost je

14

določena z črpalnimi preizkusi, kjer se določa koeficient prepustnosti večjega paketa vodonosnih kamnin.

Slika 5 Porazdelitev prepustnosti z globino (460 meritev)

Slika 6 Razmerje med horizontalno in vertikalno prepustnostjo terciarnih kamnin (23 meritev) Iz slike 6 razberemo, da je empirično določeno razmerje med horizontalno in vertikalno prepustnostjo (koeficient anizotropije) v peščenjakih in laporovcih Špiljske&Haloške formacije med 1 in 50. To pomeni, da je vertikalna prepustnost manjša kot horizontalna. Ker je vzorec meritev zelo majhen, kamnine pa zelo raznolike, rezultatov ne moremo

15

posploševati. Pričakujemo pa, da bi se ob večjem vzorcu predvsem peščenjakov iz različnih formacij izkazalo, da je anizotropija še večja kot ugotovljena. Iz tega predvidevamo, da prevladuje tok vzporeden s plastovitostjo. Izrazitejši vertikalni tok pa se pojavi tam, kjer je tlak višji od normalnega hidrostatičnega, pri čemer pride do izcejanja podzemne vode, oziroma kjer prelomi lokalno povečajo vertikalno prepustnost.

Slika 7 Statistične značilnosti koeficienta prepustnosti po posameznih formacijah (99 meritev) Statistična porazdelitev koeficienta prepustnosti na sliki 7 kaže, da upada s starostjo formacije (je običajno sorazmerna z večjo globino). Ekstremne vrednosti nihajo, tudi zaradi namena testiranja (testiranje vodonosnika ali tesnilnih plasti), a mediana kaže značilno upadanje z globino. Opazno je, da večje število meritev (črna črta) zmanjša vpliv ekstremnih vrednosti. To lahko pokažemo na primeru Murske in Lendavske formacije, kjer slednja kaže višjo mediano z bistveno nižjim številom meritev. Kljub temu je v realnosti vodonosnik v Murski formaciji bolj prepusten in bolj izdaten kot v Lendavski. Visok trenutni pretok dosegajo predvsem vrtine, ki pridobivajo podzemno vodo iz kvartarnih sedimentov in Murske formacije. Tudi vrtine v razpokanih karbonatnih vodonosnikih lahko lokalno dosegajo visoke izdatnosti, medtem ko prestale formacije izkazujejo za vsaj red velikosti nižje pretoke (Sl. 8).

16

Slika 8 Porazdelitev največjega trenutnega pretoka (l/s) po globini filtrskega odseka (m) (345 meritev) Dodatno geotermično informacijo daje slika 9. Vidno je skoraj linearno naraščanje temperature vode na ustju s srednjo globino filtrske cone, kar kaže, da je geotermalni sistem uravnotežen z okolico in se segreva predvsem s kondukcijo. Konvekcijske celice so zelo redke in lokalno pogojene (v Benediktu)

Slika 9 Porazdelitev temperature vode (°C) na ustju po globini filtrskega odseka (m) (231 meritev) Na podlagi predstavljenih hidrogeoloških parametrov lahko sestavimo idealizirani hidrogeološki stolpec sedimentov in kamnin v slovenskem delu Mursko-Zalskega bazena (preglednica 2).

17

Preglednica 2 Značilni hidrogeološki stolpec tipičnih formacij v Mursko-Zalskem bazenu Formacija Povp. debelina

vodonosnika (m) Efektivna poroznost

Koeficient prepustnosti (m/s)

