Wiek względny - wiek zdarzeń geologicznych i ich efektów wyrażony poprzez porównanie z innymi zdarzeniami i ich efektami np. wiek skał, struktur tektonicznych.

Wiek bezwzględny - wiek zdarzeń geologicznych wyrażony w latach.

Cykl diastroficzny - cykl górotwórczy wraz z towarzyszącymi im procesami tektonicznymi odbywający się w obszarach poza geosynkliną.

Cykl sedymentacyjny - powtarzający się zespół różniących się od siebie warstw, które występują w określonej kolejności.

Facja - zespół litologicznych i paleontologicznych osadów.

Formacja - podstawowa jednostka podziału litostratygraficznego.

Paleogeografia - geografia minionych okresów geologicznych, związana z odtwarzaniem struktur geograficzno-fizycznych w poszczególnych okresach historii Ziemi tj. rozmieszczenie lądów i mórz, układu sieci rzecznej itp.

Geosynklina - regionalnych rozmiarów podłużne zagłębienie w skorupie ziemskiej, w znacznym przedziale czasu geologicznego, stanowiące zbiór warstw lub jego część, o dnie o dużej ruchliwości ze zdecydowaną przewagą obniżania się i zachowaną dużą miąższością złożonych w geosynklinie osadów.

Sedymentacja - osadzanie się materiału donoszonego do miejsca jego złożenia lub skupiającego na miejscu.

Diageneza - ogół procesów prowadzących do chemicznych, mineralnych i fizycznych zmian w osadzie po jego złożeniu z wyjątkiem wietrzenia.

Epejrogeneza - powolne, długotrwałe i odwracalne ruchy pionowe skorupy ziemskiej obejmujące duże obszary, które ulegają wydźwignięciu i obniżeniu bez istotnych deformacji wewnętrznych.

Profil normalny (geologiczny):

1. Zespół warstw rozpatrywany pod względem ich następstwa stratygraficznego.

2. Graficzne przedstawienie budowy geologicznej w przecięciu pionowym na odcinku gdzie jest ona bezpośrednio widoczna.

3. Graficzny schemat następstw utworów geologicznych i ich stosunków wzajemnych oparty na obserwacji bezpośredniej.

Stratygrafia - porządkowanie utworów geologicznych pod względem ich położenia w profilach geologicznych wieku względnego i bezwzględnego oraz podział historii Ziemi na uniwersalne okresy czasowe.

Litostratygrafia - dziedzina stratygrafii oparta na kryteriach litologicznych. Podział profilów geologicznych na jednostki stratygraficzne różniące się od siebie rodzajem skał i korelacją tych jednostek w różnych profilach między sobą.

Biostratygrafia - dziedzina stratygrafii oparta na badaniu skamieniałości.

Geochronologia bezwzględna (absolutna) - określenie wieku bezwzględnego minerałów, skał, osadów, szczątków organicznych i niektórych wydarzeń geologicznych, za pomocą dostosowania promieniotwórczego magnetyzmu skał, przemian chemicznych w szczątkach organicznych.

Geochronologia względna - określa wiek względny.

Korelacja - ustalenie odpowiedniości wieku geologicznego lob pozycji stratygraficznej utworów geologicznych oraz odpowiedniości wiekowej procesów i zjawisk geologicznych.

Orogeneza - ruchy górotwórcze:

1. Powstawanie gór z przyczyn tektonicznych.

2. Intensywne, krótkotrwałe i nieodwracalne ruchy skorupy ziemskiej, powodujące duże deformacje wewnętrzne i w konsekwencji przyczyniające się do powstania gór.

System - dwa współwystępujące zespoły nieciągłości danego rodzaju, o mniej więcej stałej orientacji wzajemnej związane wspólną lub pokrewną genezą.

Okres - czas, którego granicą są takie same (z pewnymi fazami górotwórczymi) obecności charakterystycznych skamieniałości przewodnich.

Eratem - jednostka chronostratygraficzna, reprezentowana przez skały powstałe w jednej erze, jego granice wyznaczone są za pomocą ruchów górotwórczych, a także na podstawie początku i końca transgresji morskiej.

Kordyliera - nadwodny grzbiet lub pasmo wysp w geosynklinie.

Peneplenizacja - długotrwałe, daleko posunięte zrównanie terenu pod działaniem czynników deformacyjnych, zwłaszcza erozji rzecznej. Peneplena - prawie równina.

Biotop - obszar o określonych warunkach ekologicznych będący siedliskiem biocenozy.

Bentos - organizmy żyjące na dnie zbiorników wodnych (morskich i jeziornych).

Flisz - zmiennej miąższości zespół osadów utworzony w stosunkowo głębokim basenie morskim, składający się głównie z osadów prądów zawiesinowych. Charakterystyczne cechy fliszu to naprzemienległość warstw osadów gruboziarnistych (piaskowców, zlepieńców) i drobnoziarnistych (mułowców, iłowców).

Erozja - mechaniczne niszczenie skał poprzez wodę, wiatr i lodowce.

Denudacja - procesy niszczące powodujące wyrównywanie i stopniowe obniżanie powierzchni Ziemi. Obejmuje wietrzenie, erozję, ruchy masowe i przemieszczanie zwietrzeliny z obszarów wyższych do niższych.

Procesy endogeniczne-ich źródłem są siły wewnętrzne,objawiają sięna powierzchni skorupy ziemskiej w postaci: 1)TRZESIENIA ZIEMI:nagłe przemieszczenie pionowe i poziome w obrebie skorupy ziemskiej.A)TEKTONICZNE-spowodowane przesuwaniem się skał wzdłuż uskoków.Najczęsciej związane z ruchami górotwórczymi. B)WULKANICZNE-wywołane wybuchami wulkanów. C)ZAPADLISKOWE-powstaja w skutek obrywania się dużych mas skalnych,zawalenia się podziemnych jaskiń, wyrobisk górniczych itp. Mają charakter lokalny. HIPOCENTRUM-miejsce, z którego rozchodza się fale sejsmiczne; EPICENTRUM- punkt na powierzchni ziemi Ziemi, do którego najszybciej dochodzą fale sejsmiczne.2)PLUTONIZM- przemieszczenie się magmy w podłożu skorupy ziemskiej oraz jej intrudowanie w ową sksorupę. Magma, która wdarła się do skorupy nosi nazwę intruzji. Intruzje mogą być zgodne - żyły pokładowe, lakkolity, i niezgodne- batolity. 3)WULKANIZM - wydobywanie się magmy i materiału piroklastycznego na pow. Ziemi. Ekstruzja utworów wulkanicznych nastepuje pod wpływem działalności gazów - wulkany eksplozywne,albo przemieszczeń w skorupie ziemskiej doprowadzających do wyciskania magmy nazewnątrz - wulkany efuzywne. Gdy materiały wulkaniczne wydobywają się z jednego otworu,krateru, mowimy o erupcji centralnej, w wyniku ktorej powstaja pojedyncze wzniesienia; gdy lawa wylewa się spokojnie rozległymi szczelinami - erupcja linearna (powstają rozległe pokrywy wulkaniczne). 4)

