WARSTWA WODONOŚNA – warstwa, która posiada zdolność do
gromadzenia, przewodzenia i oddawania wody wolnej (dzięki porowatości i
szczelinowatości). Warstwa wodonośna obejmuje środ. skalne wraz z wyst. w
nim wodą.
• Warstwa wodonośna swobodna– jest to warstwa oddzielona od dołu warstwą
nie przepuszczalną a od góry zwierciadłem wody;
• Warstwa wodonośna napięta – od dołu i od góry ograniczona warstwą
nieprzepuszczalną. Skały wodonośne posiadają pewne cechy fiz. dzięki którym
nabierają one własności hydrogeologicznych (porowatość, szczelinowatość,
kawernistość, struktura, tekstura, skład granulometryczny, krasowatość) stałe
albo zmienne, pierwotne albo wtórne.
CECHY GEOLOGICZNE SKAŁ

1. POROWATOŚĆ. Współczynnik porowatości

V

V

n

p



Wskaźnik porowatości

z

p

V

V

e



Współczynnik porowatości efektywnej – stosunek obj. porów komunikujących

się ze sobą do obj. całej skały.

V

V

n

e

e



Klasyfikacja porów w skałach: nadkapilarne; kapilarne; subkapilarne.
Podział skał pod względem wielkości wsp. porowatości
• nieporowate n < 1%;
• małoporowate 1% < n < 5%;
• średnioporowate 5% < n < 15%;
• porowate 15% < n < 30%;
• bardzo porowate n > 30%.
2. SZCZELINOWATOŚĆ I KRASOWOŚĆ

Współczynnik gęstości szczelin

F

l

α



Współczynnik szczelinowatości β

F

l

b

β

s





3. SKŁAD GRANULOMETRYCZNY – POSZCZEGÓLNA
ZAWARTOŚĆ POSZCZEGÓLNYCH FRAKCJI (ZIARN W SKALE).
• frakcja kawernista > 25 mm;
• frakcja żwirowa 25 – 2 mm;
• frakcja piaskowa 2 – 0,05 mm;
• frakcja pyłowa 0,05 – 0,002 mm;
• frakcja iłowa < 0,002 mm.
Średnica miarodajna HASEN – dowolną skałę o różnych ziarnach można
zastąpić skałą złożoną z ziarn skalistych o jednorodnej średnicy, będą miały tą
samą przepuszczalność.

Wsp. niejednorodności uziarnienia skał

10

60

d

d

U



• skały ziarniste U < 5;
• skały nierównoziarniste 15 > U > %;
• skały bardzo nierównoziarniste U > 15.
4. PRZEPUSZCZALNOŚĆ
• przepuszczalność absolutna; • przepuszczalności względne;
• przepuszczalności efektywne;
• wodoprzepuszczalności (wsp. filtracji).
Przepuszczalność skał oznacza zdolność skał do przewodzenia cieczy i
gazów w określonych warunkach środowiska skalnego, temp i spadku
ciśnienia. Miarą przepuszczalności skał względem płynów jest współczynnik
przepuszczalności. Określa on zdolność do przewodzenia płynów niezależnie
od ich rodzaju i własności przy jednostkowym spadku hydraulicznym.
Współczynnik przepuszczalności charakteryzuje przepuszczalność skał
niezależnie od rodzaju cieczy (własności płynów). Współczynnik
przepuszczalności decyduje o wielkości współczynnika filtracji.
W układzie SI jednostką przepuszczalności jest 1 m

2

. Ośrodek porowaty ma

przepuszczalność 1 m

2

, jeżeli przez przekrój tego ośrodka o powierzchni 1 m

3

jednorodnej cieczy o lepkości 1 niutonosekundy na metr kwadratowy, przy
ruchu laminarnym w ciągu 1 sekundy na odległość 1 m, przy gradiencie
ciśnienia 1 niutona na metr kwadratowy. 1m

2

= 1.02·10

12

darcy.

W układzie C G S jednostka przepuszczalności jest I cm

2

i I Dar cv. Ośrodek

porowaty ma przepuszczalność l darcy. jeśli prze: przekrój lego ośrodka o pow.
1 cm

2

przepływa 1 cm

3

Jednorodnej cieczy o lepkości 1 cP przy ruchu

laminarnym w ciągu l s na odległości l cm przy gradiencie ciśnienia
wynoszącym 1 atm.
l darcy = 9,8697 • 10

-9

cm

2

Podział skał ze względu na wielkość współczynnika przepuszczalności
absolutnej:
• 1,0 - 10 mD dostateczna; • 10 - 100 mD dobra; • 100 - 1000 mD bardzo
dobra; • Skały o przepuszczalności < l mD traktujemy jako nieprzepuszczalne.
WSPÓŁCZYNNIK WODOPRZEPUSZCZALNOŚCI

(WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI) K:

k

η

γ

K





WODOCHŁONNOŚĆ

Wsp. wodochłonności W:

%

100

V

V

W

ww





lub

V

V

W

ww



Wskaźnik nasycenia ε

w

:

p

ww

w

V

V

ε



ODSĄCZALNOŚĆ

Współczynnik odsaczalność

p

wo

V

V

μ



lub

100

V

V

μ

wo





Odsaczalność jednostkowa - ilość wody, jaką oddaje 1 m

3

skały nasyconej

wodą.
Współczynnik odsaczalności sprężystej (μ) - wielkość określająca ilość wody,
która przy jednostkowym spadku naporu może być uzyskana w wyniku
rozprężania warstwy naporowej.
Przewodność hydrauliczna (wskaźnik wodoprzewodności)
warstwy T:
Wskaźnik wodoprzewodności T określa stopień zdolności skal wodonośnych
(lub całych kompleksów wodonośnych) do przewodzenia wody. Liczbowo
wyraża on ilość wody przepływającej w jednostce czasu przez warstwę
wodonośną o miąższości 1m, na szerokości 1m przy spadku hydraulicznym
równym jedności i równy jest iloczynowi współczynnika filtracji i miąższości
warstwy wodonośnej. T = K •m.
METODYKA OZNACZANIA ORAZ PROGNOZOWANIA PARA-
METRÓW HYDROGEOLOGICZNYCH SKAŁ
METODY OZNACZANIA WSPÓŁCZYNNIKA POROWATOŚCI
1. Metody laboratoryjne:
a} przez zanurzanie próbki w cieczy:
b} przez określenie jej gęstości;
c) pomiar za pomocą gazu..
2. Metody geofizyki wiertniczej:
a) w oparciu o pomiary elektrometrii wiertniczej (PO);
b) pomiary radiometrii wiertniczej (PNG, PGG, PNN);
c) profilowanie akustyczne (prędkości) (PAP).
METODY OZNACZANIA WSPÓŁCZYNNIKA
PRZEPUSZCZALNOŚCI
Metody laboratoryjne:
a) w oparciu o analizę uziarnienia skał okruchowych, której parametry
pozwalają na zastosowanie wzorów empirycznych (tj. wzorów
granulometrycznych):
b) za pomocą przepuszczalnomierzy (permeametrów) z użyciem wody lub
powietrza.
2. Metody polowe (dot. wyznaczania wsp. filtracji i fluacji):
a) w oparciu o wyniki pompowań badawczych (krótkotrwałych lub
długotrwałych);
b) na podstawi zalewania studni (otworów) wierconych, szybików etc;
c) na podstawie wzniosu wody podziemnej w studni;
d) w wyniku opróbowania otworu przy pomocy próbnika złoża.
3. Metody geofizyki wiertniczej:
a) ocena przepuszczalności skal na podstawie gradientu oporności:
b) ocena przepuszczalności skal na podstawie φ i S

wi

.

METODYKA OKREŚLANIA WSP. ODSĄCZALNOŚCI.

1. Metody laboratoryjne np.

V

V

n

μ

zw





2. Metody polowe tj. metody próbnego pompowania:

a). metoda W.O Clarka

R

p

V

V

μ



b) metoda A. Vilberta

2

R

t

K

H

20

,

3

μ









3. Metody przybliżone:

a) wzór A. Biecińskiego

7

K

117

,

0

μ



b) wzór B. Kozerskiego

2

U

10

d

6

,

1

e

21

,

0

303

,

0

μ







OCENA WŁAŚCIWOŚCI HYDROGEOLOGICZNYCH SKAŁ W
OPARCIU O POMIARY GEOFIZYKI WIERTNICZEJ
1. wyznaczenie wsp. porowatości skał φ
a) profilowanie akustyczne.
b) profilowanie gęstościowe (gamma – gamma);
c) profilowanie neutronowe;
d) profilowanie oporności;
e) określenie litologii i porowatości skał
• korelacyjny wykres krzyżowy gęstościowo – neutronowy;
• korelacyjny wykres krzyżowy akustyczno – gęstościowy;
• korelacyjny wykres krzyżowy akustyczno – neutronowy.
f) profilowanie porowatości wtórnej.
2. Wyznaczenie wsp. nasycenia skał wodą S

w

.

3. Wyznaczenie wsp. nasycenia resztkowego skał wodą S

wi

.

4. Wyznaczanie wsp. przepuszczalności absolutnej skał k.
5. Określenie wsp. filtracji K.
6. Wyznaczenie wsp. przepuszczalności fazowych dla wody k

w

i pary wodnej

k

p

.

PŁYNY ZŁOŻOWE: WODA, ROPA NAFTOWA l GAZ ZIEMNY
• Własności fizyczne wód podziemnych
• Stan bakteriologiczny wód podziemnych
• Występowanie gazów w wodach podziemnych
• Skład chemiczny wód podziemnych
• Klasyfikacja wód podziemnych
• Ropa naftowa l gaz ziemny - krótka charakterystyka na tle genezy, migracji i
akumulacji.
WŁASNOŚCI FIZYCZNE WÓD PODZIEMNYCH
Masa cząsteczkowa wody (H2O): 18,016;
Maksymalna gęstość (przy ciśnieniu l atm) przy temp. 3,98°C: 1,000000
g-cm

3

;

Wsp. lepkości dynamicznej przy temp. 0° C: 1,792 cP; 20° C: 1,005 cP;
20,2°C: 1,000 cP.
Temp. zamarzania (przy ciśnieniu l atm): 0,00°C;
Temp. wrzenia (przy ciśn. l atm): 100°C
Temp. krytyczna: 374,1°C;
Ciśnienie krytyczne: 218,5 atm;
Gęstość właściwa lodu: 0,9168 g·cm

3

.

WŁASNOŚCI FIZYCZNE;
- Ściśliwość wody
- Ciężar właściwy
- Lepkość – miara tarcia wewnętrznego, jakie powstaje w trakcie przesuwania
się wzgl. siebie warstewek płynu, zależy od: ciśnienia, mineralizacji, temp.
- Przewodnictwo elektryczne – odwrotność oporu elektrycznego.
- Temperatura.
- Mętność i przezroczystość.
- Barwa wody: - rzeczywista: występowanie cząstek soli mineralnych; –
pozorna: kolidalne cząstki.
- Zapach wody – związany z wyst. związków gnilnych w wodzie.
- Smak wody.

ŚCIŚLIWOŚĆ WODY:

p

Δ

V

β

V

Δ

w









; gdzie: ∆V - zmniejszenie

się objętości wody pod wpływem przyrostu ciśnienia w cm

3

; V - objętość

pierwotna wody w cm

3

; ∆p - przyrost ciśnienia w kG/cm tj. w at; β

w

-

współczynnik ściśliwości rzeczywistej wody.
SMAK WODY:
• słony - wywołany chlorkiem sodu;
• gorzki - wywołany siarczanami magnezu i sodu;
• alkaliczny - wywołany węglanem sodu;
• kwaśny - wywołany ałunami.
STAN BAKTERIOLOGICZNY WÓD
• Miano coli – ilość cm3 przypadających na jedną pałeczkę okrążnicy: > 50 jest
czysta biologicznie; 50 – 10 skażona bakteriologicznie do celów pitnych
indywidualnych; 10 – 1 do celów technologicznych; < 1 nie nadaje się do
niczego.
• Indeks coli – ilość pałeczek okrężnicy w 1 litrze wody.
Bakterium coli – bakteria wskaźnikowa, jeśli ona jest to woda jest skażona, bo
wtedy są też inne bakterie jak jej nie ma to też innych niema.
WYSTĘPOWANIE GAZÓW W WODACH PODZIEMNYCH
• Dwutlenek węgla, (CO

2

);

• Tlen (O

2

);

• Siarkowodór (H

2

S);

• Metan (CH

4

).

