HYDROGEOLOGIA

to nauka o wodach podziemnych, procesach wzajemnego oddziaływania podziemnej hydrosfery, litosfery, atmosfery, biosfery i człowieka. Zajmuje się badaniem pochodzenia wód, warunków występowania i krążenia oraz właściwości fizyczno - chemicznych. Jest to dziedzina geologii, a część metod badawczych jest wspólna z geologią.

WODA - substancja o swoistych właściwościach, dzięki którym wywiera wpływ na inne substancje i ciała stałe, z którymi się kontaktuje.

Budowa cząsteczki wody jest dipolowa co wynika z wzajemnego układu jonów wodoru, skupiających się po jednej stronie cząsteczki i tlenu po drugiej stronie. Cząsteczka wody nie jest więc obojętna elektrycznie lecz zachowuje się jak ciało dwubiegunowe (dipolowe) mające odmienne bieguny. Dlatego też woda posiada zdolność do rozpuszczania innych związków chemicznych.

Woda jest w ciągłym ruchu czyli podlega procesowi krążenia. Obieg wody w skali kuli ziemskiej, obejmujący procesy parowania i opadów nad morzami i zbiornikami śródlądowymi, krążenia wód gruntowych i zmian zasobów pokryw lodowych to CYKL HYDROLOGICZNY. Jego motorem jest energia słoneczna, siła grawitacji i przyciąganie księżyca.

Proces krążenia obejmuje:

• parowanie z powierzchni oceanów

• ochłodzenia się i przejście w stan nasycenia

( kondensacja )

• skraplanie się i powrót na ziemię w postaci

opadów atmosferycznych:

- część opadów trafia na powierzchnię oceanów

i znów paruje

- część trafia na ląd:

- część paruje od razu lub po pewnym czasie,

- część zostaje zatrzymana przez rośliny,

- część spływa po powierzchni terenu i dostaje się do rzek, jezior i mórz, i znów paruje,

- część infiltruje w glebę, grunt i skały, wypływa na powierzchnię przez źródła i spływa do mórz i oceanów.

RETENCJA WODNA -zatrzymanie wody w czasie krążenia w postaci śniegu, w warstwie glebowej, w zbiornikach wodnych, pod powierzchnią ziemi.

RETENCJA PODZIEMNA ( GRUNTOWA ) - zmiany w czasie ilości wody zgromadzonej w środowisku podziemnym. Zależy od: wielkości opadów atmosferycznych, odpływu i parowania

INFILTRACJA - wsiąkanie w głąb, odpływ gruntowy. Część wód pochodzących z opadów atmosferycznych, która po pomniejszeniu o spływ powierzchniowy oraz proces wiązania siłami molekularnymi z ziarnami w strefie aeracji przedostaje się do strefy saturacji i zasila wody podziemne to INFILTRACJA EFEKTYWNA ( Ie- dla Polski wynosi 17% )

WSKAŹNIK INFILTRACJI ( W ):

Ie Ie - infiltracja efektywna [mm]

W = ----- p - opad atmosferyczny [mm]

P

Czynniki wpływające na wielkość infiltracji:
- wielkość opadów atmosferycznych (większe opady to wyższy Ie)
- ilość opadów w czasie (Ie jest wyższy gdy opad jest mniejszy ale trwa dłużej)
- temperatura i wilgotność powietrza (duża wilgotność to mniejsze parowanie i wyższy Ie)
- przepuszczalność gruntów ( wyższa przepuszczalność to wyższa infiltracja )
- nachylenie powierzchni terenu (Ie wyższe im teren płaski )
- roślinność, zabudowania i działalność człowieka ( zmniejszają infiltrację )
- stopień przemarznięcia gruntu i nasycenia wodą ( zmniejszają infiltrację )

Wody krążące znajdują się w swej ogólnej masie ilościowo bez zmian. Na założeniu równowagi między ilością wody parującą i opadową oparto pojęcie BILANSU WODNEGO.
Jest to zrównoważenie przybytków i ubytków wody w określonej przestrzeni i czasie. Bilans można sporządzać dla całego kontynentu, a także osobno dla mórz, lądów, dorzecza, zlewni, obszarów administracyjnych. Bilans wodny można wykonać dla wieloleci a najkrótszym okresem bilansowym jest ROK HYDROLOGICZNY (od 01.11 do 31.10)
Podstawowym równaniem bilansowym jest BILANS PENCKA