10-3 to 10-4 Kvartarni murski prod  Cca.15 0.15

10-3 to 10-4 Q-Pl prod Cca.60 0.15

10-5 to 10-6 Ptujsko-grajska formacija Nekaj 10 <0.1

10-5 to 10-6 Murska formacija < 100 <0.2

10-5 to 10-7 Lendavska formacija Nekaj 10 <0.1

10-6 to 10-9 Špiljska&Haloška formacija Nekaj 10 <0.1

10-4 to 10-6 MZ karbonatne kamnine < 100 <0.1

PZ metamorfne kamnine Neznano, ozke subvertikalne

prelomne cone <0.01 neznano

Poleg hidrogeoloških parametrov je pomembna tudi razprostranjenost in zveznost vodonosnih plasti. Regionalno razširjenost geotermalnega vodonosnika v Murski formaciji, imenovanega tudi Termal 1 (Kralj & Kralj, 2000b), so raziskovali že v letih 1989-1991, ko so potekale raziskave na vrtinah Mt-6, Sob-1, Sob-2, T-1, T-2, T-3 in T-4. Ugotovljeno je bilo, da se z globino zmanjšuje poroznost in narašča vsebnost raztopljenih mineralnih snovi v vodi (TDS). Mineralizacija je odvisna predvsem od vsebnosti plina CO2, ki pa ni pogojen z globino vodonosnih plasti, ampak s prisotnostjo prelomnih con (Kralj, 1980). Hidravlična povezava med vrtinami Sob-1 in Sob-2 ter V-66 je bila dokazana z znižanjem tlaka v vrtini V-66 za več kot 70 mbar (1989/90) oziroma 40 mbar (1990/91) med zimsko ogrevalno sezono (Kralj, 1991). Na hidravlično povezanost vodonosnikov znotraj Murske formacije kažejo tudi s črpalnimi preizkusi dokazani sovplivi vrtin Pt-18, Pt-20 in Pt-74, Le-1g in Le-2g, Le-2g in Le-3g, Sob-1 in Sob-2, Mt-6 in Mt-7, Do-1 in Do-3g (Rman et al., 2008b). Prekomejni vpliv na slovensko-madžarski meji še ni bil raziskan, a je zaradi sklenjenosti vodonosnikov verjetno prisoten. Naravna hidravlična povezava med vodonosniki v posameznih formacijah še ni dokazana in je zaradi vmesnih debelejših plasti gline in glinavca manj verjetna. Najverjetneje je omejena na območja, kjer so prepustne plasti v neposrednem stiku, ali na območja prelomnih con s prepustnimi kanali, ki omogočajo vsiljeno konvekcijo. Ker so v več termalnih vrtinah sočasno zajeti vodonosniki v več formacijah, menimo, da med njimi lokalno in na več mestih obstaja 'umetna' hidravlična povezava znotraj vrtin (Sob-1, Sob-2, Fi-14, Le-1g, Mo-2g, Pt-20, Ve-2, Ve-3) (Žlebnik et al., 1988; Rman et al. 2008b). Spremembe v geotermalnih vodonosnikih so že bile opažene (Kralj, 1992; Kralj & Kralj, 2000a; Kralj, 2001; Pezdič, 2003, Rman et al. 2008b). V Murski Soboti vrtini Sob-1 in Sob-2 izkazujeta težave zaradi visoke vsebnosti plina in pogostih plinskih izbruhov, nižje transmisivnosti in spremenjenega kemizma (Kralj et al., 1998). V Radencih je bil na podlagi izotopov kisika in sulfata (Pezdič, 2003) dokazan vpliv vdiranja starejših meteornih vod na območje intenzivnega črpanja mineralnih voda. Zadnje regionalne raziskave (Rman et al., 2008b) kažejo konstantno nižanje gladine podzemne vode (Mt-1, Mt-4, Mt-5, Mt-6…), potrebo po instalaciji črpalke na prej samoizlivni vrtini (Pt-20, Pt-74, Le-1g, Ve-3, Sob-1, Sob-2) in potrebo po poglobitvi že nameščene črpalke (Mt-6, Ve-2, P-3). Zaradi bližine novih termalnih vrtin (Mo-2g) je opažen tudi upad izdatnosti vrtine (Mo-1) in interferenca med vrtinami (vrtine v Moravskih Toplicah).

