Geologia i hydrologia

Budowa Ziemi.

Niejednorodna. Kształt jest przyczyną tego, że materiał o różnych cechach fizycznych i składzie chemicznym występują w qlistym układzie stref, zwanych sferami (sphaira=qla).

Człowiek żyje na pograniczu 3 stref:

- atmosfera,

- litosfera,

- hydrosfera.

Litosfera – Lithos = kamień, skała, czyli inaczej skorupa ziemska.

Hydro – powłoka wodna, zajmuje 2/3 globu.

Człowiek wraz ze światem zwierzęcym i roślinnym należy do biosfery

Litosfera jest przedmiotem badań nauk geologicznych. W litosferze zachodzą zjawiska, którymi zajmuje się hydrogeologia, czyli nauka o wodach podziemnych. Hydrogeologia zajmuje się problemami:

- teoretycznymi – geneza wód podziemnych, rozprzestrzenienie, warunki występowania

- praktycznymi – wykorzystanie wód (podziemnych) dla potrzeb ludności i przemysłu. Ustala zasoby wodne na danym obszarze.

Woda podziemna zawsze znajduje się w określonych otworach skalnych. Z opadów w ziemi jest około 17%. Reszta zasila wody powierzchniowe, część wyparowuje. Szacunkowo 20%

wód powierzchniowych w Polsce nie nadaje się do użytq.

Istnieje ścisła zależność. Wody podziemne oddziaływają na skały, rozpuszczając niektóre minerały, wpływają na właściwości chemiczne skał, powodują procesy chemiczne. Badanie wód podziemnych musi być oparte na dobrej znajomości budowy regionu. Wody podziemne znajdują się w ruchu i są odnawialne. Odnawialność zależy od warunqw klimatycznych.

Hydrologia zajmuje się też planowaniem, projektowaniem wielu inwestycji, np. w budownictwie, górnictwie.

Wykopy mogą powodować obniżenie lustra wody. Woda jest najważniejszym bogactwem

naturalnym na Ziemi. Jest warunkiem istnienia życia.

60%-90% wody <= ciała zwierząt

70%-75% wody <= ssaki.

Utrata 1/5 wody u człowieka wywołuje śmierć.

Woda nigdy nie występuje w postaci czystej. Co roq spada 100 000 km3 opadów atmosferycznych.

1 kg wyprodukowania aluminium – 1200 l wody

1 kg papieru – 400-800 l wody

1 kg cukru – 100 l wody

W budowie Ziemi wyróżnia się 3 główne strefy:

1. Skorupa ziemska (litosfera),

2. Płaszcz Ziemi (część środkowa),

3. Jądro Ziemi.

Najgłębsza kopalnia, to 4 km w RPA.

Najgłębszy odwiert, to 12 km w Rosji.

Znany skład litosfery, to 12 km. Głębsze strefy badane są metodami geofizycznymi i sejsmicznymi. Badania wykazały, że na pewnych głębokościach fale ulegają odbiciu, załamaniu. Wewnątrz Ziemi istnieją pewne powierzchnie, w których są materiały o różnych właściwościach fizycznych i składzie chemicznym. Są to powierzchnie nieciągłości.

Dolna granica skorupy ziemskiej, to płaszcz Ziemi. Głębokość litosfery jest zróżnicowana.

Głębokość 2 900 km, to głębokość na której najgroźniejsza jest powierzchnia nieciągłości.

1

Oddziela ona płaszcz ziemi od jądra. Zanikają tam fale poprzeczne a przechodzą tylko podłużne.

Temperatura wewnątrz Ziemi.

Promieniowanie słoneczne powoduje zmianę temperatury do głębokości 1,2 m.

Stopień geotermiczny – głębokość określona w metrach, na której temperatura wzrasta o 10C

Wyraża się to tak: [m/10C]. Mała wartość stopnia geotermicznego świadczy, że ciepło wzrasta wraz z głębokością, od 0 do 500 m. W Polsce to 47-48 m.