P = H + S + dR

P - opad
H - odpływ
S - straty
dR - różnica retencji na początku i na końcu okresu bilansowego

Bilans wodny Polski w cyklu rocznym:

DOPŁYW: STRATY:

opad: 187,2 km3 parowanie: 133,8 km3

dopływ obcy: 5,2 km3 odpływ: 58,5 km3

RAZEM: 192,4 km3 RAZEM: 192,4 km3

WODY PODZIEMNE - wody występujące w skałach i posiadające zdolność ruchu w wyniku działania sił ciężkości.

POCHODZĄ ONE Z:

• Infiltracji (wsiąkania) opadów atmosferycznych do podłoża skalnego - WODY INFILTRACYJNE (ATMOSFERYCZNE, METEORYCZNE)

• Kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu wypełniającym pory i wolne przestrzenie w skałach - WODY KONDENSACYJNE

teoria Volgera - ciepłe i wilgotne powietrze wchodzące w środowisko skalne ochładza się, a przy spadku temperatury do punktu rosy czyli temperatury przy której para wodna w powietrzu osiąga stan nasycenia, następuje kondensacja i wydzielenie wody

• WODY JUWENILNE (GŁĘBINOWE) - powstające na dużych głębokościach z ostygłej magmy. Część z nich może wypływać na powierzchnię w postaci gorących źródeł lub gejzerów

• RELIKTOWE - stare wody uwięzione w osadach, wyłączone z systemu krążenia i występujące obecnie na większych głębokościach, silnie zmineralizowane:

-  reliktowe pochodzenia sedymentacyjnego - wody dawnych osadów morskich lub

jeziornych odizolowane w macierzystych skałach

-  reliktowe pochodzenia kopalnego - wody atmosferyczne odcięte od systemu

krążenia przez procesy geologiczne

ZNACZENIE WÓD PODZIEMNYCH:

• Gospodarcze:
  - stanowi źródło wody pitnej
  - w rolnictwie do nawadniania upraw
  - paneologia - leczenie wodami podziemnymi
  - w przemyśle do rozpuczszania, chłodzenia, oczyszczania, gotowania itd.
  - wody geotermalne stanowia źródło energii
  - gospodarka komunalna
  - zasoby wód podziemnych PL 12,5-13,7 tys. km3\rok z czego wykorzystane jest 4,72
  - z 750 miast w Pl 96%zaopatruje się z wód podziemnych

• Ekologiczne:
  - zasilają rzeki 60% i spływ powierzchniowy 40%
  - zapobiegają suszy i całkowitemu zanieczyszczeniu wód
  - ważna rola w biosferze

• Geologiczne:
  - procesy magmowe - przy procesach pneumatolitycznych prężna para wodna przenika daleko wgłąb otoczenia skalnego i ochładzając się wydziela cenne składniki (wolfram, cyna, molibden, lit itd.); w procesach hydrotermalnych para wodna się skrapla, roztwory wędrują ku powierzchni ziemi i w miarę spadku temperatury wydzielają poszczególne zespoły minerałów kruszcowych (srebro, złoto, ołów, cynk, miedź, kobalt itd.)
  - procesy wietrzenia - mechaniczne rozpadanie się skał na skutek zamarznięcia wody zawartej w szczelinach i porach; chemiczny rozpad niektórych minerałów - hydroliza; hydratacja - uwodnienie (np. limonit, gips), kaolinizacja - powstawanie minerałów ilastych ze skaleni

WYSTĘPOWANIE WÓD PODZIEMNYCH:

• WARSTWA WODONOŚNA - zbiorowisko wód podziemnych związane z określonymi utworami skalnymi, o znacznym rozprzestrzenieniu, określonej miąższości ograniczone od góry zwierciadłem wód podziemnych a od dołu nieprzepuszczalnym spągiem. Warstwa wodonośna musi posiadać dostateczną przewodność aby możliwy był przepływ wód podziemnych.

