Współczynnik filtracji: charakteryzuje zdolność przesączania wody będącej w ruchu laminarnym przez skały porowate. Przesączanie odbywa się siecią kanalików utworzonych z porów gruntowych. Grunt stawia opór przesączającej się wodzie, opór ten zależy od właściwości gruntu - porowatości uziarnienia; właściwości filtrującej cieczy - lepkość. Wyznaczanie współczynnika filtracji

metoda wzorów empirycznych: należy uznać skład granulo metryczny posiadać wykres uziarnienia i wartość porowatości gruntu. Uzyskuje się ta metoda wartości orientacyjne.

Metody laboratoryjne: Przy użyciu aparatów filtracyjnych różnej konstrukcji-ze stałym i ze zmiennym spadkiem hydraulicznym. Aparaty ze stałym spadkiem stosuje się do gruntów dobrze przepuszczalnych a ze zmiennym do słabo przepuszczalnych. Badania przeprowadza się na próbkach o strukturze nienaruszonej lub naruszonej. Wyniki badań otrzymane na próbkach o strukturze nienaruszonej są zbliżone do wyników badań polowych w warunkach naturalnych. Podczas pomiarów współczynnika filtracji należy określić temperaturę przesączającej się wody. Ze wzrostem temp cieczy zmniejsza się lepkość i zwiększa prędkość przepływu:

kT = k10 * (0,7 + 0,03T)

kT - wsp. filtracji uzyskany dla wody o temp. T [st.C]

k10 - zredukowany współczynnik filtracji w odniesieniu do temp. wody 10 st.C

Pomiar ze stałym spadkiem hydraulicznym: Badanie polega na przepuszczeniu wody przez próbkę o znanych wymiarach geometrycznych i na pomiarze wydatku oraz spadku hydraulicznego. Wsp filtracji wyznacza się ze wzoru Darcy'ego: k=Q/F*I, Q-wydatek=V/t, F-pow przekroju, I-spadek hydrauliczny dt/l. W aparacie do pomiaru możliwy jest przepływ wody przez próbkę w kierunku z góry na dół i odwrotnie. Istnieje możliwość zmiany kierunku przepływu w trakcie badania. Powolne doprowadzanie wody do próbki od dołu ma na celu usuniecie powietrza z porów gruntu. Badanie wykonuje się dla kilku różnych spadków hydraulicznych, nie zmieniających się w trakcie badania. 2-3 razy powtórzonych. Pomiar ze zmiennym spadkiem: w aparatach tego typu istnieje możliwość dużych spadków hydraulicznych, co ma szczególne znaczenie przy filtracji przez grunty słabo przepuszczalne. W gruntach tych w przypadku całkowitego wypełnienia porów gruntu woda związana ruch wody jest możliwy po przekroczeniu spadku początkowego Io. Pomiaru dokonuje się w aparacie filtracyjnym obserwując opadanie poziomu wody w rurce o przekroju f w czasie ti poziom wody obniży się do wys. h1 z h0. utrzymując dolna wodę na poziomie przekroju C, ciśnienie piezometryczne w tym przekroju będzie równało się 0. W tym przypadku prędkość filtracji zmienia się w czasie, w zależności od wysokości H czyli wys. położenia zwierciadła wody w rurce w danym momencie czasu. V=k*(h/l). Metody polowe: Daje najbardziej miarodajne wyniki. Najkosztowniejsza i pracochłonna Do polowych metod należą: próbne pompowanie studni z otworami obserwacyjnymi, próbne pompowanie bez otworów obserwacyjnych, krótkotrwałe pompowanie studni, bezpośredni pomiar przepływu i otworu wiertniczego, zalewanie szurfow i szybików, sczerpywanie.

MODELOWANIE  MATEMATYCZNE W GEOLOGII

Andrzej Pawuła

Autor  odbył staż naukowy w zakresie modelowania matematycznego w hydrogeologii w Ecole Nationale Superiere des Mines de Paris, Centrum Informatyki Geologicznej w Fontainebleau  (1976) i wykładał hydrodynamikę wód podziemnych oraz modelowanie matematyczne na Uniwersytecie w Constantine w latach 1981-1991, jest   autorem kilku  programów komputerowych, m.in. modelu impulsacyjnego zlewni hydrologicznej, którego wynikiem jest hydrogram odpływu oraz programu  obliczeniowego stateczności skarpy.  W ramach prac badawczych Instytutu Kształtowania Środowiska (1972-1977) autor kierował zespołem, który  opracował regionalny model symulacyjny systemu geohydraulicznego Środkowej Wielkopolski. 