RUCHY GÓROTÓRCZE - objawiają sięalbo spiętrzeniem mas skalnych w postaci fałdów i płaszczowin - góry fałdowe, albo też pionowym przemieszczeniam mas skalnych wzdłuż uskoków - góry zrębowe. Powsatawanie sfałdowań (dyslokacji ciągłych) związane jest z siłami poziomymi, działającymi na nagromadzone w geosynklinach, czyli w długich wąskich zapadliskach podmorskich. Osady gromadzące się na dnie geosynkliny występują najczęściej w postaci poziomych warstw. Warstwa może zalegac zgodnie lub niezgodnie. Zaleganie niezgodne nazywamy dyskordancją. Dyskordancja tektoniczna(kątowa) powstaje wskutek denudacyjnego zrównania powierzchni terenu uprzednio zaburzonego tektonicznie, a następnie osadzenia na niej poziomych warstw utworów młodszych. Dyskordancja erozyjna- spowodowana jest przerwą w sedymentacji osadów, podczas której górne partie skał ulegają erozji. Powtótrna sedymentacja tworzy warstwy o kontakcie niezgodnym. Dyslokacje ciągłe -w wyniku działania sił stycznych do powierzchni ziemi powstają deformacje tektoniczne polegające na plastycznym wygięciu warstw skalnych bez przerywania ich ciągłaści. Wygięcia te nazywamy fałdami. Fałd składa się z części wypukłej (antykliny) i wklęsłej (synkliny). Części boczne nazywamy skrzydłami. Dyslokacje nieciągłe - siły poziome działające w okresie górotwórczym na obszary zupełnie sztywne, nie poddające się plastycznym odkształceniom, powodują pęknięcia w skorupie ziemskiej oraz pionowe i poziome przesunięcia mas skalnych z przerwaniem ich ciągłości. Przykłady: szczeliny i uskoki. W skutek popękania i przesunięć sztywnych mas skalnych wzdłuż wielkich uskoków powstają góry zrębowe,schody, rowy tektoniczne.

PROCESY EGZOGENICZNE

Są to czynniki zewnętrzne, które dążą do zrównania powierzchni Ziemi, niszczą wyniosłości i odkładający powstały materiał w obniżeniach i zapadliskach. Wyróżnia się procesy niszczące, czyli degradację; i twórcze agradujące. Źródłem sił i procesów egzogenicznych jest Słońce. Od Słońca zależy ruch atmosfery, powstawanie opadów, a więc działalność wód płynących, lodowców itp. Do procesów degradujących prowadzących do denudacji, czyli zrównania wyniosłości należą: wietrzenie, erozja i powierzchniowe ruchy masowe powodujące usuwanie zwietrzeliny. Na procesy agradacji składa się transport i sedymentacja materiału skalnego (akumulacja).

Wietrzenie: następuje pod wpływem niszczącego działania czynników zewn.(Słońce, powietrze, woda), następuje rozpadanie się bloków skalnych tworzenie się okruchów skalnych. Czynniki fizyczne powodują rozdrobnienie skał, czynniki chemiczne działają w kierunku przeobrażenia składników mineralnych powstania nowych o zmienionym składzie chemicznym. Zależnie od czynników wywołujących wietrzenie rozróżniamy wietrzenie fizyczne i chemiczne. Wietrzenie fizyczne - głownymi czynnikami są zmiany termiczne w skałach. Zarówno pod wpływem nagrzania jak i obniżenia temperatury w skałach powstają naprężenia wewn. powodujące ich pękanie i rozpadanie. Proces ten zależy od dobowej amplitudy temperatury i wahań temperatury. Produktem wietrzenia jest zwietrzelina składająca się z różnej wielkości okruchów skalnych. W górach materiał zwietrzelinowy pod wpływem sił ciężkości zsuwa się po zboczach i w postaci tzw piargów gromadzi się u podnóża skał wietrzejących. Wietrzenie chemiczne - podstawowym czynnikiem wietrzenia jest woda z rozpuszczonym w niej dwutlenkiem węgla i tlenem oraz kwasy organiczne. Dużą rolę odgrywają obecnie zanieczyszczenia przemysłowe atmosfery, szczególnie związki siarki. Kwaśne descze oddziałują nie tylko na biosferę ale na całą litosferę. Wietrzenie chemiczne obejmuje rozpuszczanie niektórych minerałów pierwotnych i wytworzenie produktów wtórnych rozpuszczalnych lubi nierozpuszczalnych. Przebieg procesów wietrzenia chemicznego rodzaj powstałej wietrzeliny zależy od rodzaju skały wietrzejącej jak i od klimatu. Wietrzenie chemiczne może być także spowodowane działaniem na skały słonej wody jak i związków chemicznych wydzielanych przez rozkładające się szczątki roślin.