WŁASNOŚCI CHEMICZNE
• Mineralizacja wody;
• Główne składniki chemiczne;
• Sposoby wyrażania mineralizacji i składu chemicznego;
• Najważniejsze wskaźniki hydrochemiczne.
MINERALIZACJA OGÓLNA WODY: ogólna ilość rozpuszczonych w
wodzie substancji mineralnych.
1) wody zwykłe zwane normalnymi lub słodkimi, których ogólna mineralizacja
jest niniejsza niż 0,5 g/l;
2) wody o podwyższonej mineralizacji zwane akratopegami, których ogólna
mineralizacja wynosi 0,5 - 1,0 g/l;
3) wody mineralne, których ogólna mineralizacja wynosi ponad 1 g/l.
GŁÓWNE SKŁADNIKI CHEMICZNE:
• Jon wodoroweglanowy (HCO

3

) – wody płytkie, powszechny, łączy się z

jonami wapni, magnezu, żelaza;
• Jon chlorkowy (Cl

-

) – wody głębokie i w dużych ilościach, łączy się z jonem

sodu, żelaza potasu;
• Jon siarczanowy (SO

4

2-

) – błoto, bagna, złoża anhydrytów łączy się z jonami

wapnia;
• Jony NO

3

-

, NO

2

-

, NH

4

+

;

• Jon wapnia (Ca

2+

) – wody płytkie, łączy się z jonami wodorowęglanowymi i

siarczanowymi;
• Jon magnezu (Mg

2+

) – wody płytkie, łączy się z jonami wodorowęglanowymi

i siarczanowymi, złoża gipsów, anhydrytów;
• Jon sodu (Na

+

);

• Jon potasu (K

+

)

• Jony żelaza (Fe

2-

, Fe

3+

) i jon manganu (Mn

2+

).

SPOSOBY WYRAŻANIA MINERALIZACJI I SKŁADU
CHEMICZNEGO WÓD:
Wyniki analizy chemicznej wód przedstawia się w postaci jonowej, a ta z kolei
przedstawia się w postaci wagowej, równoważnikowej oraz w procentach
równoważników, tj. w: mg/1, mval/l oraz w %.
Postać ogólna zapisu M. G. Kurłowa:

TD

kationy

aniony

SpGM

gdzie: Sp – oznacza składnik specyficzny (g/l);

G – gaz (w g/l);
M – ogólna mineralizacje (w g/l), aniony i kationy w % mval;
T – temp. w °C:
D – wydajność wody.
Graficzne sposoby przedstawiania składu chemicznego wód:
- sposób (wykres) Schoellera;
- wykres H.A. Stiffa;
- diagramy słupkowe i kołowe (np. Rodgersa) etc.
NAJWAŻNIEJSZE WSKAŹNIKI HYDROCHEMICZNE: Są to ilościowe
wsp. skł. chem. wód. Służą do określania genezy wód i do porównywania ze
sobą wód o różnej mineralizacji.
• Wskaźnik chlorkowo-bromkowy: Cl

-

/Br

-

• Wskaźnik desulfatyzacji: SO4

2-

/(SO

4

2-

+ Cl

-

);

• Wskaźnik metamorfizmu wód: rNa

+

/rCl

-

;

• Ponadto wskaźniki: Ca

2+

/Sr

2+

; rNa

+

/rK

+

; rCa

2+

/rMg

2+

; rCl

-

/rHCO'

3

; rCl/rSO

4

2-

i

rSO

4

· 100/rCl.

KLASYFIKACJA WÓD PODZIEMNYCH
• Klasyfikacja wód podziemnych wg składu chemicznego;
• Klasyfikacja wód podziemnych wg genezy (pochodzenia);
• Klasyfikacja wód podziemnych na podstawie warunków ich występowania
(w stosunku do złoża węglowodorów).
KLASYFIKACJA WG SKŁADU CHEMICZNEGO:
• Wody pitne: klasyfikacja Ch. Palmera, S. A. Szczurkariewa i O. A. Alekina;
• Wody mineralne: klasyfikacja W. A. Aleksandrowa
• Wody towarzyszące ropie: klasyfikacja W.A. Sulina.
KLASYFIKACJA WÓD PODZIEMNYCH WG GENEZY
(POCHODZENIA):

• wody infiltracyjne – opadowe;
• wody kondensacyjne (zw. ze skraplaniem pary wodnej);
• wody juwenilne (zw. z procesami magmowymi);
• wody reliktowe (sedymentacyjne), odizolowane od wód powierzchniowych.
KLASYFIKACJA WÓD ZŁOŻOWYCH NA PODSTAWIE
WARUNKÓW ICH WYSTĘPOWANIA (W STOSUNKU DO ZŁOŻA
WĘGLOWODORÓW):
• wody podścielające;
• wody okalające;
• wody górne (powyżej złoża, oddzielone od niego warstwa
nieprzepuszczalna);
• wody dolne (poniżej złoża, oddzielone od niego warstwa nieprzepuszczalna);
• wody pośrednie = śródzłożowe (występujące pomiędzy warstwami
roponośnymi).
ROPA NAFTOWA I GAZ ZIEMNY
KLASYFIKACJA W. A. SULINA PODZIAŁ WÓD ZE WZGLĘDU NA
SKŁAD CHEMICZNY ORAZ STOPIEŃ METAMORFIZMU SULIN):
a) typ wodoroweglanowo-sodowy (HCO3- - Na+ ) – wody górnej strefy
basenów osadowych (infiltracyjne), wody nieperspektywistyczne, ropy i gazu
nie ma.
b) typ wodoroweglanowo-sodowy (HCO3- - Na+ ) – wody górnej strefy
basenów osadowych (infiltracyjne), wody nieperspektywistyczne, ropy i gazu
nie ma.
c) typ siarczanowo-sodowy (SO