Składniki skorupy ziemskiej.

Skorupę tworzą skały. Skały składają się z minerałów. Minerały z pierwiastqw chemicznych.

Minerał- ciało powstałe w skorupie ziemskiej w wynik naturalnych procesów, mające określony skład chemiczny i charakterystyczne cechy fizyczne oraz jednorodną budowę, czyli gdy we wszystkich częściach posiadają jednorodny skład chemiczny i cechy fizyczne.

Skała- wielki zespół jednorodnych lub różnorodnych minerałów, który powstał w określonym procesie geologicznym i wykazuje z tego powodu pod względem składu i budowy mniej więcej jednolite cechy. Ił, piasek, to też skały.

Mineralogia – bada minerały.

Petrologia – bada skały.

Skład chemiczny skorupy na 16 km jest następujący:

O2

47 – 50%

Si

26 – 29%

Al

7,5 – 8%

Fe

4,2 – 5%

Ca

3,25

Na

2,4

Mg

2,35

K

2,35

inne: H, Ti, C, Cl, P, Mn, S, Ba, F, Sr.

Hydrogeologiczne właściwości skał.

Mają decydujący wpływ na możliwość tworzenia się podziemnych zbiorniqw wodnych, na ruch wód wewnątrz skał, na zasilanie i wydajność warstw wodonośnych. Przepuszczalność skał – możliwość przenikania wody. Proces wsiąkania i spływ wody, to infiltracja. Zależy od porowatości skał i ich przepuszczalności. Nie występuje na terenach, gdzie do powierzchni dochodzą utwory wodoszczelne. Spływ odbywa się tam po pochyłości terenu do miejsc, gdzie mogą one przedostawać się w głąb lub utworzyć zbiornik wód powierzchniowych.

Obszary infiltracji znajdują się tam, gdzie warstwy przypowierzchniowe tworzą skały osadowe, tj. żwiry, pyły, porowate piaskowce.

Porowatość – porami nazywa się wolne przestrzenie występujące miedzy ziarnami mineralnymi lub skalnymi. Największą porowatość posiadają skały osadowe – okruchowe, a więc skały o strukturze ziarnistej. Kształt i wielkość otworów zależne są od kształtu i rozmieszczenia ziaren skalnych oraz od sposobu ich ułożenia. Im większe ziarna i bardziej okrągłe, tym większe są przestrzenie między nimi. Na wielkość porów wpływa jednorodność uziarnienia. Skały różnoziarniste mają zwykle mniejszą porowatość. Mniejszą porowatość posiadają skały z odłamqw prostokanciastych.

Rozróżnia się:

a) pory nadkapilarne Φ > 0,5 mm co umożliwia wolnej wodzie spływanie w głąb,

b) kapilarne Φ 0,5 – 0,0002 mm co umożliwia wodzie podnoszenie się jak w naczyniach włoskowatych,

2

c) subkapilarne Φ < 0,0002 mm, woda w postaci związanej poprzez działanie sił

cząsteczkowych jest unieruchomiona.

Porowatość skał określa się za pomocą współczynnika porowatości, oraz wskaźnika porowatości. Współczynnik porowatości „n” to stosunek objętości próżni Vp do całkowitej objętości próbki V

= Vp

n

⋅

%

100

V

V= VS - Vp

VS – stała objętości cząstek skały [cm3]

Wskaźnik porowatości – wyraża stosunek objętości porów VP, do objętości stałych cząstek skały VS:

Vp

e = Vs

W praktyce „n” i „e” oblicza się na podstawie ciężaru właściwego pobranej próbki skały wilgotnej i ciężaru objętościowego skały suchej.

Ciężar właściwy – ciężar próbki skały do jej objętości bez porów.

Ciężar objętościowy – stosunek próbki skały suchej do jej całkowitej objętości łącznie z porami.