MODEL MATEMATYCZNY POLA FILTRACJI

Treść: Hipoteza Darcy, współczynnik filtracji, twierdzenie Bernouliego,  ogólne równanie filtracji w nieustalonym reżimie przepływu - dla warstwy pod ciśnieniem i o zwieciadle swobodnym, rozwiązanie numeryczne równania filtracji dla przepływu ustalonego w układzie dwuwymiarowym (metoda różnic skończonych), siatka dyskretyzacyjna pola filtracji i rozwiązanie układu równań (metoda iteracyjna).      

Założenie wyjściowe:  hipoteza Darcy o ciągłości ośrodka wodonośnego i fikcyjna prędkość filtracji (
):

        (5.1)

gdzie: k - współczynnik filtracji (m/s); H - wysokość hydrauliczna (potencjał hydrauliczny) (m)

Równanie ciągłości przepływu masy, w którym gęstość masowa wody (ro) jest wielkością skalarną:

                (5.2)

Zgodnie z twierdzeniem Bernouliego wysokość hydrauliczna (H) jest funkcją wysokości położenia (z), wysokości ciśnienia (p/ ro g) i wysokości prędkości (v /2g). W ośrodku gruntowym przy względnie małych prędkościach przepływu wysokość prędkości jest zaniedbywalnie mała, tak więc wysokość hydrauliczna zdefiniowana jest formułą:

         (5.3)

gdzie: z - wysokość położenia (m); p - ciśnienie (N m^-2 ); ro  - gęstość masowa wody (kg/m3 lub N s² m^-4 ); g - przyspieszenie siły ciężkości (m s^-2 ); u - prędkość przepływu wody (m s^-1)

Równanie różniczkowe cząstkowe (5.2) oraz prawo Darcy (5.1) stanowią wyjściowy opis matematyczny filtracji wody jako przepływu jednofazowego, w reżimie nieustalonym. W celu zastosowania powyższego układu równań do obliczania przepływu w warstwie wodonośnej o określonej miąższości (m), korzysta się z relacji charkterystycznej dla ośrodka elastycznego oraz z definicji współczynnika zasobności sprężystej warstwy wodonośnej. Ośrodek elastyczny charakteryzują dwie definicje współczynnika ściśliwości (beta), który jest odwrotnością masowego modulu elastyczności:

             (5.4)

gdzie: ro  - gęstość ośrodka; V - objętość ośrodka; p - ciśnienie

Z porównania powyższych równań  (5.4) wynika, że zmiany objętości ośrodka (V) są proporcjonalne do zmian jego gęstości (ro), lecz ze znakiem przeciwnym:

                       (5.5)

Współczynnik zasobności sprężystej warstwy wodonośnej (S), definiuje się natomiast jako stosunek wody uwolnionej lub zmagazynowanej, przez jednostkę powierzchni wodonośca (P) wyrażoną w m² , do odpowiadającej zmiany potencjału hydraulicznego:

                                 (5.6)

Ponieważ iloczyn powierzchni warstwy wodonośnej (P) i jej miąższości (m) stanowi objętość warstwy wodonośnej P m = V, stąd P = V/m, można przekształcić formułę (5.6) do postaci:

                                 (5.7)

i uzyskane wyrażenie
   wprowadzić do równania (5.5), które przyjmuje postać:

                             (5.8)

Stąd otrzymuje się wyrażenie
, które można wprowadzić do równania (5.2), otrzymując:

         (5.9)

Przyjmując założenie upraszczające, że woda jest nieściśliwa czyli zakładając, że gęstość masowa wody jest wielkością stałą (ro = constans), można ten parametr wyciągnąć przed znak dywergencji i równanie filtracji uprościć do postaci:

                         (5.10)

Podstawiając formułę Darcy (5.1) i zakładając izotropowość współczynnika filtracji oraz upraszczając znaki, otrzymuje się postać ogólną równania filtracji dla przepływu nieustalonego:

         (5.11)

Parametrami w tym równaniu jest współczynnik filtracji (k), miąższość warstwy wodonośnej (m) oraz współczynnik zasobności sprężystej (S). Wielkością poszukiwaną jest wysokość hydrauliczna (H). Ogólne równanie filtracji (5.11) wymaga adaptacji dla określonych warunków hydrogeologicznych.