18

6. Zaključek

Pregled hidrogeoloških podatkov je pokazal, da določene hidrogeološke zakonitosti veljajo na celotnem območju Mursko-zalskega bazena in s tem na celotnem projektnem območju, torej v Sloveniji in Madžarski. Glavni hidrogeološki parametri geotermalnih vodonosnikov, kot so poroznost, transmisivnost in koeficient prepustnosti, običajno upadajo s stratigrafsko starostjo formacij, ki je dokaj sorazmerna z globino, stopnjo litifikacije in cementacije sedimentov. Na podlagi primerjave hidravličnih lastnosti najbolj izkoriščanih geotermalnih vodonosnikov v SV Sloveniji in JZ Madžarski smo uspeli prepoznati potencialne prekomejne geotermalne vodonosnike v terciarnem kompleksu sedimentov in kamnin. Najgloblji terciarni vodonosniki verjetno vsebujejo stagnantno fosilno podzemno vodo in so identificirani v 'miocenskih' in 'sp. pannonijskih' formacijah na Madžarskem ter v Špiljski&Haloški formaciji v Sloveniji. Nad njimi so razviti vodonosniki v Lendavski / Szolnok formaciji, ki so lahko lokalno del regionalnega toka podzemne vode. Menimo, da je bolj verjetno, da prevladujejo dokaj izolirani vodonosniki, ki jih dokazujejo naftna in plinska ležišča v Petišovcih-Dolini v Sloveniji, ki se nadaljujejo v madžarska Zalska polja. Globok regionalni tok podzemne vode je najverjetneje razvit v Murski / Újfalu formaciji, ki predstavlja najboljše in najbolj uporabljene geotermalne vodonosnike na T-JAM projektnem območju. Prekrivajo ga vodonosniki v Ptujsko-grajski / Zagyva formaciji, ki so del srednjega tokovnega sistema. Ta podzemna voda je v globljih delih ogreta – termalna, medtem ko se v plitvejših delih uporablja predvsem kot pitna in tehnološka voda. Vodonosniki v Ptujsko-grajski / Zagyva formaciji so verjetno lokalno hidravlično povezani s spodaj ležečim v Murski / Újfalu formaciji in zanj predstavljajo potencialno napajalno zaledje. Najplitveje ležijo kvartarni vodonosniki, ki se bolj ali manj zvezno razprostirajo čez celotno projektno območje. Na podlagi opravljene hidrogeološke raziskave smo na T-JAM projektnem območju opredelili naslednje potencialne prekomejne terciarne geotermalne vodonosnike:

Kvartarni vodonosniki Vodonosniki v Ptujsko-grajski / Zagyva formaciji Vodonosniki v Murski / Újfalu formaciji Vodonosniki v Lendavski / Szolnok formaciji.

Matematično modeliranje toka podzemne vode v sklopu T-JAM projekta predstavlja nadaljevanje v tem poročilu predstavljenega konceptualnega modela. Matematični model bo omogočil še boljše razumevanje procesov in pripis številčnih vrednosti k najpomembnejšim prekomejnim terciarnim geotermalnim vodonosnikom. Ker bo osnovan na zanesljivih strokovnih temeljih, bo predstavljal pomembno strokovno podlago za opredelitev strategij skupnega upravljanja s prekomejnimi geotermalnimi vodonosniki v prihodnje.