Skała

Współczynnik porowatości „n” [%]

żwiry

20 – 55

piasek

20 - 48

lessy

40 – 65

gliny

24 – 42

iły

18 - 70

torf

76 - 89

piaskowce

0,9 - 28

dolomity

0,2 - 7

marmury

0,1 - 6

węgiel

0,1 - 6

bazalt

0,2 - 3

granity

0,2 – 2,2

Skały n < 1% są bardzo szczelne,

1 < n < 5% są mało porowate,

5 < n < 15% są średnio porowate,

n > 15% są bardzo porowate.

Ważnym zadaniem przy poszukiwaniu wód podziemnych jest badanie uziarnienia skał, czyli określenie stanu granulometrycznego.

Frakcja- populacja ziaren o określonej wielkości.

Frakcja

Średnica odłamqw [mm]

Kamienista

ponad 25

Żwirowa

25 - 2

Piaskowa

2 – 0,05

Pyłowa

0,05 – 0,002

Iłowa

mniejsza niż 0,002

3

W celu określenia uziarnienia stosuje się analizę sitową. W skład kompletu do analizy wchodzi 8 sit o kwadratowych oczkach posiadających następujące wielkości boqw: 25 mm, 10 mm, 2 mm, 1 mm, 0,5 mm, 0,25 mm, 0,1 mm ; 0,007 mm.

Próbkę ważącą od 100 do 1000 g, zalewa się wodą i rozdziela w celu rozdzielania zlepionych ziaren. Następnie suszy w temperaturze 105 – 1100C i waży z dokładnością do 0,001g. Po przejściu przez sita, zatrzymywane na każdym sicie frakcje, waży się i oblicza ich procentową zawartość w stosunq do całej próbki. Wyniki graficznie.

d 60

U = d 10

d60 – średnica zastępcza odpowiadająca zawartości 60% ziaren całej próbki

d10 – średnica miarodajna, tj. efektywna, poniżej której 10% masy próbki stanowią ziarna mniejsze, a 90% ziarna większe niż średnica miarodajna.

Przepuszczalność hydrauliczna, wodochłonność, odsączalność.

Od przepuszczalności skał zależy prędkość przepływu wody przez skały oraz zasobność wód podziemnych.

Przepuszczalność hydrauliczna – zdolność skał do przewodzenia wody przez system porów i kanaliqw. Przepuszczalność określa się objętością wody, która przepływa w jednostce czasu przez dany przekrój skały przy określonej różnicy ciśnień hydrostatycznych:

Q = F ∙ v

Q – objętość

F – przekrój skały

v – prędkość płynącej wody.

Przy stałym „v”, objętość wody jest wprost proporcjonalna do przekroju. Im większe pory, tym większa przepuszczalność hydrauliczna i więcej wody przepływa. Nie ma takiego związq, pomiędzy przepuszczalnością a objętością porów. Woda nie może przepływać w próżniach subkapilarnych, bo jest związana przez siły międzycząsteczkowe, dlatego też niektóre skały o wysokim „n” są nieprzepuszczalne, np. iły, czy glina. Przepuszczalność zależy też od struktury, temperatury i ciśnienia. W praktyce od stopnia przepuszczalności stosuje się prostą klasyfikację:

a) nieprzepuszczalne skały: iły, zwięzłe gliny,

b) bardzo słabo przepuszczalne: muły, lżejsze gliny,

c) skały przesączalne: less, grunty pylaste,

d) skały przepuszczalne: piaski, żwiry,

e) skały łatwo przepuszczalne: grube żwiry.

Wodochłonność – zdolność skał do pochłaniania i utrzymywania wody.

Skały dzieli się na:

a) wodochłonne: torf, glina, piasek pylasty, mułki

b) słabo wodochłonne: piasek drobny, lessy

c) niewodochłonne: skały osadowe, magmowe, czyli skały spoiste.