-2

- Na+)– wody strefy przejściowej, aktywna

wymiana, odizolowane od wód powierzchniowych.
d) typ chlorkowo-magnezowy (Cl - Mg) – wody strefy przejściowej
zmetamorfizowane, odizolowane od wód powierzchniowych.
d) typ chlorkowo-magnezowy (Cl - Mg) – wody strefy przejściowej
zmetamorfizowane, odizolowane od wód powierzchniowych.
e) wody typu chlorkowo – wapniowego (Cl – Ca) – wody sedymentacyjne,
reliktowe, zupełnie odizolowane od wód powierzchniowych, występuje tam
ropa i gaz.
1. klasa Cl - Ca I przy rNa : rCl > 0.85 – nieperspektywistyczne;
2. klasa Cl - Ca II przy rNa : rCl = 0.85 - 0,75 – mało;
3. klasa Cl - Ca III przy rNa : rCl =0,75 - 0.65 – średnio;
4. klasa Cl - Ca IV przy rNa : rCl =0,65 - 0.50 – perspektywistyczne;
5. klasa Cl - Ca V przy rNa : rCl < 0,50 – bardzo perspektywistyczne.
Przy dodatkowych wskaźnikach perspektywiczności:
- Jod (J) powyżej > 5 mg/l;
- Brom (Br) powyżej > 350 mg/l;
- Stosunek Cl/Br < 300;
- wskaźnik rSo

4

·100/rCl < 1.

DYNAMIKA WÓD PODZIEMNYCH
1. Określenia podstawowe

PRĘDKOŚĆ FILTRACJI

F

Q

ν



gdzie: ν – prędkość filtracji w [m/s]; Q

– natężenie przepływu w [m

3

/s]; F – powierzchnia przekroju w [m

2

].

LOKALNA PRĘDKOŚĆ FILTRACJI

d F

d Q

ν





RZECZYWISTA ŚREDNIA PRĘDKOŚ PRZEPŁYWU WODY W

PORACH ν

r

e

n

ν

ν



WYSOKOŚĆ HYDRAULICZNA (NAPÓR, WYSOKOŚĆ NAPORU) –
wys. naporu w danym pkt. strumienia wody jest to suma położenia tego pkt.
nad przyjętym poziomem odniesienia oraz wysokości ciśn. piezometrycznego
w tym pkt. wyrażonej słupem wody.

γ

p

z

H





gdzie:H- wysokość hydrauliczna w punkcie M w [m]; z -

wysokość położenia punktu M nad poziomem porównawczym 0-0 w [m];p -
ciśnienie w [N/m

2

];y - ciężar właściwy wody podziemnej w [N/m

3

];P/γ -

wysokość ciśnienia piezometrycznego w punkcie M w [m].
WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI K jest miarą wodoprzepuszczalności skały
określającą zgodnie z liniowym prawem Darcy’ego relację między spadkiem
hydraulicznym a prędkością filtracji. Zależy on od własności skały oraz od
własności wody podziemnej.
WSPÓŁCZYNNIK PRZEPUSZCZALNOŚCI K – określa
przepuszczalność skał bez uwzględnienia własności płynów złożowych.

k

η

γ

K





HYDROIZOHIPSY – są to linie łączące pkt. o jednakowych wartościach
naporów hydraulicznych odniesionych do poziomu morza. h =const.
LINIE PRĄDU – są to linie, do których wektory prędkości elementów cieczy

są styczne. Są to tory, po których poruszają się cząstki cieczy.

0

n

h







, n –

kierunek prostopadły do linii prądu. Linie prądu z hydroizohipsami tworzą
siatkę hydrauliczną.

SPADEK HYDRAULICZNY I – strata naporu przypadająca na jednostkę

drogi filtracji

l

Δ

h

Δ

I

śr



.

OGÓLNE PRAWA RUCHU WÓD PODZIEMNYCH
• ruch laminarny (warstewkowy). - proces filtracji wód podziemnych;
• przepływ turbulentny (burzliwy) - proces fluacji;
• ruch wody w ośrodku skalnym może mieć charakter ustalony, jeżeli rozkład
ciśnień, prędkość i kierunek filtracji nie zmieniają się w czasie;
• jeżeli elementy strumienia wód podziemnych są zmienne w czasie - to
przepływ ma charakter nieustalony.

PRAWO DARCY’EGO

F

l

Δ

h

Δ

K

Q



lub Q = KIF,

I

K

F

Q

ν







; gdzie: ν – prędkość filtracji w [m/s]; I – spadek hydrauliczny w ułamku
jedności; K – współczynnik filtracji w [m/s].
WZÓR SZCZEŁKACZEWA na liczbę krytyczną Re:

ν

k

ν

n

10

Re

3

,

2





; gdzie: ν – wsp. lepkości kinematycznej.

NIELINIOWE PRAWA FILTRACJI
WZÓR PRONEGO – FORCHEIMERA – ogólne równanie, opisuje
zarówno przepływ laminarny jak i turbulentny I = aν + bν2; gdzie a – parametr
zależący od lepkości cieczy; - parametr zależący od gęstości cieczy, siły
masowe.

a) przepływ laminarny (liniwy) prawo Darcy’ego ν = KI.
b) przepływ turbulentny (nieliniowy) Prawo Chezy – Krasnopolskiego ν =
K

f

I

0,5

; K

f

– wsp. fluacji.

c) przepływ mieszany (filtracja mieszana) – prawo Smrekera – Missbacha ν =
K’I

1/b

; gdzie K’ – wsp. filtracji nieliniowej; b = 1-2. dla celów praktycznych

przyjmuje się b = 3 – 2.
KLASYFIKACJA OGÓLNYCH RÓWNAŃ FILTRACJI
I. RUCH USTALONY, OŚRODEK POROWATY, PRZEPŁYW
LAMINARNY, CIECZ NIEŚCIŚLIWA LEPKA.
a) warstwa napięta, woda słodka (o stałej gęstości):
uogólnione równanie Laplace’a:

0

z

H

K

z

y

H

K

y

x

H

K

x





































































równanie Laplace’a (dla K = const.):