Poziom swobodny:

W przypadku wodonośca o zwierciadle swobodnym miąższość warstwy (m) należy traktować jako wielkość zmienną od wysokości hydraulicznej (H), dlatego parametr ten wymaga wstawienia pod znak dywergencji:

    (5.12)

Poziom ciśnieniowy:

W przypadku poziomu ciśnieniowego można założyć, że miąższość warstwy wodonośnej (m) jest wielkością stałą, podobnie jak współczynnik filtracji (k) i można przedstawić ich iloczyn w postaci współczynnika wodoprzewodności (T = k m), wyłączonego przed znak dywergencji i otrzymujemy równania:

            (5.13)

Reżim nieustalony:

W układzie dwuwymiarowym równanie filtracji dla przepływu nieustalonego w warstwie wodonośnej, redukuje się do wzoru:

        (5.14)

gdzie: Tx,Ty - współczynniki wodoprzewodności, uwzględniające heterotropowy charakter ośrodka wodonośnego.

Reżim ustalony:

Równanie na przepływ w reżimie ustalonym otrzymuje się przez uproszczenie równania (5.12):

                          (5.15)

Wprowadzając analogiczne przekształcenia otrzymuje się dla poziomej warstwy wodonośnej o miąższości (m) równanie filtracji typu parabolicznego (równanie Laplace'a):

                        (5.16)

Dla układu dwuwymiarowego, w przekroju pionowym - w miejsce miąższości warstwy wodonośnej występuje jednostkowa szerokość strumienia filtracji l = 1 m :

                                (5.17)

System wielowarstwowy:

Problem modelowania systemów wielowarstwowych rozwiązywany jest przez rozwinięcie wyrazu q w powyższym równaniu, a który określa wydajność przepływu między elementarną objętością rozpatrywanego układu a układem zewnetrznym. Może to być przepływ założony, oznaczający pobór wody z warstwy wodonośnej lub iniekcję wody, a może to również być przepływ obliczany, uwarunkowany różnicą ciśnień i oporem filtracyjnym warstwy rozdzielającej. W tym przypadku wydajność przepływu q można określić wzorem:

                                (5.18)

gdzie: qe - wydajność poboru lub iniekcji wody do warstwy wodonośnej; qi - wydajność infiltracji; qp - wydajność przesączania między przedmiotową warstwą a sąsiednią warstwą wodonośną.

Przesączanie wody przez warstwę półprzepuszczalną można obliczyć wzorem:

                                (5.19)

gdzie: Tp - współczynnik wodoprzewodności warstwy półprzepuszczalnej; H - wysokość hydrauliczna w punkcie x,y rozpatrywanej warstwy; Ho - wysokość hydrauliczna w sąsiedniej warstwie wodonośnej

Przy tak sformułowanym równaniu (5.19) przepływ zasilający przedmiotową warstwę wodonośną będzie miał wartość dodatnią. Współczynnik wodoprzewodności warstwy półprzepuszczalnej obliczany jest wzorem:

        (5.20)

gdzie: ks - współczynnik filtracji warstwy półprzepuszczalnej (m/s); ms - miąższość warstwy półprzepuszczalnej (m); P - powierzchnia przekroju jednostkowego (m )

Wyżej padło określenie ruch laminarny; co to jest ruch laminarny i ruch burzliwy czyli turbulentny.

W ruchu laminarnym tory cząstek mało różnią się od siebie. Pozostające w ruchu medium można traktować jako zbiór oddzielnych warstw, poruszających się względem siebie z różną prędkością i nie mieszających się ze sobą RYC. 4.

Ruch taki występuje w mediach o dużej lepkości (μ), np. lawa wulkaniczna.

W ruchu turbulentnym ruch cząstek płynu powoduje mieszanie się ze sobą rożnych warstw RYC. 5.

Ruch ten występuje w mediach o względnie malej lepkości (μ), np. woda, powietrze.

Przy niewielkich prędkościach strumienia ruch jest laminarny, a przy przekroczeniu pewnej prędkości granicznej przechodzi w ruch turbulentny. W naszych rozważaniach istotny jest moment przejścia od ruchu laminarnego w turbulentny. Zależnie od warunków przepływu prędkość graniczna bywa różna. Przejście ruchu laminarnego w turbulentny zachodzi natomiast przy stałej wartości granicznej bezwymiarowego parametru nazywanego liczbą Reynoldsa:

R_e - liczba Reynoldsa

l - charakterystyczny wymiar liniowy

μ (mi) - lepkość dynamiczna

ν (ni) - lepkość kinematyczna

ς (ro) - gęstość płynu

v - prędkość.