Nasycenie skał przez wody związane, czyli wody kapilarne, błonkowate oraz wolne nazywa się wodochłonnością całkowitą lub ogólną. Występuje wówczas gdy wszystkie próżnie wypełnione zostaną wodą, czyli skała będzie w pełni nasycona wodą:

n

c −

W =

s

c ⋅ %

100

s

c

cn- masa próbki nasycona wodą

cs- masa próbki wysuszonej w temperaturze 105-1100C

Jeśli waha się między 20-30% - bardzo wodochłonne,

W >30% - wysokochłonne.

4

Dla przykładu: 1m3 piaskowców może mieścić od kilq litrów do 400 l wody; 1m3 gliny = 525

l wody.

Stosunek objętości wody napełniającej pory do całkowitej objętości porów, nazywa się wskaźnikiem nasycenia. Wyznacza się go laboratoryjnie.

V

k = Vp

Odsączalność (defiltracja) - jedna z najważniejszych własności hydrogeologicznych skał.

Przez odsączalność należy rozumieć oddawanie przez skały wolnej wody, ściekającej pod działaniem siły ciężkości. Defiltracja wyraża różnicę między wodopłynnością całkowitą a maksymalną zawartością wody związanej w skale. Ilość wody zależy od wielkości porów i szczelin w skałach. Największa odsączalność występuje w żwirach grubo- i różnoziarnistych, w skałach o dużych szczelinach. Odsączalność charakteryzowana jest przez, tzw.

współczynnik odsączalności:

V 0

W 0 =

[%]

V

V0 – objętość wody odsączonej

V – objętość próbki skały

W0 można wyznaczyć laboratoryjnie metodą Kinga. Polega na obliczaniu objętości ściekającej wody z próbki skały nasączonej wodą. W terenie obliczenie W0 wykonuje się na podstawie wyniqw próbnego pompowania wody z otworu wiertniczego. Próbne pompowanie odbywa się w warstwach, których został nienaruszony naturalny układ geologiczny.

W czasie pompowania wody wokół otworu wiertniczego, obniża się poziom wody gruntowej i powstaje lej zwany lejem depresyjnym. Wewnątrz leja znajduje się skała opróżniana z wody.

Przy obliczaniu objętości skały i ilości wypompowanej wody, określa się W0

W0 dla skał:

Żwiry

0,24 – 0,28

Rumosz skalny

0,22 – 0,25

Piasek gruby

0,19 – 0,23

Piasek średni

0,17 – 0,21

Piasek drobny

0,14 – 0,18

Skały szczelinowate

0,005 – 0,05

5

Geneza wód podziemnych:

I.

Pochodzenia infiltracyjnego.

II.

Pochodzenia magmowego.

III.

Pochodzenia reliktowego.

IV.

Pochodzenia kondensacyjnego.

I.

Najwięcej. Gromadzą się w wynik przesączania w głąb skał wody pochodzącej z

opadów atmosferycznych. Zatrzymują się na pewnej głębokości, na podłożu nieprzepuszczalnym, powyżej którego skały są nasycone wodą. Strefa gdzie woda

wypełnia wszystkie pory skalne, to warstwy wodonośne, a jej powierzchnia wodna

nazywa się zwierciadłem wody gruntowej. Ilość tej wody ulega dużym wahaniom

zależnym od: ilości opadów, czerpania wody w studniach, robót ziemnych.

Głębokość do jakiej wody infiltracyjne mogą występować, zależą od gęstości stopnia geotermicznego, tzn. jest to głębokość na jakiej woda pod wpływem ciepła

Ziemi, zmienia się w parę. Jest ona różna w różnych miejscach na Ziemi, tak jak

różna jest wielkość stopnia geotermicznego.

II.

Inaczej wody juwenilne. Pochodzą w dużych głębokości i powstają przez skroplenie się par zawartych w magmie w trakcie jej ostygania.

III.

Reliqtum – pozostałość. Z dawnych epok geologicznych, odizolowane skałami

wodoszczelnymi.

IV.

Występują na niektórych obszarach w klimacie suchym, w którym następuje kondensacja pary wodnej zawartej w powietrzu i przedostających się do wolnych

przestrzeni w skałach i glebie.