Erozja: Erozją nazywamy mechaniczne niszczenie skał połączone z usuwaniem odspojonego materiału. Głównym erozji jest energia kinetyczna, która dąży do rozluźnienia i odspojenia materiału skalnego. W zależności od rodzaju materii będącej w ruchu rozróżniamy: erozję rzeczną, morską, eoliczną i lodowcową, powierzchniową. Erozja powierzchniowa zwana erozją gleby lub erozją zboczy ma miejsce bezpośrednio po deszczu lub w czasie topnienia śniegu na powierzchniach nachylonych. Polega ona na zmywaniu, czyli ablacji gleby przez warstwę spływającej po zboczu wody lub przez sączące się po zboczu strugi. W skutek tej erozji w aspekcie długotrwałego działania następuje ogólne obniżenie wielkości zbocza, zmiana jego nachylenia i powstanie nowych form morfologicznych. Szczególnie niekorzystna jest erozja gleby (spłukiwanie) powoduje jej degradację w związku z wypłukaniem składników pokarmowych odsłanianiem jałowego podłoża. Erozja rzeczna - potok lub rzeka w zależności od prędkości przepływu - energii cieku, wcina się w dno koryta lub dąży do jego poszerzenia. Działalność pogłębiająca nosi nazwę erozji dennej - wgłębnej (polega na pogłębieniu koryta rzecznego przez wodę płynącą, występuje ona w górnym biegu rzeki, gdzie zaobserwować możemy głęboko wcięte doliny, wcinanie się rzeki powstaje nierównomiernie zależnie od odporności podłoża); działalność poszerzająca - erozja boczna (polega na podcinaniu i podmywaniu brzegu koryta rzecznego przez płynącą wodę. Działalność erozji bocznej szczególnie zaznacza się w środkowym odcinku rzeki. Wynikiem tej działalności tworzą się starorzecza - a mianowicie stare kręte koryto zostaje oddzielone od nowego zasypane osadami i namułami). W obszarze źródliskowym rzeki działa erozja wsteczna polegająca na wydłużeniu się cieku w górę w skutek przesuwania się jego punktu początkowego (źródeł ) kierunku działu wodnego. Erozją wsteczną nazywa się również erozją źródlaną. Erozja morska - polega na niszczącym działaniu fal, które uderzając o wysoki brzeg podmywają go od dołu, wskutek czego głowne warstwy brzegu osuwają się. Powstałe strome urwisko zwane klifem, w skutek dalszego podmywania i obrywania cofa się w głąb lądu na odległość, na którą nie sięgnie fala. Klif podcinany nazywamy żyjącym a klif znajdujący się poza zasięgiem fal klifem martwym. Erozja lodowcowa - polega na żłobieniu podłoża przez przesuwające się wielkie masy lodowca. W wyniku erozyjnej działalności lodowcowa powstają misy (cyrki), rynny lodowcowe, zagłębienia końcowe, doliny lodowcowe i fiordy.

Erozja eoliczna - zależy od siły wiatru materiał bywa odrywany, przesuwany, toczony, unoszony i zawieszony. Najszybciej najczęściej unoszony jest pył. Działalność niszcząca - proces wywiewania piasku i pyłu nosi nazwe deflacji. Proces niszczenia, nadgryzania, szlifowania i polerowania powierzchni skalnych przez wiatr miotającym piaskiem nosił nazwę korazji.

Procesy agradujące - transport i akumulacja. Transport i akumulacja rzeczna zależy od energii kinetycznej wody proporcjonalnej do masy wody oraz kwadratu prędkości zależnej od spadku. Największe ilości transportowanego przez rzekę materiału osadzają się u ujścia rzeki, tworząc stożki napływowe zwane deltami. Transport i akumulacja lodowcowa - lodowce górskie lub lądolody niszczą powierzchnię skalną na drodze swego ruchu i transportują bardzo różnorodny materiał, który osadzają w obszarach swego zanikania. Siła transportu lodowców jest znaczna a przenoszony materiał nie jest segregowany. Głownymi formami akumulacji lodowcowej (glacjalnej) i wodno - lodowcowej (fluwioglacjalnej) są: morena czołowa, morena denna, drumliny, ozy, sandry, pradoliny, a w przypadku lodowców górskich również moreny boczne i środkowe. Transport i akumulacja eoliczna - drobny materiał skalny (piasek, pył) może być transportowany przez wiatr na znaczne odległości, materiał grubszy może być przesuwany przez wiatr blisko powierzchni Ziemi, przy czym zachodzi obróbka materiału w skutek tarcia o podłoże. Tam gdzie siła wiatru maleje materiał transportowany ulega akumulacji. Wiatr usypuje pagórki zwane wydmami. Inną odmianą osadów akumulacyjnych są lessy.

PODZIAŁ WÓD

- wody powierzchniowe

- wody podziemne: woda higroskopowa i błonkowa (związane z siłami molekularnymi adsorpcji cząsteczek wody); woda kapilarna (występuje w strefie aeracji nad zwierciadłem wody gruntowej lub jako woda kapilarna zawieszona),woda wsiąkowa i zawieszona (wystepują w strefie aeracji, jako woda wolna, są to wody warstwowe), wody zaskórne (występują w strefie saturacji, są to wody podziemne bardzo płytko zalegające praktycznie pozbawione strefy aeracji, zwierciadło wody wystepuje kilkanaście lub kilkadziesiąt cm poniżej powierzchni terenu, występują one najcześciej w zagłębieniach terenu, w dolinach rzecznych, w których tworzą się torfowiska. Wahania zwierciadła wód zaskórnych są znaczne i szybko reagują na zmiany i wpływy atmosferyczne. Są często zanieczyszczone organicznie i bakteriologicznie); wody gruntowe (są oddzielone od powierzchni terenu mniej lub bardziej grubą przepuszczalną strefą aeracji, zasilane są bezpośrednio z powierzchni Ziemi przez infiltrację opadu atmosferycznego. Temperatura wód gruntowych wykazuje pewne wahania. Zwierciadło wody jest swobodne, naśladuje w pewnym przybliżeniu kształt powierzchni terenu); wody wgłębne (wody podziemne występujące w warstwach wodonośnych, pokrytych utworami nieprzepuszczalnymi. Zasilanie odbywa się w skutek infiltracji opadów atmosferycznych na wychodniach warstw wodonośnych lub pośrednio przez szczeliny uskokowe albo okna hydrogeologiczne, zwierciadło wód wgłębnych jest najczęściej napięte - oznacza to, że jego położenie i kształt są wymuszone przez spąg wyżej leżącej warstwy nieprzepuszczalnej.); wody głębinowe (zaliczamy takie, które znajdują się głęboko od powierzchnią ziemi, izolowane są od niej całkowicie wieloma kompleksami utworów nieprzepuszczalnych. Wody te nie biorą udziału w krążeniu wód, nie są zasilane ani odnawialne i znajdują się w stagnacji. Są na ogół silnie mineralizowane.) ; wody szczelinowe (nazywamy wode podziemną, zwartą i krążącą w szczelinach skał głownie osadowych, pochodzenia chemicznego lub organicznego, ruch wody w szczelinach jest szybszy niż w skałach porowatych, bardzo często przechodzi w ruch burzliwy); wody krasowe (wystepują w skałach podlegającym procesom krasowym, a więc w wapieniach, dolomitach dolomitach i

gipsach. Wody krasowe zasilane są szczelinami, a często również przez potoki i rzeki. W układzie krążenia wód krasowych wyróżnić można ruch pionowy i poziomy, ze względu na dużą zmienność wydajnośći wody oraz stopień zanieczyszczenia wody krasowe i szczelinowe często nie nadają się do zaopatrzenia ludności w wode pitną i gospodarczą.)

wody zaskórne i wgłębne

• Wody zaskórne. (przypowierzchniowe) pojawiają się tuż pod powierzchnią terenu. Ich zwierciadło jest swobodne występuje w obrębie strefy glebowej, na głębokości do 1m. Pojawiają się w obszarach równinnych i zagłębiach morfologicznych (dna dolin rzecznych). Przyczyną ich powstawania jest płytkość podłoża warstwy wodonośnej i jej mała miąższość sprawiająca, że strefa nasycenia gromadząca wody z bezpośredniej infiltracji opadów atmosferycznych lub z napływu z sąsiednich terenów, dochodzi pod powierzchnie terenu. Wody cechują ujemne wartości: podatność na zanieczyszczenia z powierzchnie terenu, z opadów atmosferycznych, zanieczyszczenia drobnoustrojami i substancjami strefy glebowej, silny związek ich temperatury z dobowymi temp. powietrza.