ς i μ są stałe dla określonego medium, natomiast v i l, w zależności od warunków, mogą być dobrane w różny sposób. Inaczej dla koryt otwartych lub rur, a odmiennie dla zagadnień dotyczących względnego ruchu ziarn i płynu. Zawsze jednak istota liczby Reynoldsa jest taka sama i charakteryzuje ona związek między siłami bezwładności (ςvl), a siłami lepkości w strumieniu płynu (μ).

Przy niskich wartościach liczby Reynoldsa w przepływie dominują siły lepkości (duża wartość μ). Przy wysokich wartościach liczby Reynoldsa - siły bezwładności poruszającego się płynu (duża wartość iloczynu ςvl, a mała μ).

Wartość liczby Reynoldsa zależy od temperatury (lepkość!), a także od charakteru dna i ścian koryta (dno i ściany koryta gładkie - R_e wyższa, szorstkie - R_e niższa). Dla strumieni w naturalnych korytach przejście od ruchu laminarnego w turbulentny, w zależności od warunków (temperatura, prędkość) następuje przy wartościach liczby Reynoldsa od 500 do 2000.

 

Wróćmy jeszcze raz do istoty ruchu turbulentnego.

Istotą turbulencji są bezładne ruchy cząstek płynu, których wypadkowa wyznacza główny kierunek przepływu. Wielkość i kierunek wektora prędkości w danym punkcie zmienia się z chwili na chwilę, dlatego w ogólnym opisie ruchu burzliwego (turbulencji) operuje się prędkością średnią. Przekazywanie energii z jednej warstwy płynu do drugiej związane z obecnością zawirowań powoduje, że do efektów lepkości dynamicznej (μ), dołączają efekty tzw. lepkości wirowej, oznaczanej literą η (eta). W związku z tym wpływ turbulencji na transport materiału ziarnowego jest dwojaki, tj. lepkość wirowa zwiększa znacznie opór przepływu i naprężenia ścinające działające na dno - ułatwia więc erozję (1). Obecność skierowanej pionowo ku górze składowej sił ciśnienia (składowej unoszącej) umożliwia unoszenie ziarn w zawiesinie(2). Istnienie siły unoszącej wyjaśnia równanie Bernoulli'ego.

Równanie Bernoulli'ego jest matematycznym zapisem zasady zachowania energii całkowitej w przepływie. Stosowane jest ono dla cieczy idealnych tj. pozbawionych lepkości, nieściśliwych. W granicach dopuszczalnego błędu można je jednak stosować dla cieczy rzeczywistych.

W ruchu turbulentnym siły wywierane przez znajdujący się w ruchu płyn na ziarno spoczywające na dnie mogą być, niezależnie od ich genezy, rozłożone na dwie składowe RYC. 6.

1 - siła skierowana równolegle do kierunku przepływu, zmierzająca do przemieszczenia ziarna po dnie, nazywana siłą wlekącą.

2 - siła skierowana prostopadle do kierunku przepływu, zmierzająca do poderwania ziarna w górę, nazywana siłą unoszącą.

Zakłada się także, że wzdłuż linii prądu suma składników energii całkowitej w przepływie jest stała (E_całk = const.), tzn. energia nie ulega zmianie w dół koryta, oraz przepływ Q jest również wielkością stałą (Q = const).

E_całk = const

czyli: E_c = E_k + E_p + pV

                        E_c - energia całkowita

                        E_k - energia kinetyczna

                        E_p - energia potencjalna

                        pV - energia związana z

                        ciśnieniem hydrostatycznym

                        p - ciśnienie hydrostatyczne

                        V - objętość

                        m - masa

                        g - przyśpieszenie siły ciężkości

                        h - wysokość n.p.m.