0

z

H

y

H

x

H

2

2

2

2

2

2



















b) warstwa napięta, woda zmineralizowana (o zmiennej mineralizacji i
gęstości) – filtracja dwuwymiarowa w planie:
”uogólnione równanie Laplace’a:

0

y

H

K

y

x

H

K

x

ws

ws

ws

ws















































równanie Laplace’a (dla K= const.):

0

y

H

x

H

2

ws

2

2

ws

2













c) warstwa swobodna, woda słodka (o stałej gęstości)

równanie Forchheimera:

0

z

)

h

(

y

)

h

(

x

)

h

(

2

2

2

2

2

2

2

2

2



















II. RUCH NIEUSTALONY, OŚRODEK POROWATY, PRZEPŁYW
LAMINARNY, CIECZ NIEŚCIŚLIWA, LEPKA.
a) warstwa napięta, woda słodka (o stałej gęstości)

równanie Boussinesq’a:

T

W

z

H

y

H

x

H

t

H

T

μ

2

2

2

2

2

2

*



























b) warstwa swobodna, woda słodka (o stałej gęstości)
równanie Boussinesq’a:

śr

2

2

2

2

2

2

śr

h

K

W

z

h

y

h

x

h

t

h

h

K

μ































gdzie:

T- przewodność hydrauliczna warstwy wodonośnej; T' = K m; [L

2

T

-1

];

m - miąższość warstwy wodonośnej; m = const; [L];
W - wielkość zasilania warstwy wodonośnej, np. intensywność infiltracji; [LT

-

l

];

μ - współczynnik odsączalności grawitacyjnej;
μ

*

- współczynnik odsączalności sprężystej (zasobności)























e

S

w

w

e

*

n

β

β

m

γ

n

μ

;

n

e

- współczynnik porowatości efektywnej;

β

w

, β

s

- współczynnik ściśliwości wody i skały; [m

2

/N], [L

4

M

-1

T

2

];

h - wysokość ciśnienia hydrostatycznego (w poziomach beznaporowych równa
początkowej miąższości warstwy wodonośnej; h == f(x,y,z,t);[L];
H - wysokość naporu w warstwie wodonośnej napiętej; [L];
h

śr

- średnia miąższość poziomu swobodnego w procesie filtracji; [L]

2

S

h

2

h

h

h

k

śr









;

h

k

- końcowa miąższość warstwy (wodonośnej) swobodnej, po upływie czasu

∆t; [L]; h

k

= h – s;

s - wielkość obniżenia zwierciadła wody w czasie rozwoju procesu filtracji ∆t;
[L];
H

ws

- potencjał wody złożowej (potencjał siły) wyrażony w metrach słupa wody

słodkiej;
K - wsp. filtracji;
K

ws

- wsp. filtracji dla wody słodkiej.

DOPŁYWY WÓD DO TYPOWYCH UJĘĆ
Do praktycznych obliczeń wydziela się cztery podstawowe schematy
strumienia (schematy obliczeniowe):
1. schemat Dupuit'a - schemat dla strumienia o jednorodnej (w przekroju)
przepuszczalności, którego przewodność liniowo zależy od miąższości
(T=K·h). Odnosi się do warstw o poziomym spągu i swobodnym zwierciadle;
2. schemat dla strumienia o stałej przewodności, w którym T w dowolnym
przekroju jest wielkością stalą (T = K • m), jest on charakterystyczny dla
strumieni naporowych.
3. schemat dla wielowarstwowego strumienia beznaporowego,
przepływającego na poziomym spągu. Zmiany przewodności są tu związane z
wielowarstwowością poziomu i jego wykształceniem;
4. warstwa wodonośna zalega na nachylonym spągu (naporowa lub
beznaporowa).
Ad. 1. Podstawą obliczenia ilości przepływającej ruchem laminarnym wody
podziemnej w warstwie wodonośnej jest przepływ jednostkowy.

Q = K·I·F;

l

2

h

h

K

q

2

2

2

1





; Q = q·B

Ad. 2.

l

H

H

Km

q

2

1





Ad. 3. Gdy poziom wodonośny zbud. jest z kilku warstw o różnych wsp.
filtracji, przepływ jednostkowy oblicza się oddzielnie dla każdej warstwy, a
wyniki sumuje:
q

s

= q

1

+ q

2

Można operować także średnią ważoną wartością wsp. filtracji charakt. ogólną
przepuszczalność poziomu.
Ad. 4. Gdy warstwa wodonośna zalega na nachylonym podłożu, należy obl.
spadek hydrauliczny wzgl. wybranego poziomu odniesienia:

2

h

h

l

H

H

K

q

2

1

2

1









NAJCZĘSTSZYM PRZYPADKIEM OBLICZEŃ
HYDROGEOLOGICZNYCH JEST OKREŚLANIE DOPŁYWU DO
UJĘĆ. WIELKOŚĆ DOPŁYWU WODY DO PUNKTU ODBIORU
ZALEŻY OD:
1. rodzaju wyrobiska (charakteru ujęcia);
2. stopnia ujęcia poziomu wodonośnego (ujęcia zupełne i niezupełne);
3. warunków przepływu wód w warstwie - pod ciśnieniem lub o swobodnych
przepływach;
4. parametrów hydrogeologicznych poziomu, głównie K i m;
5. warunków granicznych strumienia wód podziemnych związanych z
rozprzestrzenieniem warstwy, budową geologiczną i warunkami
hydrogeologicznymi;
6. wielkości zmian depresji w ujęciu;
7. charakterem przepływu wód podziemnych w czasie - filtracja ustalona i
nieustalona.
Za typowe ujęcia uważa się rowy (kanały), studnie pracujące pojedynczo lub w
zespole w nieograniczonych lub okonturowanych poziomach wodonośnych.
I, DOPŁYW DO ROWU DOGŁĘBIONEGO (JEDNOSTRONNIE W
USTALONYCH WARUNKACH FILTRACJI.
a) w warunkach swobodnych