Ogromną przewagę w powierzchniowej warstwie litosfery mają wody infiltracyjne i tym się zajmuje hydrogeologia.

Klasyfikacja wód podziemnych

Strefa

Typ wód

Stan fizyczny wód Rodzaje wód

higroskopijne

błonkowate

związane

aeracji

kapilarne

wsiąkane

wolne

zawieszone

warstwowe

zaskórne

szczelinowe

saturacji

gruntowe

krasowe

(nasycenia wodą)

wgłębne

głebinowe

Kryteria klasyfikacji są różne. Ogólnie przyjęto hydrogeologiczny podział wód obejmujący wiele podstawowych cech podziemnych i powiązania tych cech z warunkami geologicznymi.

Przekrój przez strefę aeracji i saturacji

6

Strefa aeracji – warstwa przypowierzchniowa, leżąca między powierzchnią terenu a zwierciadłem wody podziemnej. Głębokość tej warstwy jest różna. Niekiedy sięga poniżej głębokości 100m a na bagnach nie ma jej wcale. W strefie aeracji pory skalne wypełnione są powietrzem. Woda w tej strefie występuje w postaciach: para wodna zawarta w powietrzu pór skalnych, wody higroskopijne i błonkowate – związane z ziarnami skał, wody kapilarne –

postać przejściowa między wodą wolną a związaną, gdzie woda w drobnych cząstkach mineralnych podnosi się q górze. Wody wsiąkowe – infiltracyjne, spływające w dół pod wpływem sił ciężkości. Wody zawieszone – występują gdy woda wsiąkowa napotyka na swej drodze soczewkę skały nieprzepuszczalnej w skałach przepuszczalnych, czyli gromadzi się w porach ponad tą soczewką.

Strefa saturacji – znajduje się poniżej zwierciadła wód gruntowych. Głębokość w tej strefie jest bardzo różna i w zależności od tego wyróżnia się wody zaskórne, gruntowe, wgłębne i głębinowe.

Zaskórne – leżą blisko powierzchni ziemi, są też pod bezpośrednim wpływem zmian atmosferycznych. Obfitość i ich głębokość zależy od deszczów, śniegów, temperatury powietrza, szaty roślinnej. Wody te zimą mogą zamarzać a latem częściowo odparowywać.

Wody zaskórne łatwo ulegają zanieczyszczeniu, głównie przez rozkład i gnicie ciał

organicznych. Nie nadają się do picia, do celów przemysłowych i sanitarnych.

Gruntowe – leżą na większej głębokości i są oddzielone od powierzchni ziemi warstwą skał

przepuszczalnych. Do głębokości stałej temperatury podlegają one pewnym wpływom atmosfery. Głębiej są związane z wartością stopnia geotermicznego. Pierwsza warstwa wodonośna z reguły nie jest od góry ograniczona utworami nieprzepuszczalnymi. W warstwie tej występuje swobodne zwierciadło wód podziemnych zwane też wolnym. Powierzchnia zwierciadła wody podziemnej nie jest pozioma. W pewnym stopniu jest zbliżona do powierzchni samego terenu, tzn. pod obszarem wzniesionym podnosi się, obniżonym- obniża się. Zwierciadło wód gruntowych wykazuje zawsze większe lub mniejsze nachylenie , które nazywa się spadkiem hydraulicznym.

Wielkość spadq hydraulicznego:

h 1 − h

S

2

=

l

h1, h2 – wysokość zwierciadła wody w punktach pomiaru 1 i 2

l – odległość między miejscami pomiaru.

Woda gruntowa ma duże znaczenie gospodarcze. Szczególnie na obszarach pozbawionych wód powierzchniowych. Woda gruntowa, to woda czysta zabezpieczona przed zanieczyszczeniem grubą filtrującą warstwą skał przepuszczalnych. Pomiary poziomu 7

wysokości a zwierciadła wód podziemnych dokonuje się przez zastosowanie gwizdka hydraulicznego.