                        ς- gęstość

                        d - wysokość słupa wody (głębokość)

czyli:

                        przechodzimy do energii właściwej (E_wł)

                        = energii 1kg wody w dowolnym przekroju;

                        1kg wody=1dm³ czyli V=1

czyli:

/:ςg

                        E_wł - energia właściwa

                        v - prędkość

                        g - przyśpieszenie siły ciężkości

                        h - wysokość n.p.m., dla koryt o bardzo

                        małym nachyleniu praktycznie niezmienna

                        d - głębokość

                        zatem:

                                                               

Z równania Bernoulli'ego wynika, że energia właściwa przepływu w korycie otwartym jest funkcją prędkości (v) i głębokości (d) przepływu. Zatem, jeśli E_wł = const, to przy wzroście prędkości (v) spada głębokość (d) i odwrotnie.

Przyjmuje się, że przy odpowiedniej prędkości i głębokości składowa unosząca jest na tyle duża, że ziarno może zostać oderwane od dna i przetransportowane. Czyli składowa unosząca odgrywa ważna rolę w saltacji ziarn. W przypadku zbyt małej siły unoszącej, uruchamiane ziarno wykonuje najpierw ruch obrotowy wokół punktu podparcia, a następnie toczy się lub ślizga po dnie.

Ilustracja graficzną równania Bernoulli'ego jest wykres energii Właściwej przepływu w korycie otwartym RYC. 7.

Punkt , w którym E_wł = min wskazuje tzw. stan krytyczny (= głębokość krytyczną).

Zgodnie z równaniem Beroulli'ego:

Jeżeli głębokość przepływu jest większa od głębokości krytycznej, to prędkość przepływu jest mniejsza od prędkości krytycznej dla danego natężenia przepływu (= dla określonej energii), a więc przepływ jest podkrytyczny tzn. rzeka jest głęboka i płynie wolniej.

Jeżeli głębokość przepływu jest mniejsza od głębokości krytycznej to prędkość przepływu jest większa od głębokości krytycznej dla danego natężenia przepływu, a więc przepływ jest nadkrytyczny tzn. rzeka jest płytka i płynie szybciej.

PRZEPŁYW PODKRYTYCZNY = PRĄD SPOKOJNY

PRZEPŁYW NADKRYTYCZNY = PRĄD RWĄCY

Porowatość skały w geologii to zawartość pustych przestrzeni - porów.

• Porowatość efektywna (odkryta) to zawartość porów, które łączą się z sobą i z zewnętrzną powierzchnią skały

• Porowatość zakryta zawartość porów niełączących się z sobą i z powierzchnią skały

• Porowatość ogólna - suma porowatości odkrytej i zakrytej

Porowatość określamy współczynnikiem porowatości - k_p

gdzie:

V_p - objętość porów

V_c - objętość całkowita

V_sk - objętość szkieletu

porowatość określamy jako małą, gdy współczynnik porowatości k_p < 5%, a wysoką, gdy k_p > 20%.

Oprócz metod laboratoryjnych, porowatość skały można również zmierzyć in situ metodami geofizycznymi:

• metodą elektrometrii wiertniczej

• metodami radiometrycznymi (neutron - gamma; gamma - gamma)

• profilowaniem akustycznym

• metodą refleksyjną (pośrednio)

Źródło: "http://pl.wikipedia.org/wiki/Porowato%C5%9B%C4%87_ska%C5%82y"

584. Porowatość

A. porosity
F. porosité
N. Porosität, Hohlraumanteil
Cecha utworów skalnych wynikajšca z obecności w nich pustek wzajemnie skomunikowanych, dostępnych dla przepływu rodu ( filtracji). Ilościowo wyraża się jš współczynnikiem porowatości, rzadziej wskaźnikiem porowatości. Genetycznie wyróżnia się: porowatość pierwotnš i wtórnš. Na podstawie cech morfologicznych wyróżnia się: - w skałach okruchowych porowatość międzyziarnowš; - w skałach zwięzłych porowatość szczelinowš. Ze względu na możliwość przepływu wody wyróżnia się: porowatość ogólnš, wynikajšcš z obecności całkowitej przestrzeni porowej, porowatość otwartš - pustek kontaktujšcych się ze sobš, porowatość zamkniętš - pustek niepołšczonych, porowatość efektywnš - pustek bioršcych udział w filtracji. W wšskim znaczeniu pod tym pojęciem rozumiemy porowatość międzyziarnowš (intergranularnš). Pory TB i DM