• Wody gruntowe - ich cechy hydrologiczne: warstwa wodonośna bezpośrednio pod powierzchnią terenu, zwierciadło wody swobodne, przy każdym jego stanie woda nie kontaktuje się ze strefą glebową, ponad zwierciadłem występuje strefa aeracji, umożliwiająca infiltrację opadów atmosferycznych do warstwy wodonośnej, a równocześnie stwarzająca warunki do samooczyszczania się wód infiltracyjnych. Wody gruntowe występują w sypkich utworach tarasów rzecznych stożków napływowych form polodowcowych (fluwioglacjalnych) i w piaskach wydmowych. Ich źródłem zasilania jest infiltracja opadów atmosf. na całym obszarze warstwy wodonośnej. Innym źródłem jest napływ wód podziemnych z terenów sąsiednich. Skład chem. i stan sanitarny wód jest zróżnicowany. Wpływa na to skład mineralny warstwy wodonośnej i stan zanieczyszczeń atmosferycznych i powierzchniowych.

• Wody wgłębne- w warstwach wodonośnych odizolowanych od powierzchni terenu utworami nieprzepuszczalnymi (ich zwierciadło to zw. naporowe). W skałach osadowych występują na różnej głębokości tworzą układy warstw wodonośnych poprzegradzanych warstwami nieprzepuszczalnymi (piętra i poziomy wód). Piętro to warstwa lub zespół warstw wodonośnych należących do określonej formacji stratygraficznej. Wody te są wodami artezyjskimi lub subartyzejskimi co związane jest z ciśnieniem wywieranym na górną warstwę nieprzepuszczalną. Wody wgłębne są odnawialne i zasilane wodami opadowymi, przez bezpośrednią infiltrację wód lub za pośrednictwem innych warstw wodonośnych. Zasilają je też wody gruntowe lub wgłębne należące do innych poziomów wodonośnych Własności fiz. skład chem. mniej zależne od czynników atmosf. i powierzchniowych (im głębiej tym mniej zależne). Główną rolę odgrywają tu cechy środowiska środowiska geolog którym wody występują.

• Wody głębinowe - uwięzione wśród utworów nieprzepuszczalnych na dużych głębokościach. Nie mają więzi hydraulicznej z wodami atmosf. powierzchniowymi i innymi wodami podziemnymi. Nie tworzą zbiorowisk odnawialnych. Są przeważnie pod dużym ciśnieniem petrostatycznym.

WARUNKI BRZEGOWE

Warunki brzegowe I rodzaju - występują wtedy gdy na brzegach obszarów filtracji dane są wartości funkcji h (x,y,z,t) h =F1 (x,y,z,t).

Warunki brzegowe II rodzaju - występuja wtedy gdy na brzegu zadane są wartości pochodnej normalnej do brzegu co oznacza uzależnienie warunków brzegowych od wartości przepływu na brzegach.

Warunki brzegowe III rodzaju - wystepują wtedy gdy wzdłuż brzegu zadana jest liniowa kombinacja wartości funkcji h i jej pochodnej Δh/Δn=φco prowadzi do reakcji: h+A Δh/Δn=F3 (x,y,z,t)

POMIARY ZWIERCIADLA WODY PODZIEMNEJ

Do pomiaru głębokości zwierciadla wody podziemnej wykorzystuje się punkty, w których zwierciadlo jest odsłonięte, jak studnie, wykopy, szyby itp. lub specjalne studzienki obserwacyjne- piezometry (urządzenie, w hydrogeologii najczęściej mołośrednicowy otwór, służšce do pomiaru wysokości ciśnienia piezometrycznego w określonym punkcie warstwy wodonośnej (a tym samym naporu). Pomiar polega bšdź na pomiarze ciśnienia - p i przeliczeniu go na wysokość ciśnienia - p/g jako składowej naporu, bšdź na bezpośrednim pomiarze naporu (a więc rzędnej zwierciadła) jeśli dotyczy to zwykłych niezmineralizowanych wód podziemnych. Piezometr obok małej średnicy (dla zachowania małej bezwładn ości przy rejestrowaniu zmian ciśnienia w warstwie), powinien ujmować warstwę przez dno lub filtrem o małej długości części czynnej, dla zagwarantowania odnoszenia pomiaru do określonego punktu w warstwie. Pomiar w studniach obserwacyjnych nie spełniajšcych wymienionych dla p. warunków, jest przybliżony ze względu na wydłużenie czasu stabilizacji ciśnienia w otworze (wpływ pojemności kolumny o dużej średnicy) oraz ze względu na swego rodzaju uśrednienie wartości ciśnienia miarodajnych dla punktów w warstwie wzdłuż części roboczej filtru, które to wartości sš zafałszowane pionowymi przepływami śródwarstwowymi w tej strefie TM)

. Do pomiaru głębokości zwierciadla wody używane sa: łata, pręt z podzialką, pływak, gwizdek studzienny, świetlik studzienny, limnigraf.

Pomiar gwizdkiem studziennym: używa się gdy g łebokośc studni nie przekracza 50m. a sygnał dźwiękowy nie jest zagłuszany. Gwizdki studzienne sa to rury z mosiądzu lub innego nierdzewnego metalu, o średnicy zew. od 28-36mm. Długosć gwizdka wynosi 22-30cm. , od dolu sa otwarte, a u góry zakończone rurką o średnicy ok. 10 mm., z otworem gwiazdkowym. Przy zanurzeniu przyrządu do wody , powietrze znajdujące się wewnątrz zostaje wyparte i wychodząc otworem gwiazdkowym wydaje gwizd. Przyrząd zawiesza się zwykle na tasmie pomiarowej .

Pomiar świetlikie studziennym

Stosuje się na głębokości przekraczającej 50m, a także wtedy gdy gdy nie można usłyszeć sygnałow dzwikowego. Stosowany jest w krotkich odstępach czas. Czesc srodkowa świetlika ma wewnątrz małą lampkę, elektryczną z urzadzeniem kontaktowym i sucha baterię. W czesci dolnej znajdują się dwie kolki celuloidowe, które prze zanurzeniu przyrządu do wody unosza się do góry, naciskając sprężynkę kontaktowa i powodują świecenie lampki.