Wgłębne – wody podziemne zasilane jak gruntowe przez opady atmosferyczne, lecz występujące w warstwach wodonośnych, przykrytych utworami nieprzepuszczalnymi. Wody te posiadają zwierciadło napięte zwane też naporowym.

Wody wgłębne mogą być zasilane bezpośrednio w miejscach gdzie warstwy wodonośne wychodzą q powierzchni. Mogą też być zasilane pośrednio z innych warstw wodonośnych.

Wody wgłębne w pewnych warunkach hydrogeologicznych mogą znajdować się pod ciśnieniem hydrostatycznym. Zdarza się, że woda podnosi się do powierzchni ziemi i może wytryskać w postaci fontanny. Pierwsze w Artois w XVI wieq. Nie raz wody artezyjskie znajdują się w bardzo rozległych basenach podziemnych i miejsca zasilone mogą być odległe o setki kilometrów, np. Sahara (oazy)

Głębinowe – głęboko pod powierzchnią ziemi i są całkowicie odcięte od wpływu czynniqw zewnętrznych. Nie biorą udziału w obiegu hydrogeologicznym. Nie są zasilane. Są w pewnym bezruchu. Znajdują się pod grubymi pokładami nieprzepuszczalnych skał. Pochodzą z dawnych okresów geologicznych i w wyniq ruchu skał zostały uwięzione w ziemi. Nie są dobrze rozpoznane. Nieprzydatne do celów spożywczych. Przydatne do celów leczniczych, bo są silnie zmineralizowane. Surowiec do wydzielania pierwiastqw.

Wody szczelinowe i krasowe – wody wolne, dzielące się na szczelinowe, krasowe i warstwowe.

Wody warstwowe – wypełniają otwory skalne tworząc warstwy wodonośne.

Wody szczelinowe – powstają w skałach zwięzłych spękanych w sieć szczelin. Szczeliny mają różny układ, genezę, kształt. Jeśli szczeliny dochodzą do powierzchni ziemi, wówczas mogą wpływać w głąb wody opadowe – zasilanie bezpośrednie zwane influacją. Zasilanie pośrednie występuje gdy szczeliny nie dochodzą do powierzchni ziemi, lecz oddzielone są utworami przepuszczającymi wodę. Czasem zdarza się zasilanie boczne, gdy szczeliny otrzymują wodę od przylegających bocznych utworów przepuszczalnych. Zasilanie boczne zwane jest również zasilaniem lateralnym.

8

Ilość wody w szczelinach i ich przepływ zależy od ich rozmiarów i stopnia wypełnienia przez materiał mineralny. Zwierciadło wód szczelinowych nie jest ciągłe, ulega silnym wahaniom, zwłaszcza jeśli wody zasilane są influacyjnie (z opadów). Jeżeli w skałach następuje ich proces rozpuszczania, wówczas tworzą się podziemne próżnie skalne, niekiedy wielkich rozmiarów (jaskinie, kominy, korytarze), głownie w dolomitowych i wapniowych skałach.

Zjawiska związane z działalnością wody w skałach noszą nazwę zjawisk krasowych. Nazwa ta pochodzi od Wyżyny Kras nad Adriatykiem. Wody podziemne wymienione w tych próżniach nazywają się wodami krasowymi.

Bardzo duży wpływ na wody krasowe mają wody powierzchniowe, a na powierzchniowe

opadowe, które powodują silne wahania zwierciadła wody, znaczne zanieczyszczenia, zmianę prędkości przepływu. Zdarza się, że potoki lub rzeki giną pod ziemią, po czym wypływają z powrotem nawet kilka kilometrów dalej. Taki skrajny przypadek występuje w Serbii, gdzie rzeka Ponig znika i dalej płynie 21 km pod ziemią. Miejsca gdzie wody powierzchniowe wpływają w próżnie krasowe nazywają się ponorami (po serbsq ponora oznacza przepaść).