172. Filtracja, ruch wody podziemnej; przesšczanie

A. percolation, seepage, filtration, interstitial flow
F. filtration, percolation, suintement
N. Sickerströmung, Filterströmung, Durchsickerung
Ruch cieczy i gazów w ośrodkach (skałach) porowatych i szczelinowatych. Głównš (praktycznie jedynš) siłš pasywnš sš przy filtracji siły tarcia wewnętrznego. Wobec dużej
powierzchni wewnętrznej porów, ich małych przekrojów, znacznej krętości powstajš znaczne opory tak, że filtracja odbywa się z małymi prędkościami, ruchem laminarnym a nawet linearnym podlegajšc liniowemu Darcy?ego prawu:
v = -k grad H
gdzie:
v = Q/A - prędkość filtracji,
Q - wydatek strumienia filtracji,
A - powierzchnia przekroju ortogonalnego do strumienia,
k - współczynnik filtracji,
H - wysokość naporu.
Wartość współczynnika filtracji istotnie zależna jest od rodzaju skały, właściwości płynu oraz od stopnia nasycenia skały. Właściwości filtracyjne samej skały charakteryzuje współczynnik przepuszczalności k_p , który ze współczynnikiem filtracji k zwišzany jest poprzez gęstość - ρ i lepkość dynamicznš - , wzorem: k_p = k×(/ρ×g) TM

1079. Współczynnik porowatości n

A. porosity, void ratio
F. porosité, indice des vides
N. Hohlraumanteil, Hohlraumgehalt
Ilościowe określenie porowatości wyrażone stosunkiem sumarycznej objętości przestrzeni porowej ( porowatość) do całkowitej objętości próbki skały. Określa się go ze wzoru:


gdzie:
n - współczynnik porowatości [%]
V_p - objętość przestrzeni porowej [L³]
V - objętość całkowita skały [L³]
Wymiar: n = [1]. Jednostka: ułamek, %
Porowatość, Pory TB i DM

587. Pory

A. pores
F. pores
N. Poren
Wolne przestrzenie występujšce w skale między ziarnami mineralnymi - pory międzyziarnowe. W szerszym znaczeniu pojęcie to rozumiemy jako wszelkie pustki w skale a więc pory właściwe międzyziarnowe, szczeliny i kawerny. Ze względu na ruch wody i działania sił międzyczšsteczkowych dzieli się pory na:
- nadkapilarne o średnicy większej niż 0,5 mm; woda porusza się w nich pod działaniem siły ciężkości;
- kapilarne o średnicy 0,5 - 0,0002 mm; ruch wody odbywa się pod działaniem siły ciężkości i sił molekularnych (ruch kapilarny);
- subkapilarne o średnicy mniejszej niż 0,0002 mm; woda zostaje całkowicie zwišzana i unieruchomiona działaniem sił czšsteczkowych.
Z uwagi na istnienie¹⁾ lub brak²⁾ łšczności między poszczególnymi porami wyróżniamy: ¹⁾ pory otwarte, komunikujšce się między sobš, ²⁾ pory zamknięte, całkowicie otoczone substancjš skalnš TB i DM

1058. Wskaźnik porowatości

A. void ratio
F. indice de porosité, indice des vides
N. Porenziffer
Ilościowe określenie porowatości wyrażone stosunkiem objętości przestrzeni porowej ( porowatość) do objętości szkieletu skalnego. Określa się go ze wzoru:


gdzie:
e - wskaźnik porowatości
V_p - objętość przestrzeni porowej [L³]
V_s - objętość szkieletu mineralnego [L³]
Wymiar: e = [1]. Jednostka: ułamek
Porowatość, Pory TB i DM

109. Darcy?ego prawo

A. Darcy?s law
F. loi de Darcy
N. Darcy-Gesetz
Liniowe doświadczalne prawo filtracji wyrażajšce proporcjonalność prędkości filtracji do spadku hydraulicznego. D. p. wyraża się wzorem:
v = k . J
gdzie v - prędkość filtracji [L T^-1],
k - współczynnik filtracji [L T^-1]
J - spadek hydrauliczny wyrażajšcy się wzorem
J = H/s
gdzie: H - wysokość hydrauliczna [L],
s - droga filtracji [L].
W zapisie różniczkowym D. p. ma postać:

605. Prędkość filtracji; ^*prędkość przesšczania v

A. apparent seepage velocity, Darcian velocity
F. vitesse apparente de suintement, vitesse de Darcy, vitesse apparente de filtration
N. effektive Porenfliessgeschwindigkeit, Darcy-Geschwindigkeit
Fikcyjna makroskopowa prędkość przepływu wody podziemnej w ośrodku nasyconym. Wyrŕżŕ natężenie strumienia filtracji przypadajšce na jednostkowy przekrój poprzeczny
(ortogonalny do linii pršdu) ośrodka porowatego (skały) a nie do przekroju efektywnej przestrzeni porowej którš płynie woda:
v = Q/A_sk
Wymiar: v = [ LT^-1]. Jednostki: m/s, m/h, m/a TM

1105. Wysokość hydrauliczna; ^*napór H

A. hydraulic head, total head
F. charge hydraulique, hauteur hydraulique
N. hydraulische Druckhöhe, Fliessdruck, Druckhöhe
W.h. w określonym punkcie w polu filtracji wyraża sumę wysokości położenia tego punktu ponad poziom odniesienia (zwykle poziom morza) i wysokości ciśnienia p/g w tym punkcie:
H = z + p/g (Rys. 69)
Dla niezmineralizowanych wód podziemnych w.h. jest równoznaczna z rzędnš zwierciadła wody, jeśli poziomem odniesienia jest poziom morza. W.h. wyraża energię jednostkowej masy strumienia wody podziemnej (rys.). Zwraca się uwagę na fakt, że w przypadku wód o zmiennej gęstości wyznaczanie w.h. komplikuje się i wymaga wyznaczania t.zw. sprowadzonej w.h. przez uwzględnienie zmienności r, uwzględnienie i znormalizowanie warunków pomiaru, zarówno ze względu na płyn wypełniajšcy piezometr jak i rozmieszczenie w wa rstwie punktów pomiarowych.
W warunkach filtracji płynów niejednorodnych przepływ zależy od rozkładu wartości "sprowadzonych w.h." a nie od rozkładu w.h., może nawet odbywać się w kierunku odwrotnym do nachylenia zwierciadła wody podziemnej.
Wymiar: H = [ L ]. Jednostka: m TM


Rys. 69. Sens fizyczny wysokości hydraulicznej (naporu) i wielkości strukturalnie z niš zwišzanych w warstwie o zwierciadle napiętym (A) i swobodnym (B)
Objaśnienia: P - piezometr, M - punkt dla którego wyznaczamy wysokość naporu, Ń - położenie (stan) zwierciadła w piezometrze i w warstwie (piezometryczne lub swobodne), m, h - mišższość warstwy wodonośnej, z - wysokość położenia punktu M ponad poziom odniesienia, 0-0 - poziom odniesienia, p/g - wysokość ciśnienia w punkcie M (wysokość podniesienia zwierciadła wody ponad punktem M) rejestrowana w piezometrze, H = z+p/g - wysokość naporu, 1 - spšg warstwy wodonośnej, 2 - strop warstwy wodonośnej, 3, 3' - pie zometryczne, swobodne zwierciadło wody podziemnej, 4 - powierzchnia terenu

585. Porowatość aktywna n_a

A. active porosity, effective porosity
F. porosité active
N. aktive Porosität
Właściwość skały wyrażajšca się stosunkiem średniej prędkości filtracji v_F do rzeczywistej prędkości przepływu U ( prędkość efektywna, prędkość rzeczywista) w przestrzeni porowej ( pory, porowatość). Określa się jš ze wzoru:


Wymiar: n_a = [1]. Jednostka: ułamek, %
Inaczej rozumie się pod tym pojęciem stosunek objętości przestrzeni porowej czynnej podczas filtracji V_a do objętości całkowitej skały V:


gdzie:
V_E - objętość przestrzeni porowej czynna podczas filtracji [L³]
V - całkowita objętość skały [L³]
Wymiar: n_a = [1]. Jednostki: ułamek, % TB i DM

604. Prędkość efektywna, prędkość rzeczywista U_E

A. effective velocity, average seepage velocity
F. vitesse effective d?ecoulement
N. Porenfliessgeschwindigkeit, Bahngeschwindigkeit, Abstandsgeschwindigkeit
Prędkość makroskopowa przepływu wody podziemnej odniesiona do przekroju przestrzeni porowej, liczbowo równa stosunkowi prędkości filtracji do porowatości efektywnej. Wyraża więc rzeczywistš prędkość średniš wody w przestrzeni porowej.
Wymiar: U_E = [LT^-1]. Jednostki: m/s, m/h, m/d, m/a TM

---