• POZIOM WODONOŚNY - często jest rozumiany jako warstwa wodonośna;

w węższym znaczeniu dla oznaczenia jednostki podrzędnej w stosunku do

piętra.

• PIĘTRO WODONOŚNE - zespół poziomów (warstw) wodonośnych należących do określonej jednostki stratygraficznej, np. piętro czwartorzędowe, kredowe

STREFA AERACJI - strefa pomiędzy powierzchnia terenu a swobodnym zwierciadłem wód podziemnych, gdzie pustki skalne wypełnione są powietrzem. Woda występuje w formie: pary wodnej, wody związanej, kapilarnej oraz wody wolne zawieszonej lub przesiąkającej w głąb

STREFA SATURACJI - strefa pomiędzy zwierciadłem wód podziemnych a nieprzepuszczalnym spągiem, gdzie pustki skalne wypełnione są woda wolną.

PODZIAŁ WÓD PODZIEMNYCH ZE WZGLĘDU NA ŚRODOWISKO WYSTĘPOWANIA:

a ) porowe - wody występujące w skałach okruchowych, sypkich, ziarnistych i wolnych przestrzeniach pomiędzy ziarnami skalnymi
b ) szczelinowe - występujece w szczelinach spękanych skał
c ) krasowe - wody przepływające w pustkach skalnych powstałych w procesach krasowych

PODZIAŁ WÓD PODZIEMNYCH WEDŁUG Z. PAZDRY

STREFA	TYPY WODY	STAN FIZYCZNY	RODZAJE
AERACJI	wody higroskopijne	wody związane
				wody błonkowate
				wody kapilarne
				wody wsiąkowe	wody wolne	wody porowe wody szczelinowe wody krasowe
				wody zawieszone
	SATURACJI			wody przypowierzchniowe
				wody gruntowe
				wody wgłębne
				wody głębinowe

• WODY ZWIĄZANE - wody podlegające siłom molekularnym wiążącym je z ziarnami mineralnymi w brew sile ciężkości.

Zdolność ziaren skalnych do wiązania wody to adsorpcja.

• WODY HIGROSKOPIJNE - woda powstająca na skutek adsorbowania drobin pary wodnej z powietrza w strefie aeracji.

• duża gęstość około 2 g/cm³

• zamarza w temperaturze - 78 C

• nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego

• nie ma zdolności ruch

• nie ma zdolności do rozpuszczania innych substancji

• nie jest wykorzystywana przez rośliny

Zdolność do adsorbowania to wodochłonność higroskopijna:

żwiry do 0,05 %

piaski do 1 %

piaski pylaste do 7 %

gliny, iły do 20 %

• WODY BŁONKOWATE - powstaje na skutek wiązania drobin ciekłej wody przez ziarna mineralne dzięki siłom elektrycznym działającym pomiędzy cząsteczką mineralną a cząsteczką wody.

• warstwa wewnętrzna - o cechach zbliżonych do wody higroskopijnej

• warstwa zewnętrzna - gęstość około 1 g/cm³, temperatura zamarzania < 0 C, nie przenosi ciśnienia hydrostatycznego, ma niewielką zdolność rozpuszczania.

Zdolność wiązania wody błonkowatej przez skałę to wodochłonność molekularna. Zależy

od ładunku cząsteczki mineralnej, stopnia spolaryzowania wody i stężenia substancji w

niej rozpuszczonych.

Wilgotność molekularna - ilość wody błonkowej zawartej w skale. Zależy od średnicy

ziarn (wilgotność większa im bardziej rozdrobnione ziarna)
1 - 0,5 mm > 1,57% max wilgotność molekularna w masie suchej skały
0,5 - 0,25 mm > 1,6%
0,25 - 0,1 mm > 2,73%
0,1 - 0,05 mm > 4,75%
0,05 - 0,005 mm > 10,18%
<0,005 mm > 44,85 %

• WODA KAPILARNA - woda, która podnosi się ponad zwierciadło swobodne na skutek zjawiska włoskowatości.