WODOPRZEWODNOŚĆ

Miara przepuszczalności (przewodnictwa) wyrażająca jednostkowe natężenie (wydatek) strumienia wody na jednostkę szerokości, przy jednostkowym spadku hydraulicznym, odniesione do przekroju prostopadłego do kierunku strumienia. Jest więc liczbowo równa iloczynowi współczynnika filtracji i miższości warstwy wodonośnej ( w nasyconej warstwie jednorodnej i izotropowej).

Wymiar: T = [L2T-1]. Jednostki: m2/h, m2/d, cm2/s TM

WYSOKOŚĆ PIEZOMETRYCZNA

Wysokość słupa wody wyrażająca ciśnienie hydrostatyczne w punkcie pomiaru z pomocą piezometru.

Wymiar: HS = p/r´g = [L]. Jednostki: m

SIATKA HYDRODYNAMICZNA - siatkę możemy interpretować: 1)linie prądów ψ(x,y) - są to takie linie do których wektory prędkości (chodzi tu o prędkość filtracji a nie o prędkość rzeczywistą) w dowolnym punkcie będą styczne, a ruchu ustalonym linie te pokryją się z torami cząsteczek wody; 2)linie jednakowego potencjału (ekwipotencjalna) - to linia do której normalna, a stanowiąca zarazem styczną do linii prądu, wykazuje kierunek prądu, którego prędkość jest odwrotnie proporcjonalna względem odcinka tej normalnej, zawartego między sąsiednimi liniami ekwipotencjalnymi, czyli liniami jednakowego potencjału Ǿ(x,y)=const charakteryzuje się tym, że zwierciadło wody w rurkach piezometrycznych umieszczonych na tej samej linii. Właściwości siatki hydrodynamicznej: 1)siatka hydrodynamiczna jest ortonormalna; 2) Jeżeli różnica wartości funkcji Ǿ i ψ dwóch sąsiednich linii siatki są liczbowo jednakowe, czyli dǾ=dψ to siatka przepływu jest nie tylko ortonormalna ale i kwadratowa; 3) wektor prędkości filtracji skierowany jest w strone wzrostu potencjału prędkości tj w strone zmniejszającej się wysokości hydrologicznej; 4)siatka hydrodynamiczna przepływu charakteryzuje kinetyczny schemat dwóch płaskich strumieni, które różnią się od siebie tym, że linie ekwipotencjonalne i linie prądu zmieniają się wzajemnie miejscami

OGÓLNY PODZIAŁ ZIEMI

Powierzchnia ziemi wynosi 510083 tyś km2 objętość ziemi wynosi 1083 miljardy km3 powierzchnia lądów zajmuje 148,94 mln km2 czyli 28% powierzchni ziemi. Kula ziemska zbudowana jest z trzech głównych warst współśrodkowych współśrodkowych różnej miąższości. Centrum ziemi stanowi jądro nife (Ni,Fe),(centrosfera, barysfera) o promieniu ok. 3,5 tyś km. Jądro otacza strefa przejściowa o miąższości ok. 1700 km. Nifesima - warstwa stykająca się z jądrem. Fesima warstwa górna. Powyżej strefy przejściowej jest litosfera- sima o miąższości ok. 1200 km. , powyżej zalega sial czyli właściwa skorupa ziemska. Wokół skorupy ziemskiej nieregularnie rozciąga się powłoka wodna- hydrosfera a całość ziemi otacza powłoka gazowa atmosfera. Poszczególne sfery charakteryzują się zróżnicowanymi właściwościami fizycznymi. Litosfera dzieli się na 2 warstwy górną- sial (Si Al.) i dolną -sima (Si, Mg). Sial zbudowany jest ze skał lżejszych - granitów, gnejsów, skał osadowych. Zanurzona jest w cięższej, plastycznej simie. Sima składa się z cięższych skał typu bazaltu. N głębokości 50-60 km pod kontynentami i 20-30 km pod Atlantykiem znajduje się granica dwóch różnych serii skał. Na dnie Pacyfiku występująskały o takich właściwościach jakie mają utwory położone głęboko pod kontynentami. Dolną część płaszcza budują ciężkie skały magmowe niespotykane na powierzchni ziemi.

WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI

Współczynnik filtracji charakteryzuje zdolność przesączania wodybędącej w ruchu laminarnym przez skały porowate (grunty). Przesączanie odbywa się siecią kanalików utworzonych z porów gruntu grunt stawia opór przesączającej się wodzie. Opór ten zależy od: 1.właściwości gruntu (porowatości ,uziarnienia, składu mineralogicznego szkieletu gruntowego) 2 właściwości filtrującej cieczy (lepkośći) 3 gęstości właściwej wody 4przyśpieszenia ziemskiego g. Lepkość cieczy zależy od jej temp. Wartość współczynnika filtracji podaje się dla temp. 10 C. Przesączanie odbywa się zgodnie z prawem Dartego v=k*i (v- prędkość filtracji cieczy, k współczynnik filtracji[m/s], i- spadek hydrauliczny). Współczynnik filtracji określa zależność między prędkością filtracji cieczy a spadkiem hydraulicznym. Ma on miano prędkości . Metody wyznaczania współczynnika filtracji 1. na podstawie wzorów empirycznych, 2doświadczalnie: metody laboratoryjne, polowe. Żeby wyznaczyć współ. Filtracji ze wzorów empirycznych należy znać jego skład glanulometryczny, posiadać jego wykres uziarnienia, w niektórych wzorach należy znać też wartość porowatości gruntu. Obliczenia wzorami empirycznymi są znacznie zawyżone, są to wartości orientacyjne. Labolatoryjnie współ. filtracji określa się przy użyciu aparatów różnych konstrukcji: ze stałym spadkiem oraz ze zmiennym spadkiem hydraulicznym, z kierunkiem przepływu góra-dół i odwrotnie. Badania wykonuje się w zasadzie na próbkach o nie naruszonej strukturze pobranych w terenie do pierścieni. Aparat ze stałym spadkiem stosuje się najczęściej do gruntów dobrze przepuszczalnych a ze zmiennym do słabo przepuszczalnych. Wyniki są na ogół bardziej zbliżone do wartości rzeczywistych. Metody laboratoryjne stosuje się w pierwszej fazie projektowania. Są to metody znacznie tańsze od polowych. 3 metody polowe- dają najbardziej miarodajne wyniki najkosztowniejsze i pracochłonne. Oznaczenie współczynnika filtracji bezpośrednio w złożu (okkreślenie właściwości filtracyjnych całej warstwy a nie tylko w punkcie z którego pobrano próbkę do badania). Stosowane metody: 1 próbne pompowanie studni z otworami obserwacyjnymi 2 próbne pompowanie bez otworów 3 krótkotrwałe pompowanie studni 4 bezpośrednie pomiar przepływu wody gruntowej 5 zalewanie studni wierconych i otworu wiertniczego 6 zalewanie szurfów i szybików7 szczerpywanie. Najlepsze wyniki otrzymuje się najdroższą metodą próbnego pompowania studni z otworami obserwacyjnymi. Najtańsze i najszybsze są metody szórwów i szybików ale są niedokładne.