Wody krasowe są w nieznacznym stopniu wykorzystywane gospodarczo z uwagi na zanieczyszczenia organiczne.

Własności fizyczne wód podziemnych:

a) temperatura,

b) barwa [mgPt/l]

c) przezroczystość [cm]

d) mętność [ mgSiO2/l]

e) przewodnictwo elektryczne [mS]

9

f) radoczynność

g) organolityczne oznaczenie zmysłem powonienia i smaq

właściwości wód podziemnych zależa od środowiska geologicznego, od pochodzenia, składu chemicznego oraz czynniqw zewnętrznych działających na powierzchni ziemi.

a) Temperatura wód podziemnych zależy od: głębokości i warunqw geologicznych w

jakich te wody występują, od temperatury skał otaczających, prędkości ruchu wody.

Istnieją tereny, gdzie na znacznych głębokościach są wody gorące (obszary wulkaniczne, powulkaniczne). Występują tam gorące źródła, z których woda w regularnych odstępach czasu tryska w górę. Są to, tzw. gejzery (gejza – wypływać).

W głębi gejzeru jest przewód napełniony wodą. Ciepło pochodzące z wnętrza powoduje nagrzanie wody w przewodzie do punktu wrzenia, który z uwagi na duże ciśnienie jest większe niż 1000C. Wówczas w tej temperaturze woda zmienia się gwałtownie w parę, która wyrzuca nagle słup wody znajdującej się w przewodzie. W to miejsce napływa woda chłodniejsza i proces zaczyna się od nowa.

Podział wód ze względu na temperaturę:

- według kryteriów hydrogeologicznych: wody ciepłe i zimne. Wody ciepłe, to wody których średnia temperatura przekracza średnią temperaturę w danej miejscowości. Natomiast gdy temperatura jest niższa, są to wody zimne.

- według kryteriów paleologicznych – za ciepłe takie co mają więcej niż 200C, chłodne – te co mają mniej.

b) Barwa jest wywołana zawartością związqw mineralnych. Taka barwa, to barwa rzeczywista. Związki siarki barwią wodę na niebiesko, związki żelaza na zielonkawo, siarkowodoru na szmaragdowo, związki organiczne na brunatny.

Barwa pozorna spowodowana jest zawiesinami, np. iłem, tlenkiem żelaza. Znika po opadnięciu cząstek. Wody podziemne są najczęściej bezbarwne.

c) i d) Przezroczystość i mętność.

Przezroczystością nazywa się zdolność przechodzenia przez wodę promieni świetlnych.

Im większy stopień absorpcji promieni świetlnych, tym woda bardziej mętna. Mętność wiąże się z obecnością drobnych zawiesin pyłowych lub koloidalnych. Wody pochodzące ze znacznych głębokości są zazwyczaj przezroczyste, bo podlegają naturalnej filtracji.

10

d) Przewodnictwo elektryczne wykazują wody, zawierające substancje mineralne. Im więcej ich, tym lepsze przewodzenie prądu.

e) Radoczynność – zdolność wody do promieniowania w wyniq występowania w niej

pierwiastqw promieniotwórczych. Pierwiastki te należą do szeregu torowego, uranowo-radowego, aktynowego. Rozróżnia się radoczynność stałą, kiedy

występujące pierwiastki mają długi okres połowicznego rozpadu (głównie izotopy toru, radu i uranu). Radoczynność czasowa – krótki okres połowicznego rozkładu

(radon, aktynon)

f) Smak wody – zależy od stężenia i jakości substancji rozpuszczonych. Stopień odczucia smaq zależy od temperatury – im niższa, tym smak słabiej odczuwalny.

Stopnie smaq: ledwo wyczuwalny, słaby, wyraźny, silny, bardzo silny, bez smaq.

Rodzaj smaq: słony, gorzki (MgSO4 i N2SO4), alkaliczny (NaO3, aumy).

Zapach – posiadają wody mineralne i wody występujące płytko.