• podlega sile ciężkości

• przenosi ciśnienie hydrostatyczne

• rozpuszcza sole mineralne

• zamarza < 0 C

• jest wykorzystywana przez rośliny

Na granicy strefy saturacji i aeracji występuje strefa wzniosu kapilarnego:

h = 0,15/r [cm] gdzie r - średnica przewodu kapilarnego

Zdolność skał do wzniosu kapilarnego to wodochłonność kapilarna.

Wysokość wzniosu wynosi w metrach:

żwiry 0,03

piaski grube 0,03 - 0,12

piaski średnie 0,12 - 0,35

piaski drobne 0,35 - 1,20

mułki, lessy,

piaski pylaste 1,20 - 3,50

Wilgotność kapilarna - całkowita ilość wody zawarta w strefie wzniosu kapilarnego; wyraża ją stosunek wagowy próbki skały, z której ściekła woda wolna do bezwzględnie suchej skały

Przyczyną wzniosu kapilarnego są siły działające na granicy ciała stałego i cieczy: siły spójności i przylegania.

• WODY WOLNE - wody mające zdolność ruchu pod wpływem sił grawitacji i różnicy ciśnień hydrostatycznych. Występują w strefie aeracji jako wody wsiąkowe i zawieszone oraz w strefie saturacji jako wody przypowierzchniowe, gruntowe, wgłębne i głębinowe.

• WODA WSIĄKOWA - woda opadowa lub powierzchniowa infiltrująca w głąb pod wpływem siły ciężkości.

• WODA ZAWIESZONA - woda wsiąkowa, która zatrzymuje się i gromadzi ponad soczewką słaboprzepuszczalną.

• WODA PRZYPOWIERZCHNIOWA - (zaskórne lub hipogermiczne) to wody występują bardzo płytko pod powierzchnią ziemi i praktycznie pozbawione strefy aeracji.

• zasilane przez wody opadowe i gruntowe

• nie nadają się do zaopatrzenia w wodę (silnie zażelazione i zakwaszone)

• wykorzystywane są przez rośliny

• są uciążliwe w budownictwie

• WODA GRUNTOWA - występują w strefie saturacji, gdzie ich górną granicą jest zwierciadło wód podziemnych a od powierzchni oddzielone są strefą aeracji. Głębokość ich występowania to przeważnie 5 - 15 metrów.

• zasilane bezpośrednio przez infiltracje opadów atmosferycznych

• brak izolacji od powierzchni terenu

• podlegają nieznacznym wpływom temperatury powietrza

• zmienny skład chemiczny zależny od klimatu

• dobry stan sanitarny

• mają znaczenie użytkowe

• mogą być uciążliwe w budownictwie

• Zwierciadło wody gruntowej reaguje na ilość opadów atmosferycznych. Reakcja ta jest jednak opóźniona ze względu na małą prędkość wsiąkania wody infiltrującej w skały.

W Polsce wyróżnia się 5 typów wahań zwierciadła wód:

1. wahania bezpośrednio związane ze stanami wód powierzchniowych, pojawiają się szybko w czasie przyboru i szybko ustępują; w roku 3 - 4 metry

2. regularne wahania w cyklu rocznym związane z wiosennymi roztopami i zniżką letnio - jesienną; w roku 5 - 6 metrów

3. wahania wieloletnie nie przekraczające 1,5 metra

4. wahania o dużym zróżnicowaniu w czasie i amplitudzie występujące w górach i na wysoczyznach morenowych; około 6 metrów

5. wahania nieregularne nie wykazujące prawidłowości

• WODY WGŁĘBNE - występują w warstwach wodonośnych przykrytych utworami nieprzepuszczalnymi. Głębokość ich występowania to przeważnie 200 - 250 metrów (czasami może dochodzić do 1000 metrów) i jest określona jako strefa aktywnej wymiany wód.