PRAWO DARCEGO

Na podstawie badań laboratoryjnych przeprowadzonych w pionowym cylindrze wypełnionym piaskiem dary stwierdził że natężenie przepływu Q jest proporcjonalne do powierzchni przekroju i różnicy i różnicy wysokości piezometrycznej, a odwrotnie proporcjonalny do długości przepływu Q=kF[(h1-h2)/dl]=-kF(dh/dl)=Kfi . Prawo dartego jest wyrazem zasady równowagi sił v=k*i=-k*(dh/dl). Straty wysokości hydraulicznej dh wyrażają strat ę energii strumienia na odcinku przepływu dl. Straty hydrauliczne dh należy obliczaćzawsze między dwoma punktami leżącymi na tej samej linii prądu. Prędkość filtracji jest liniowo zależna od spadku hydraulicznego hydraulicznego związku z czym prawo dartego nazywamy liniowym prawem filtracji. Wyraża ono zasadę równowagi sił działających na ciecz przy jej przepływie przez ośrodek. Na ciecz wypełniającą pory elementu objętości ośrodka porowatego działają następujące siły: składowa sił ciężkości, różnica sił ciśnienia porowego w przeciwległych powierzchniach elementu prostopadłych do kierunku r, siły oporu ruchu wynikające z tarcia laminarnego. Prawo dartego traci swoją ważność wszędzie tam gdzie poza tarciem laminarnym występują dodatkowe siły oporu, w szczególności siły powierzchnowe, bezwładnościowe oraz tarcia burzliwego.

ZLODOWACENIA

Głównym czynnikiem kształtującym dzisiejszą rzeźbę i budowę powierzchniowych warstw północnej i środkowej Polski był nasuwający się w plejstocenie od północy lądolód. Lądolód Polsce w plejstocenie miały miejsce cztery następujące po sobie zlodowacenia (okresy glacjalne), przedzielone okresami większego ocieplenia (interglacjałami). W okresie glacjału lądolód mógł nieznacznie cofnąć się w związku z czym rozróżnia się stadia zlodowaceń okresy interstadialne. Zlodowacenia w Polsce 1. Zlodowacenie Narwi (950-900 tyś. lat) o nieznanym dokładnie zasięgu- interglacjał podlaski (900-730 tyś. lat), 2. zlodowacenie południowo polskie (krakowskie) (730-600tyś. lat)- interglacjał wielki (600-300tyś. lat) 3. zlodowacenie środkowo polskie; - stadium południowe,- stadium warty,-interglacjał emski(130-150tyś. lat) 4.Zlodowacenie bałtyckie;- faza leszczyńska,- faza poznańska,- faza pomorska, interglacjał holoceński.

Zlodowacenie południowo polskie rozpoczęło sięprzed ok. 730 tyś lat. Osady jego sięgają północnych zboczy Sudetów Sudetów Karpat. Osady tego glacjału zostały silnie zanieczyszczone w czasie długotrwałych procesów erozyjnych erozyjnych denudacyjnych. Denudacyjnych interglacjale wielkim pojawia się roślinność roślinność świat zwierzęcy (mamuty, nosorożce, niedźwiedzie jaskiniowe). Zlodowacenie środkowo polskie zaznacza się pagórkami moren czołowych, jakkolwiek zostały one już znacznie zniszczone. W okresie tego zlodowacenia wyróżnia się dwa stadia: południowe i warty. Zlodowacenie północnopolskie- poszczególne stadia fazy zlodowaceń odznaczają się pasmami moren czołowych, utworami moreny dennej i rozległymi obszarami utworów wodno-lodowcowych wodnolodowcowych rzeczno-lodowcowych.

PRADOLINY

Pradolina lodowcowa utworzone zostały przez rzeki płynące wzdłuż czoła lodowca.W okresie zlodowacenia plejstoceńskiego na terenach Polski i północnej części Niemiec powstał cały system pradolin.Wody spływające z południa i północy topniejącego lodowca łączyły się i razem równolegle do czoła lodowca spływały potężną rzeką ku zachodowi. Pradoliny wypełnione są osadami rzecznymi, warstwowanymi. Przy dnie znajduje się materiał grubszy-rumosz, żwir prze4chudzący kupo wierzchni w pospółki i piaski grube, średnie pokryte często od góry młodymi osadami rzecznymi.

Przed czołami kolejnych postojów lądolodu uformowała się równoleżnikowa sieć pradolin, którymi wody odpływały w kierunku zachodnim. Najstarsza dolina to wrocławsko-magdeburska - stadium warty. Łączy ona odrę z Łabą przez Dolne Łóżyczę i Czarną Elsterę. Za Magdeburgiem przechodzi w dolinę Wezery. Pradolina barycko-głogowska - faza leszczyńska. Zaczyna się nad Baryczą. Pradolina warszawsko-berlińska - faza poznańska. Płynęła niewielka rzeka z pod Wilna do Hamburga. Pradolina toruńsko-eberswalska - faza pomorska łączy się z poprzednią koło Berlina. Najmłodsze pradoliny: Łeby i Redy, Słupi, Radwy i Parsęty, powstałe po regresji lądolodu fazy pomorskiej na Pomorzu. Pradoliny wykorzystywane są przez współczesne rzeki, są warstwami zasobnymi w wodę.

FORMY AKUMULACJI LODOWCOWEJ:

MORENY CZOŁOWE-przedstawiają się jako zespół pagórków uszeregowanych w w ały lub grzbiety ciągnące się łukami równolegle do danego skraju jęzorów lodowcowych. Materiał moreny czołowej składa się z piasku, żwirów, głazów i gliny, chaotycznie pomieszanych i pozbawionych uwarstwienia. Moreny prostopadle ustawione do lodowca. Materiał akumulacji lodowcowej nosi nazwę zwałowego.