Rodzaj zapachu: naturalny, nienaturalny (wywołany przez zanieczyszczenia, ścieki).

Skala zapachu od 1 do 5.

Zapis, np. z1R – ledwo wyczuwalny zapach roślinny,

z1G - ledwo wyczuwalny zapach gnilny,

z1S – wypisujemy co czujemy, np. fenole, rozpuszczalniki.

Skład chemiczny wód podziemnych.

Każda woda podziemna jest roztworem, w których występują różne ilości związqw chemicznych. Zależy to od tego, w jakich skałach wody krążą. W wodach podziemnych stwierdzono występowanie 50 pierwiastqw występujących w przyrodzie. Całkowita zawartość rozpuszczonych w wodzie substancji chemicznych nazywamy ogólną mineralizacją wody.

Na skład chemiczny wód podziemnych mają wpływ następujące czynniki:

- rodzaj skał,

- wielkość powierzchni kontaktu wody ze skałą,

- temperatura wody,

- ciśnienie,

- głębokość występowania wody,

- związek wody podziemnej z powierzchnią ziemi i warunkami klimatycznymi,

- działalność człowieka.

Wyróżniamy trzy grupy jeśli chodzi o skład chemiczny:

a) gazy (CO2, H2, CH4, O2),

b) substancje rozpuszczone w postaci jonowej, czyli roztwory soli i kwasów,

c) substancje koloidalne.

Najczęściej występujące jony, to:

a) z grupy anionów: Cl-, SO -

-

-

-

2 , NCO3 , NO3 , NO2 - najmniej pożądane.

b) z grupy kationów: Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+, Mn2+, NH +

4

Stężenie jonów wodorowych – ważna cecha. Definicja pH= -log[H+]. Woda nie ma nigdy pH=7.

Wielkość pH wody podziemnej zależy od zwartości w niej kwasu węglowego, siarkowodoru, kwasów humusowych i mikroorganizmów. Do głównych cech chemicznych zalicza się twardość wody. Twardość jest wywołana zawartością w wodzie soli. Im większa zawartość soli, tym większa twardość.

Rodzaje twardości:

a) węglanowa lub przemijająca – powodują dwuwęglany Ca i Mg,

b) niewęglanowa – powodują krzemiany, fosfory wapnia i magnezu.

11

Woda o twardości węglanowej pozostawia po gotowaniu kamień tracąc jednocześnie twardość. Jednostka twardości jest 1 mval/l. jest to twardość miligramorównoważnikowa jonu Ca2+ lub Mg2+ w 1 litrze wody

20,4 mg/l Ca2+ lub 12,16 mg/l Mg2+

Jednostką stosowaną jest także 1 stopień niemiecki

10n = 10mg CaO/l.

Relacje między jednostkami:

1 mval/l = 2,8040n

10n = 0,3566 mval/l.

Wpływ na skład chemiczny mogą też mieć bakterie. Największa ilość bakterii jest w wodach podziemnych przypowierzchniowych, zwłaszcza w pobliżu źródeł ścieqw. Wskaźnikiem zanieczyszczenia mikrobiologicznego jest zawartość w wodzie pałeczki okrężnicy zwanej Escherichia coli. Wskaźnik coli jest to ilość cm3 wody, na którą przypada 1 pałeczka okrężnicy. Do celów pitnych nadają się wody posiadające wskaźnik coli > 500.

Wody mineralne i lecznicze.

Wody mineralne – wody które po odparowaniu w 1050C pozostawiają suchy osad o masie 1g/l wody. Jeśli mineralizacja nie przekracza 1g/l, to takie wody nazywa się słodkimi lub normalnymi. Przy stopniu powyżej 15g/l woda nazywa się solanką. Większość wód mineralnych ma właściwości lecznicze. Wody użytkowane w lecznictwie nazywa się wodami swoistymi.

Współczynnik farmakodynamiczny – minimalna ilość składniqw chemicznych oraz minimalna wartość właściwości fizycznych działających leczniczo, np. szczawy z CO2.

12