R

h

h

2

L

K

r

r

h

h

2

L

K

Q

2

r

2

1

2

2

1

2

2





































2

r

2

h

h

R

2

K

q

b) w warunkach ciśnieniowych

R

S

L

T

R

H

H

L

T

r

r

H

H

L

m

K

Q

r

1

2

1

2

























R

S

T

q





Dopływ całkowity do rowu (kanału) jest sumą dopływów do ścian wyrobiska.
II. DOPŁYW DO STUDNI ZUPEŁNEJ W USTALONYCH
WARUNKACH FILTRACJI – POZIOM NIEOGRANICZONY
(WZORY DUPUIT’A).
a)studnia o strumieniu swobodnym:

s

s

2

s

2

r

R

lg

)

S

h

2

(

K

36

,

1

r

R

lg

)

h

h

(

K

36

,

1

Q













b) studnia o strumieniu ciśnieniowym:

d r

d h

T

q



r

π

2

B



q

B

Q





dr

dh

T

r

π

2

Q



























2

H

H

1

H

H

2

r

r

1

r

r

1

2

1

2

r

r

ln

T

π

2

Q

H

H

r

dr

T

π

2

Q

dh

1

2

1

2

r

r

ln

)

H

H

(

T

π

2

Q







1

2

1

2

1

2

1

2

r

r

lg

)

H

H

(

T

73

,

2

Q

r

r

lg

3

,

2

)

H

H

(

T

π

2

Q











r=r

s

; r=R;

H=H

s

; H=H.

s

s

r

R

lg

)

H

H

(

T

7 3

,

2

Q





III. DOPŁYW DO STUDNI NIEZUPEŁNEJ, WARUNKI JAK WYŻEJ
Studniami niezupełnymi nazywa się te, które nie ujmują całej miąższości
warstwy wodonośnej lub nie przewiercają jej spągu. Qn = Q·b; gdzie: Q –
wydatek studni; b – poprawka Forchheimera uwzgl. stopień ujęcia warstwy,
okr. z zależności:

dla warstwy napiętej j

4

m

l

m

2

m

l

b







, dla warstwy swobodnej

4

s

s

s

h

l

h

2

h

l

b







IV. DOPŁYW DO STUDNI ZE SKAŁ SZCZELINOWYCH (WZORY
KRASNOPOLSKIEGO)
W skałach mocno spękanych z szerokimi szczelinami, zwłaszcza przy stos.
dużych depresji w ujęciu, przepływ ma charakter turbulentny, a wtedy:

a) w poziomach swobodnych

R

1

r

1

h

h

3

1

K

2 8

,

6

Q

s

3

s

3

f











lub w spos. uproszczony

s

r

h

K

28

,

6

Q

s

f











b) w poziomach ciśn.

s

r

m

K

28

,

6

Q

s

f











gdzie: K

f

– wsp.

fluacji.
V. DOPŁYW DO ZESPOŁU STUDNI
Studnie rozmieszczone blisko siebie współdziałają, co wyraża się interferencją
wpływu ich działania i powoduje:
• zmniejszenie wydatków poszcz. otworów;
• zwiększenie depresji przy niezmienionych wydatkach;
• równoczesną zmianę wydatków i depresji.
Studnie rozmieszczone w dowolny spos. na danym obsz. dają łączny
wydatek:
a) w warunkach swobodnych:





n

2

1

2

x

2

i

x

...

x

x

lg

n

1

R

lg

)

h

h

(

K

36

,

1

Q

n

Q



















b) w warunkach ciśnieniowych:





n

2

1

x

i

x

...

x

x

lg

n

1

R

lg

)

H

H

(

T

73

,

2

Q

n

Q



















gdzie: Q

i

– wydatek pojedynczej studni; n – ilość współdziałających otworów;

H

x

, h

x

– wys. ciśn. w ciśn. lub swobodnym poziomie w dowolnym pkt.

oddalonym od poszcz. studni o x

1

, x

2

,... x

n

.

Studnie rozmieszczone na okręgu koła działają jak duża studnia o promieniu
zastępczym r

0

równym promieniowi koła a ich łączny wydatek wynosi:

a) w poziomie swobodnym:

0

0

2

0

2

i

r

lg

R

lg

)

h

h

(

K

36

,

1

Q

n

Q













b) w poziomie ciśnieniowym:

0

0

0

i

r

lg

R

lg

)

H

H

(

T

73

,

2

Q

n

Q













;

gdzie: h

0

, H

0

– wysokość ciśn. w środku koła: R

0

= R + r

0

VI. ZASIĘG LEJA DEPRESJI
Promień leja depresji wskazuje, do jakiej odl. w określ. przekroju sięga wpływ
ekspl. wód. Jest to odl. od miejsca ekspl. wód do pkt., w którym obniż
zwierciadła statycznego zanika.
a) wzory empiryczne:

• dla warstw ciśn. – wzór Sichardta:

]

d

/

m

[

K

K

s

10

R





• dla warstwy o zwierciadle swobodnym – wzór Kusakina:

]

d

/

m

[

K

K

h

s

2

R







b) w oparciu o wyniki próbnego pompowania z przekształcenia wzorów

Dupuita (przepływ ustalony):

S

2

S

2

r

lg

Q

)

h

h

(

K

36

,

1

R

lg







;

S

r

lg

Q

s

T

73

,

2

R

lg







c) w oparciu o wyniki próbnego pompowania z przekształceniem wzorów
Theisa – Jacoba, zmienna jest depresja (przepływ nieustalony):

t

μ

T

5

,

1

R

*





; gdzie: t – czas trwania pracy studni ze stałą

wydajnością; Q = const;



* - wsp. odsączalności sprężystej.