MORENY DENNE-powstają z materiału gromadzonego w spodzie lodowca. Materiał pochodzi częściowo z gruzu skalnego, który z powierzchni lodowca dostaje się na jego dno. Materiał ten wskutek dużego ciśnienia lodu i wzajemnego ocierania się ulega zaokrągleniu i ścieraniu, przy czym wytwarzają się duże ilości gliny. Po stopnieniu lodowca materiał transportowany w dnie lodowca zostaje odłożony i pokrywa cały teren na którym się znajdował. Zbudowane są z gliny zwałowej z zawartością rumoszu i głazów skalnych.

MORENA BOCZNA-są to wały które tworzą się wzdłuż jęzora lodowcowego

DRUMLINY-powstają w wyniku niszczenia moreny dennej i bocznej przez ponownie przesuwający się lodowiec. Są to elipsowate, podłużne wzgórza, które są ułożone równolegle do ruchu lodowca. Zbudowane z gliny zwałowej lub zew żwirów i muchomorów muchomorów piasków pokrytych płaszczem gliny.

OZY-powstają w wyniku akumulacji pisaku i żwiru nie muchomoru przez strumienie płynące pod lodowcem są to doliny o stromych zboczach prostopadłe do moren a równoległe do ruchu lodowca.

SANDRY-utworzone z piasków. Pisaki wyniesine są przez strumień strumień lodowca, mają formę stożkową, jeż Eli się połączą tworzą tak zwane pola sandrowe. Miąższość tych osadów fluwioglacjalnych zmniejsza się w miarę oddalania od moren czołowych

HISTORIA ZIEMII

Czwartorzęd-jest w erze kenozoicznej .Dzieli się na:

a)holocen (0.0011 mln lat temu do wczoraj)-ustąpienie lodowców; powstanie Bałtyku; klimat stosunkowo stabilny;najcieplejszy od 100 tys lat;

b)plejstocen(1,8-0,0,11 mln lat temu)-lodowce kształtują rzeźbę wielkich obszarów ziemii; poziom mórz wykazuje duże wahania(stąd min. Pomosty łączące Azję z Ameryką); powstaje przesmyk panamski;

surowce mineralne czwartorzędu-lessy:Chiny, płd.Polska, Krórzewniki; iły, gliny, piaski żwiry muchomory, torf:Polska północna i środkowa, Legnica, Kamieniec Ząbkowicki

Trzeciorzęd-jest w erze kenozoicznej.

a)pliocen(5,3-1,8 mln lat temu)-otwiera się cieśnina Beringa; ok. 3 st Celsjusza cieplej niż obecnie, ale się obniża,

b)miocen(24-5,3)-pierwsze lodowce w rejonach polarnych(Antarktyda zlodowacona), ok. 17 mln lat temu zderzenie Afryki i Eurazji.

c)oligocen(34-24)-klimat ciepły, stabilny, średnia temp oceanu wyższ o 7 C niż obecnie.

d)eocen(55-34)-przerwanie kontaktu Eurazji z Afryką w okolicach Grenlandii i oddzielenie Antarktydy od Australii, zderzenie Indii z Azją(45 mln temu)

e)paleocen(65-55)-powstanie Eurazji, ponad 10 c cieplej niż obecnie ale chłodniej niż w mezozoiku, ożywiony wulkanizm, między innymi w północno zachodniej europie.

Surowce mineralne trzeciorzędu-węgiel brunatny:Niemcy, Ameryka PN, Kołbaskowo, Moszczanka, Bełchatów, Konic, Kunice, Turoszów ; sól kamienna:Wieliczka, Bochnia, żory, Rybnik ; siarka:tarnobrzeg, machów; gipsy:Pińczów ; ropa naftowa i gaz ziemny:Tora Obora, Karpaty i kotlina sandomierska.

Spadek krytyczny - przy ruchu wody w gruncie powstaje opor tarcia wody o czasteczki gruntowe, na pokonanie tego oporu musi być uzyta hydrauliczna roznica cisnien wody dzialajacych na przednia i tylna sciane rozpatrywanego elementu gruntu. Sila cisnienia wody wywierana na czastki gruntowe zawarte w jednostce objetosci wynosi p_s=P_s/V=i*gamma=h_w*gamma_spływowe;ps-cisn; splywowePs-parcie splywowe; v-objetosc gruntu i-spadek hydrauliczny Ps=ps*V=i*gamma_w*V Sile te nazywamy cisnieniem splywowym(hydrodynamicznym)liczbowo rowna sie iloczynowi spadku hydraulicznego i ciezaru wlasciwego wody. Kierunek dzilania tej sily jest tsyczny do linii przeplywu(liniii pradu). Jest to sila objetosciowa, ma miano kN/m3.

Cisnienie spywow-rowna się ciezarowi objetosciowemu szkieltu gruntowego pod woda czyli (i=1), nazywa się krytycznym cisn splywowym a spadek hydrauliczny spadkiem krytycznym. Przy wykonywaniu wykopow w piaskach w celu zabezpieczaenia warstwa piasku prze dpowstaniem loklnych przebic gruntu należy przestrzegac warunku ps<=gamma prim/F, gdzie F>=2.5Spadek hydrauliczny-silami czynnymi wywolujacymi ruch cieczy sa sila ciezkosci isila cisnienia. Prawo Darcy'ego -na podst badan laboratoryjnych w pionowym cylindrze wypelnionym piaskiem stwierdzil ze natezenie przeplywu Q jest proporcjonalne do powierzchni przekroju przeplywu i roznicy wysokosci piezometrycznych a odwrotne proporcjonalne do dlugosdci przeplywu. Q=k*F*(h1-h2)/dl=-kFdh/dl=kFI.spadek hydrauliczny I=dh/dl Przepuszczalnosc- wlasciwosc zwiazna z porowatoscia skal. Pory gruntu lacza się w skomplikowane uklady twrzac kanaliki które traktowac można jako naczynai kapilarne, kapilary te umozliwiaj przemieszczanie się cieczy pod wplywem sily ciezkosci lub roznicy cisnien. Oraz zatrzymanie przez skale pewnej ilosaci cieczy silami kapilarnymi. Stopien przepuszczalnosci zalezy przede wszystkim od wymiarow porow , im pory sa wieksze tym ciecz latwiej przenika przez skal. Grunty gruboziarniste uwazac będziemy za dobrze przepuszczalne a drobnozairniste za slabo lub praktycznie nieprzepuszczalne. Gdy mowimy o nieprzepuszczalnosci jakiejs skaly dla wody nie dotyczy to niepzrepuszczalnosci absolutnej lecz wzglednej przy zweyklym naturalnym cisnieniu. Predkosc rzeczywista -woda przeplywa kanalikami porowymi z pewna predkoscia która wynika z czasu potrzebnego na pokonanie rzeczywistej drogi przeplwu cieczy miedzy przekroajmi a-b. Predkosc skuteczna - rzeczywisty tor po jakim porusza się czasteczka wody jest technicznie niepomierzalny, praktycznie wyznaczyc można predkosc bedaca stosunkiem poziomej odleglosci miedzy przekroajmi a i b a czasem t. Srednia predkos skuteczna vs -może być zdefiniowana jako objetosc wody Vw przesaczaajcej się prze powierzchnie przekroju porow Fp=m*F w jednsotce czasu.vs=objetosc wody/mFt. Gdzie m-wspolczynnik porowatosci przekrojowej, m=Fp/F. Predkos skuteczna można pomierzyc przy uzyciu odpowiednich wskaznikow(traserow)