• zasilanie odbywa się w dwojaki sposób: infiltracja opadów atmosferycznych na wychodniach warstw, które stanowią obszar zasilania lub zasilanie przy udziale innych warstw wodonośnych drogą pośrednią poprzez więź hydrauliczną wód wgłębnych z wodami gruntowymi

• mają mniejszy udział w krążeniu wód i mniejsze tempo wymiany niż wody gruntowe

• nie reagują ( lub reakcja jest słaba) na zjawiska klimatyczne

• mają stałe właściwości fizyczno - chemiczne

• ulegają wpływom natury geologicznej - tektoniki, geotermiki

• piętrowość wód wgłębnych - serie skał osadowych zbudowane są z naprzemianległych osadów przepuszczalnych i nieprzepuszczalnych i dlatego w profilu pionowym spotyka się kilka warstw wodonośnych. Woda zawarta w takim kompleksie i przywiązana do określonej stratygraficznie formacji geologicznej to PIĘTRO WODONOŚNE.

• strefowe warunki krążenia wód wgłębnych (zasilanie przez opady, krążenie w skałach, wypływ na powierzchnię):

• strefa zasilania - obszar, gdzie wody wgłębne zasilane są wodami atmosferycznymi, zwierciadło wody jest swobodne i występuje strefa aeracji

• strefa tranzytu - obszar ciśnień piezometrycznych; na drodze przepływu następuje stopniowe obniżanie się zwierciadła statycznego wód na skutek oporów gruntu i drenażu

• strefa drenażu - obszar, gdzie następuje odpływ wód wgłębnych na powierzchnię lub do wód gruntowych




WODY ARTEZYJSKIE - są szczególnym rodzajem wód wgłębnych pozostających pod ciśnieniem hydrostatycznym spowodowanym nadkładem utworów nieprzepuszczalnych.
W zależności od wielkości ciśnienia, budowy geologicznej i ukształtowania terenu linia ciśnień piezometrycznych może wznosić się ponad powierzchnię terenu, tzn. że po nawierceniu woda w otworze wypłynie samoczynnie na powierzchnię. Wody takie nazywany ARTEZYJSKIMI.

Jeśli linia ciśnień piezometrycznych nie wznosi się ponad powierzchnię terenu, tzn. że po nawierceniu nie nastąpi samo wypływ a woda podniesie się w otworze. Takie wody nazywamy SUBARTEZYJSKIMI.

Występowanie wód artezyjskich:

- obecność warstw zdolnych do gromadzenia i akumulowania wody

- podścielenie i przykrycie warstw wodonośnych utworami

nieprzepuszczalnymi

- nieckowate, synklinalne lub monoklinalne ułożenie warstw




• WODY GŁĘBINOWE - wody znajdujące się głęboko pod powierzchnią ziemi i całkowicie od niej izolowane kompleksem utworów nieprzepuszczalnych

• nie są zasilane ani odnawiane

• znajdują się w stagnacji i podlegają tylko powolnym ruchom dyfuzyjnym i osmotycznym

• są silnie zmineralizowane

• są to stare wody reliktowe lub sedymentacyjne

• są pod dużym ciśnieniem, które jednak przy ich eksploatacji ulega obniżeniu na skutek braku zasilania

• WODY ZŁOŻOWE - to wody podziemne towarzyszące złożom surowców mineralnych takich jak węgiel, rudy metali, ropa naftowa.

• WODY SZCZELINOWE - wody występujące w szczelinach skał litych. Zwierciadło wody nie ma tu ciągłego charakteru a uzależnione jest od obecności szczelin.

• zasilanie przez infiltrację opadów atmosferycznych (bezpośrednio) lub pośrednio lateralnie

• skomplikowane warunki krążenia

• są słabiej zmineralizowane niż wody porowe

• duże zagrożenie zanieczyszczeniem w przypadku szczelin chłonących wodę w powierzchni

• WODY KRASOWE - wody podziemne występujące w próżniach, kawernach i kanałach powstałych w procesach krasowych. Zwierciadło wód uzależnione jest od ukształtowania powierzchni i podlega wahaniom zależnie od ilości opadów. Przepływ wód jest skomplikowany i zależy od sieci kanałów krasowych.