VII. STUDNIE PRACUJĄCE W WARUNKACH NIEUSTALONEGO
RUCHU WÓD PODZIEMNYCH
Przejawami trwania nieustalonych przepływów są zmiany (spadek) wydajności
studni pracującej ze stalą depresja lub też zmiany depresji i jej zasięgu, gdy
pompowanie prowadzi się ze stałą wydajnością. Oczywiście wszystkie te
elementy: wydatek, depresja i zasięg leja depresyjnego, mogą być zmienne w
czasie pracy studni. Depresja wywołana pracą studni po upływie czasu t:

)

u

(

W

T

Q

08

,

0

)

u

(

W

T

π

4

Q

S









przy założeniach:

• studnia zupełna;
• m = const;
• w-wa poziomo ułożona ;
• warstwa nieograniczona w planie;
• Kx=Ky=Kz=K oraz Q = const.

lub

)

u

(

W

s

T

57

,

12

)

u

(

W

s

T

π

4

Q







...

l

3

3

u

l

2

2

u

u

u

l

ln

577

,

0

)

u

(

E

)

u

(

W

3

2

i

























dla u <=1

*

2

μ

r

t

T

25

,

2

ln

)

u

(

W









stąd

r

R

lg

s

T

7 3

,

2

Q





gdzie argument funkcji W(u):

t

T

4

μ

r

)

u

(

W

*







Wartość funkcji charakterystycznej studni W(u) można odczytać z tabel lub
nomogramów po obliczeniu argumentu funkcji u. Przy obliczeniu depresji w
samej studni zamiast odl. r podstawia się jej promień r

w

.

Teoria dopływu do studni pracujących w zbiornikach o zwierciadle
swobodnym jest opracowana znacznie słabiej. Sprawdzono jednak że wzory
Theisa mogą być stosowane do obliczeń wydatków studni w poziomach o
swobodnym zwierciadle z dostateczną dokładnością po podstawieniach: - w
wyrażeniu T zamiast: m



h

śr

= (h – 0,5s) zaś



*



; gdzie:



. – wsp.

odsączalności grawitacyjnej;



* - współczynnik odsączalności sprężystej.