Predkosc filtracji v_f -definiuje się jako stosunek objetosci wody Vw przesaczajacej się przez prostopadly do kierunku przeplwu przekroj F w jednostce czasu. Vf=Vw/Ft. Vf=m*vs. prwedksoc filtracji jest wielkoscia fikcyjna gdyz dla jej obliczenia przyjeto ze przeplyw odbywa sie przez calkowiat apowierzchnie przekroju F, w rzeczywistosci woda przeplywa tylko przekrojem czynnych porow. Dla ziarn zblizonych do kulistych przyjmuje się ze porowatrosc przekrojowa zblizona jst do porowatosci objetosciowej.m=n. Mozena wiec zapisac ze vf=m*vs=n*vs. Infiltracja efektywna; *infiltracja skuteczna
Część wód pochodzšcych z opadów atmosferycznych, która po pomniejszeniu objętości zwišzanej ze spływem powierzchniowym ewapotranspiracjš oraz procesem wišzania siłami molekularnymi z ziarnami gruntu w strefie aeracji przedostaje się do strefy saturacji i zasila wody podziemne. Infiltracja Infiltracja
Wsiškanie wody pochodzšcej z opadów atmosferycznych, z cieków i zbiorników powierzchniowych oraz z kondensacji pary wodnej z powierzchni terenu do strefy aeracji , a następnie (po oddaniu części tych wód do atmosfery Ewapotranspiracja ) przesšczanie do strefy saturacji . Infiltracja efektywna . Infiltracja może być również wywołana sztucznie. Infiltracja sztuczna . Wielkość infiltracji wyrażana jest w dm³ x s^-1 x km^-2 lub w mm SK

Przepuszczalność, przepuszczalność hydrauliczna skał
Właściwość utworów skalnych określajšca ich zdolność do przewodzenia cieczy lub gazu. Ilościowo przepuszczalność wyrażana jest współczynnikiem przepuszczalności TB i DM

Przepuszczalnisc wzgledna
W ośrodku nienasyconym lub wielofazowym stosunek jego aktualnej przepuszczalności do przepuszczalności przy pełnym nasyceniu lub przy jego nasyceniu tylko jednš danš fazš. Wyrażana być może jako wartość względna z przedziału (0,1) np. ze stosunku współczynników filtracji ośrodka częściowo nasyconego i nasyconego, zależna istotnie od stopnia nasycenia skały TM

Przesączanie
Przepływ ruch wody pionowy przez stefę aeracji zwišzany z wsiškaniem i infiltracjš. Terminy przesiškanie i przeciekanie zachowuje się dla ruchu wody w strefie saturacji AK Przesiąkanie, przeciekanie
Przepływ ruch wody podziemnej pionowy. W szerokim znaczeniu obejmuje przesšczanie w strefie aeracji oraz przesiškanie właściwe w strefie saturacji (przesiškanie, przeciekanie w węższym znaczeniu). P. międzypoziome jest wywołane przez różnicę ciśnień, odbywa się od części zbiornika o słabszej przepuszczalności (odpływ z przesiškania - out) do części o lepszej przepuszczalności. Zwykle jest to pionowy przepływ przez utwory słabo przepuszczalne (dopływ z przesiškania - into). P. wewn ętrzne to przepływ wody z porów do szczelin, kawern krasowych lub z drobnych szczelin (mikroszczelin) do szerszych szczelin kawern. Zachodzi w
utworach o niejednorodnej przestrzeni hydrogeologicznej (porowo-szczelinowej, szczelinowej o zróżnicowanej szerokości szczelin, szczelinowo-krasowej). Współczynnik filtracji pionowej AK Współczynnik przepuszczalności, przepuszczalność, przepuszczalność wewnętrzna k_p
Parametr wyrażajšcy przepuszczalność samego ośrodka porowatego niezależnie od właściwości płynu. Fizycznie wyraża objętość płynu o jednostkowej lepkości kinematycznej, który w jednostce czasu, pod wpływem jednostkowego gradientu potencjału ciśnienia przepływa przez jednostkowy przekrój ortogonalny do kierunku przepływu. Jednostkš w. p. jest darcy. Parametr stosowany w dynamice płynów niejednorodnych: ropy, gazów i wód mineralnych.
Wymiar: k_p = [L²]. Jednostki: da, mda, de, cm², m². ( Darcy) TM Gradient hydrauliczny, spadek hydrauliczny grad H, I

Różnica wysokości hydraulicznej między dwoma punktami położonymi na jednej linii pršdu (na kierunku maksymalnego spadku) w warstwie wodonośnej, przypadajšca na jednostkowš odległość między tymi punktami:
grad H = - H/L  -(H₂ -H₁)/L = I
Wymiar: grad H = [1], I = [1] Gradient TM

Prędkość efektywna, prędkość rzeczywista U_E
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

Prędkość filtracji; ^*prędkość przesączania v
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

Prędkość filtracji krytyczna
Wartość prędkości filtracji, powyżej której ruch wody podziemnej ( filtracja) nie podlega liniowemu prawu Darcy’ego i nie przestaje być filtracjš liniowš i przechodzi w obszar filtracji postlinearnej, przy której straty zależš od prędkości filtracji w potędze wyższej niż jeden TM

Prędkość infiltracji W
Prędkość filtracji pionowej wody w strefie aeracji, zależna od wartości współczynnika przepuszczalności względnej, zależnej od nasycenia strefy aeracji. W praktyce często przyjmuje się, że jest równa średniej wartości współczynnika filtracji pionej k’.
Wymiar: W = [ LT^-1]. Jednostki: m/d, m/a TM

Prędkość wlotowa (dopuszczalna) do studni
Dopuszczalna prędkość, przy której nie następuje wnoszenie do studni drobnych ziarn.

Geologia historyczna - pojęcia

3

---