• zasilanie może być bezpośrednie przez opady atmosferyczne i cieki powierzchniowe lub pośrednie przez infiltrację wód poprzez utwory przykrywające kras

• stopień mineralizacji jest niewielki i zależny od charakteru skał

• przy bezpośrednim zasilaniu jest duże zagrożenie zanieczyszczeniem

WODY PODZIEMNE W REGIONIE GDAŃSKIM

W regionie gdańskim występują trzy główne piętra wodonośne o znaczeniu użytkowym:

-

czwartorzędowe

-

trzeciorzędowe na głębokości od około 80 mnpm do 80 mppm

- kredowe na głębokości od około 120 m ppm

 1.  wody w czwartorzędowych utworach polodowcowych:

-   występują tu ogromne ilości wód podziemnych
-   charakterystyczne środowiska:
naprzemianległe osady przepuszczalne i nieprzepuszczalne pochodzenia lodowcowego,
przepuszczalne osady wodnolodowcowe np. sandry, ozy,
rynny lodowcowe,
doliny kopalne (pogrzebane),
-   zmienne warunki hydrogeologiczne (zmienność miąższości warstw,
uziarnienia, składu litologicznego, obecność soczewek nieprzepuszczalnych,
obecność okien hydrogeologicznych i zaburzeń glacitektonicznych)
-   zasilanie bezpośrednio z opadów atmosferycznych lub pośrednio z wód
gruntowych oraz poprzez dopływ lateralny
- konieczność uzdatniania wód do spożycia ze względu na wysokie stężenia
jonów żelaza i manganu

2. wody w dolinach rzecznych:

-   charakterystyczną cechą aluwiów jest duża różnorodność i zmienność warstw
-   miąższość aluwiów wzrasta wraz z biegiem rzeki
-   występują wody denne i tarasowe
-   zasilanie poprzez bezpośrednią infiltrację opadów, infiltrację wód dopływów,
dopływ lateralny wód z podłoża
-   płytko występujące zwierciadło wody najczęściej swobodne
-   silne narażenie na zanieczyszczenia z powierzchni
-   możliwość wzbogacenia w niekorzystne jakościowo składniki w wyniku
rozkładu materii organicznej zawartej w torfach, namułach i drobnych
piaskach
- dążenie do równowagi ilościowej wód podziemnych zawartych w aluwiach i
wód rzeki (rzeki drenujące lub infiltrujące)




3. na wybrzeżach morskich:

skomplikowane warunki hydrogeologiczne ze względu na wzajemne relacje wód słodkich i słonych. Morze wpływa na reżim ciśnień piezometrycznych i na dynamikę wód, gdyż stanowi podstawową bazę drenażu dla wszystkich poziomów wodonośnych.
-  drenaż brzegowy - bezpośredni kontakt wód słonych i słodkich

-  drenaż podmorski - bezpośredni lub pośredni kontakt wód słonych i słodkich



- drenaż nadbrzeżny - bezpośredni kontakt wód słonych i słodkich, strefa kontaktu przesunięta w głąb lądu w wyniku sztucznego obniżenia zwierciadła wód (ingresja wód morskich do warstw wodonośnych)


Typy hydrogeologiczne wybrzeża:

1. typ klifowy

2. typ nizinny







3. typ mierzejowy

Równowaga wód słono - słodkich:

ciecze znajdują się w równowadze jeśli:

p₀ + h₁ * γ₁ = p₀ + h₂ * γ₂

(woda słona) (woda słodka)

p₀ - ciśnienie atmosferyczne

h₁ , h₂ - wysokości słupów cieczy liczone od wspólnej powierzchni zetknięcia

γ₁ , γ₂ - ciężary właściwe cieczy

h₁ γ₂ h₂ = h + t h₁ = h

------ = ------

h₂ γ₁


h γ_{2 (słodkiej)} γ_{2 (słodkiej)} = 1

------ = -----

h + t γ_{1 (słonej)}

t

zatem h = ------------

γ _mor - 1

lub h = 36 * t

ponieważ γ _mor = 1,028

Oba te wzory są wyrazem prawa GHYBENA - HERZBERGA: głębokość występowania wody słonej na wybrzeżach morskich jest funkcją wysokości zwierciadła wody słodkiej i ciężaru właściwego wody morskiej

• kształt soczewki wody słodkiej zależy od kształtu jej zwierciadła

• wielkość soczewki zależy od wahań zwierciadła wody słodkiej

WODA W INNYCH STRUKTURACH GEOLOGICZNYCH:

• na obszarach płytowych - obszary te zbudowane są z na przemian ległych warstw przepuszczalnych i nieprzepuszczalnych i na ogół są ubogie w wodę.