19

7. Literatura

Cserny, T., Gál, N., Jocháné Edelényi, E., Jordán, G., Rotárné Szalkai, A., Tóth, G. & Viszkok, J. 2009: Déli-Bakony - Zalai-medence regionális hidrogeológiai modell és felszín alatti áramlás szimuláció. Karsztvíz kutatási projekt, ZÁRÓJELENTÉS (Hantken Miksa Alapítvány kutatócsoportja). Jelen, B., Rifelj, H., Bavec, M. & Rajver, D. 2006: Opredelitev dosedanjega konceptualnega geološkega modela Murske depresije. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Jelen, B. & Rifelj, H. 2010: Litostratigrafska karta za območje T-JAM projekta, severovzhodna Slovenija, verzija 1. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Jocháné Edelényi E., Horváth I., Jordán G., Muráti J. & Tóth G. 2005: A fürdőfejlesztésekkel kapcsolatban a hazai termálvízkészlet fenntartható hasznosításáról és a használt víz kezeléséről szóló hidrogeológiai kutatás MÁFI munkái. Zárójelentés, (készült a Gazdasági és Közlekedési Minisztérium megbízásából, a Vituki-MAFI-AQUAPROFIT konzorcium kivitelezésében). Kralj, P. 1980: Termomineralni vodonosnik Termal I. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Kralj, P. 1991: Interno poročilo o meritvah tlakov na vrtini V-66 v Petanjcih. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Kralj, P. 1992: Geotermalna energija v republiki Sloveniji. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Kralj, P. 1999: Geotermalni viri v Sloveniji: njihov potencial in izraba (Geothermal resources in Slovenia: their potential and use). Direct utilization of geothermal energy: International geothermal days, Oregon, USA. Kralj, P. 2001: Das Thermalwasser-System des Mur-Beckens in Nordost-Slowenien. V Mitteilungen zur Ingenieurgeologie und Hydrogeologie, 81. Aachen : Lehrstuhl für Ingenieurgeologie und Hydrogeologie der RWTH, 82 str. Kralj, P. & Kralj, Po. 2000a: Overexploitation of geothermal wells in Murska Sobota, northeastern Slovenia. Proceedings World Geothermal Congress, Japan, May-June 2000. Kralj, P. & Kralj, Po. 2000b: Thermal and mineral waters in north-eastern Slovenia. Environmental Geologija, 39/5, 488-500. Kralj, P. 2004: Trace elements in medium-temperature (40-80C) thermal waters from the Mura basin (North-Eastern Slovenia). – Environmental Geology, Vol.46, 622-629. Kralj, P., Kralj, P., Bizjak, M., Medić, M. & Marinko, M. 1998: Lastnosti termalne vode v geotermalnem sistemu Termal I v Prekmurju, III.faza; Letno poročilo za leto 1998. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Kralj, P. & Vršič, S. 2007: Benedikt Geothermal Heating System, Stage I. Proceeding European Geothermal Congress 2007, 30 May-1 June, Germany. Krivic, J. 2009: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (Goričko, Murska kotlina - podnaloga 3c: Dobrovnik-Dolga vas). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Lapanje, A. 2007: Nekaj pojasnil k pripombam dr. Polone Kralj na članek "Izvor in kemijska sestava termalnih in termomineralnih vod v Sloveniji", (Geologija 49/2, 2006). Geologija 50/1, 215-220, Ljubljana. Lapanje, A. & Rman. N. 2008: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 2c: Radgonsko-Vaški tektonski poljarek). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Lapanje, A., Rman, N., Matoz, T., Herič, J., Mali, N., Mozetič, S., Ferjan, T. & Urbanc, J. 2009a: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 3a:

20

21

(pliocensko-miocenski mešani hladno-geotermalni vodonosnik). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Lapanje, A. & Rman, N. 2009b: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 3b: Radgonsko-Vaški tektonski poljarek). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Matoz, T., Prestor, J., Hoetzl, M., Herič, J., Rikanović, R. & Pontelli, N. 2002: Poročilo o izdelavi raziskovalno - kaptažne vrtine Vid-1/02 v občini Grad. Ljubljana: Geološki zavod Ljubljana. Mioč, P. & Marković, S. 1998: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, list Čakovec. Savezni geološki zavod, Beograd. Pezdič, J. 1991: Izotopi v termo-mineralnih vodnih sistemih. – Doktorska disertacija, Univerza v Ljubljani, FNT Montanistika, 157 str., Ljubljana. Pezdič, J. 2003: Origin and migration of gases in the Pannonian sedimentary basin. Proceedings of ICGG7, 47-49. Pezdič, J., Vižintin, G., Gerič, N. & Verbovšek, T. 2006: Depend[e]nce between exploitation, recharge and pollution sensitivity of the deep aquifers: case study in Pomurje, Slovenia. GIRE3D'2006, Marrakech, 23-25 Mai, 2006, 6 str. Rman, N. 2007: Numerical simulation of low temperature geothermal system in Mura - Zala sedimentary basin, Pannonian Basin, north east Slovenia. Workshop handbook, 29th New Zealand Geothermal Workshop & New Zealand Geothermal Association Seminar 2007, Auckland. Rman, N. & Lapanje, A. 2008a: Potencialni prekomejni vodonosniki na območju Republike Slovenije (podnaloga 2b: izraba vode). Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Rman, N., Lapanje, A., Prestor, J., Mozetič, S., Matoz, T. & Strojan, M. 2008b: Poročilo o tehničnem pregledu termalnih vrtin v severovzhodni Sloveniji za potrebe izdaje koncesij za uporabo termalne vode. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije. Tóth, G. 2009: XL Groundwater model of the Pannonian basin and its use for transboundary consultations. TAIEX Workshop on Groundwater modeling INFRA 32389, 25-27 May 2009, Belgrade. Žlebnik, L. 1978: Terciarni vodonosniki v Slovenskih goricah in na Goričkem. Geologija, 21, 311-324. Žlebnik, L. & Verbovšek, R. 1988: Poročilo o raziskavah geotermalne energije v SR Sloveniji v obdobju 1986-1988. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.