VIII. OKREŚLANIE PARAMETRÓW HYDROGEOLOGICZNYCH

WARSTW W OPARCIU O PRÓBNE POMPOWANIE.
Podane wyżej wzory Dupuit;a, Theisa etc. mogą być również wykorzystane do
określenia wartości parametrów hydrogeologicznych poziomu wodonośnego.
W tym celu prowadzi się prace polowe polegające na przeprowadzeniu
próbnych pompowań.
HYDROGEOLOGIA REGIONALNA POLSKI
Wody podziemne występują w utworach różnego wieku i o różnej budowie
geologicznej.
Mogą tworzyć wielkie podziemne zbiorniki bądź też lokalne skupieniu
występujące płytko lub bardzo głęboko.
W zależności od warunków występowania ilość wody i skład wód
podziemnych mogą zmieniać się w szerokich granicach.
Wody podziemne występujące na obszarze Polski można podzielić na dwie
grupy:
1. Wody występujące w utworach czwartorzędowych.
2. Wody występujące w utworach trzeciorzędowych i starszych.
CZWARTORZĘD
PLEJSTOCEN
Utwory czwartorzędowe (plejstocen) zbudowane są z glin morenowych,
tworzących moreny czołowe i denne, utworów fluwioglacjalnych
(wykształconych w postaci piasków i żwirów), tworzących ozy, utworów
stożków napływowych (głównie piaszczystych zwanych sandrami), iłów i
mulków zastoiskowych.
Utwory te pokrywają ¾ powierzchni Polski, osiągając miąższość od kilku do
ponad 200 m.
Miąższość tych utworów wiąże się ściśle z działalnością lodowca, który co
najmniej 3- krotnie wkraczał na teren Polski.
• najstarsze zlodowacenie objęło obszar całej Polski (od Bałtyku po Karpaty i
Sudety);
• drugie zlodowacenie objęło Polskę środkową;
• trzecie zlodowacenie objęło Polskę północną.
W związku z tym stosunki wodne na obszarze Polski mogą kształtować się
odmiennie. W południowej Polsce występuje jedna lub najwyżej dwie warstwy
wodonośne, w środkowej Polsce dwie lub trzy, w północnej trzy lub więcej. Z
reguły w zagłębieniach osadziły się osady o znacznej miąższości, a na
wyniesieniach osady o małej miąższości.
Wkroczenie lodowców na teren Polski od północy spowodowało zmiany w
spływie wód podziemnych i powierzchniowych.
Spływające wody z południa natrafiały na lodowiec i musiały sobie szukać
nowych dróg odpływu. Łączyły się w większe rzeki i wzdłuż południowej
granicy lodowca odpływały ku zachodowi. Do tych wód dołączały wody
powstałe z topnienia lodowca i w efekcie wytworzyły się. duże rzeki,
Wyżłobiły one szerokie doliny, które ulegały następnie zasypaniu materiałem
aluwialnym, pochodzącym z południa jak i z utworów lodowcowych.
W późniejszym okresie doliny te ponownie uległy przykryciu przez utwory
lodowcowe i z tego względu noszą nazwę pradolin.
Takimi pradolinami są:
• pradolina Odra-Laba; • pradolina głogowska; • pradolina warszawsko-
berlińska; • pradolina toruńsko-eberswaldzka,
• pradolina pomorska.
Niektóre pradoliny zostały następnie przecięte siecią młodszych dolin, co w
konsekwencji doprowadziło do znacznie szerszego kontaktowania się z nimi
płytkich wód powierzchniowych.
Wody podziemne w utworach polodowcowych charakteryzują się
różnorodnym składem, własnościami, rodzajem zwierciadła, a także ilością i
sposobem krążenia.
Najobfitsze nagromadzenie wód podziemnych spotyka się w utworach pradolin
rzecznych. Wynika to z utworów piaszczysto-żwirowych tworzących pradolinę
oraz ze sposobu gromadzenia się wód. Wody pradolin pochodzą z infiltracji
opadów atmosferycznych oraz ze spływu podziemnego.
Spośród innych utworów polodowcowych do najbogatszych w wodę należą
sandry (osady fluwioglacjalne). Ciągną się one zwykle na dość szerokim
obszarze położonym na przedpolu utworów morenowych. Ponadto wody
podziemne w większej ilości występują w ozach oraz w przemytych utworach
międzylodowcowych.
Obszar występowania wód podziemnych jest zmienny. Obserwuje się to
zarówno w wierceniach, jak i w studniach. Wynika to z licznych
przewarstwień serii piaszczystych wkładkami ilastymi.
Zasoby wód plejstoceńskich są bardzo zmienne i zależą od lokalnych
warunków środowiska. Wydajność poszczególnych warstw zależy od
wielkości frakcji i niejednorodności uziarnienia.
W piaskach gruboziarnistych i żwirach można uzyskać – dużą wydajność.
Zanieczyszczenie tych utworów frakcją drobną znacznie obniża wydajność.
Ilość wód w utworach plejstoceńskich zależy od ilości opadów
atmosferycznych i pory roku.
HOLOCEN
Utwory holocenu występują na obszarach nadrzecznych i nadmorskich. Wody
holoceńskie występują najobficiej w utworach aluwialnych terasów
akumulacyjnych (rzecznych) oraz piaskach wydmowych.
Płytkie przy powierzchniowe położenie oraz ścisły kontakt z wodami
powierzchniowymi sprawia, że maja one nieodpowiednia jakość, głównie pod
względem bakteriologicznym. Zwykle wymagają one uzdatnienia.
WODY PODZIEMNE W UTWORACH PODŁOŻA
Obecność wód podziemnych w utworach podłoża wiąże się z budową
geologiczną i występowaniem utworów wodonośnych.
Na terenie Polski można wyodrębnić obszary hydrogeologiczne odznaczające
się odmiennymi warunkami występowania i gromadzenia się głębokich wód
podziemnych. Do najważniejszych obszarów hydrogeologicznych Polski
należą: Niecka mazowiecka, niecka szczecińsko-lódzko-miechowska (niecka
wielkopolska, niecka łódzka, niecka miechowska, niecka szczecińska), niecka
lubelska, Wyżyna Krakowsko-Częstochowska, Górnośląskie Zagłębie
Węglowe.
NIECKA MAZOWIECKA
W niecce mazowieckiej stwierdzono występowanie wodonośnych utworów
kredowych, wykształconych w facji piaszczystej. Woda występuje tu pod
dużym ciśnieniem hydrostatycznym. W okolicy Gdańska stwierdzono
występowanie samowypływu wody.
Najstarsze utwory tworzące nieckę należą do górnej kredy - są to margle białe,
szare, ze znaczną zawartością piasku. Obniżenie kredowe wypełniają utwory
trzeciorzędowe - oligocenu i pliocenu oraz utwory czwartorzędowe.
Poziomy wodonośne: • kredowy - utwory piaszczysto-margliste;
• trzeciorzędowy - piaskowce oligoceńskie; • czwartorzędowy.
Zasadniczym poziomem wodonośnym jest poziom piaskowców oligoceńskich
(ze względu na wydajność i jakość wód). Pierwotnie wody oligoceńskie miały
charakter artezyjski - jednakże w wyniku intensywnej eksploatacji zwierciadło
znacznie się obniżyło.
Gromadzenie się wód trzeciorzędowych odbywa się wskutek infiltracji
zachodzącej na krawędziach niecki, głównie po stronie południowej - na
wychodniach utworów oligoceńskich.
NIECKA SZCZECIŃSKO-LÓDZKO-MIECHOWSKA.
W obrębie niecki szczecińsko-lódzko-micehowskiej wyróżnić można nieckę
wielkopolską, łódzką, miechowską i szczecińską.
NIECKA WIELKOPOLSKA
W niecce wielkopolskiej największe znaczenie dla gromadzenia wód
podziemnych mają utwory miocenu wykształcone w postaci piasków i żwirów.
Wodoszczelny nakład złożony z iłów poznańskich, leżących synklinalnie
stwarza dogodne warunki do gromadzenia się wód pod ciśnieniem. Wydajność
warstw miocenu jest znaczna.
NIECKA ŁÓDZKA
W niecce Łódzkiej głębokie wody podziemne występują wśród utworów
kredowych (kreda dolna i kreda górna). Utwory kredy przykryte są w stropie
przez wodoszczelne utwory trzeciorzędowe. Wody dolnokredowe występują na
głębokości około 800 m. i są dobrej jakości.
NIECKA LUBELSKA
Wody podziemne gromadzą się w synklinalnym obniżeniu niecki wypełnionej
utworami kredy w postaci margli, gez i wapieni. Wody podziemne gromadzą
się głównie w szczelinowatych partiach wapieni i margli. Woda występuje pod
niewielkim ciśnieniem, jest dobrej jakości i o dużej zasobności.
WYŻYNA KRAKOWSKA
Na Wyżynie Krakowskiej wody podziemne występują w wapieniach górno
jurajskich oraz w piaskach i piaskowcach środkowo jurajskich. Wyżyna ta
należy do obszarów bogatych w wodę.
GÓRNOŚLĄSKIE ZAGŁĘBIE WĘGLOWE
Wody podziemne występują w utworach czwartorzędowych,
trzeciorzędowych, triasowych i karbońskich. Wody karbońskie wykazują
znaczne zmineralizowanie i z reguły nie nadają się do celów zaopatrzenia.
POZOSTAŁE OBSZARY WÓD PODZIEMNYCH W POLSCE
Sudety, Karpaty, Góry Świętokrzyskie i przedpole tych gór.
Najkorzystniejsze warunki do gromadzenia się wód będą zwykle istnieć na
obszarach o ciągłej budowie synklinalnej.
OGNISKA ZANIECZYSZCZEN WOD PODZIEMNYCH – zagrozenie i
zanieczyszczenie wod podziemnych jest uzależnione przede wszystkim od
stanu zagospodarowania terenu ( stanie lub braku ognisk zanieczyszczenia)
oraz stopnia odizolowania poziomu wodonośnego utworu nieprzepuszczalnymi
lub slaboprzepuszczalnymi od wpływu ognisk zanieczyszczenia… Rodzaje
ognisk: (1) przemysłowe – odpady mineralne , przemysl celulozowy ,
chemiczny, hutnictwa cynku,glinu , stali , miedzi , gazownie , koksownie ,
sklad paliw plynnych (2) komunalne – wysypiska miejskie wylewiska ścieków
miejskich , cmentarze (3) rolnicze- nawozy , srodki ochrony roślin , gnojowica
przemysl rolno-spozywczy(mleczarnie ,cukrownie , GORZELNIE ,
BROWARY) (4) innee – opady atmosferyczne (kwasne deszcze) szlaki

kolejowe , nadmierna eksploatacja wod podziemnych – dopływ slonych i
zmiana warunkow utleniająco-redukcyjnych