• w monoklinach:

• dobre warunki zasilania i akumulacji wód podziemnych

• zwierciadło najczęściej swobodne

• zasilanie bezpośrednie lub pośrednie poprzez warstwy nadległych

• w strukturach nieciągłych - skomplikowane stosunki hydrogeologiczne, gdyż struktury te mogą być podziemnymi zaporami wodnymi lub przewodami łączącymi ze sobą różne poziomy wodonośne

• w strukturach fałdowych - najlepszymi akumulatorami wody są łęki, w siodłach warunki wodne są z reguły niekorzystne (zależy to jednak od budowy geologicznej):

WŁASNOŚCI HYDROGEOLOGICZNE SKAŁ - objętość wolnych przestrzeni w skałach wskazuje na ilość wody jaką dana skała może magazynować; wymiar i kształt wolnych przestrzeni określa przepuszczalność skały (zdolność do przepływu). Podstawową właściwością skał, dzięki której możliwe jest występowanie i przepływ wody jest porowatość lub szczelinowatość.

Nie wszystkie skały mają jednakowe zdolności do akumulowania i przewodzenia wody. Zdolności te zależą od hydrogeologicznych własności skał, do których należą:

1.Zdolność do gromadzenia wody -wynika ona z istnienia w skale wolnych przestrzeni o różnym kształcie i wielkości. Związane są z nią dwie cechy: porowatość i szczelinowatość

2.Zdolność do przewodzenia wody wolnej (przepuszczalność hydrauliczna lub wodoprzepuszczalność) - wynika z różnicy ciśnień a zależy od stopnia skomunikowania ze sobą porów lub szczelin i wielkości wolnych przestrzeni (im są one większe tym lepsza wodoprzepuszczalność).

Stopień przepuszczalności jest najczęściej określany jako objętość wody przepływająca w jednostce czasu przez masyw skalny przy określonej różnicy ciśnień hydrostatycznych. Miarą przepuszczalności jest bardzo ważny parametr hydrogeologiczny - współczynnik filtracji k.

3.Zdolność do pochłaniania wody przez skałę (wodochłonność)

4.Zdolność do oddawania wody (odsączalność) przez skałę nasyconą w wyniku siły grawitacji.

Własności hydrogeologiczne skał mogą być:

-pierwotne - wynikają z warunków powstawania ośrodka skalnego

-wtórne - wynikają z późniejszych procesów działających na skałę

POROWATOŚĆ - występuje w luźnych skałach okruchowych i zależy od wymiaru i kształtu ziaren, ich wzajemnego ułożenia i stopnia różno ziarnistości. Może być pierwotna i wtórna.

czynniki decydujące o porowatości:
- jednorodność uziarnienia - równo ziarniste mają większą
porowatość niż różno ziarniste
- kształt ziaren - większa dla skały zbudowanej z ziaren okrągły niż z
ziaren ostro krawędzistych, płytkowych czy tabliczkowych
- sposób ułożenia ziaren
- wiek osadów - piaski młode leżące blisko powierzchni ziemi mają
większą porowatość niż te leżące niżej, bo uległy kompakcji -
porowatość maleje wraz ze wzrostem głębokości
- stopień scementowania ziaren - spoiwo wypełnia pory i powoduje
zmniejszenia ich objętości


WSPÓŁCZYNNIK POROWATOŚCI [ n ] - stosunek objętości porów [Vp] do objętości całej skały [ V ]

 

Vp

n = ------- * 100 % [ % ]

V

WSKAŹNIK POROWATOŚCI [ e ] - stosunek objętości porów [ Vp ] do objętości szkieletu skalnego [ Vs ]

 

Vp

e = ------- [ - ]

Vs

zależność między współczynnikiem i wskaźnikiem:

n = e / (1+e)

e = n / (1-n)

Wyróżnia się:
Porowatość ogólną - wynikającą z obecności całkowitej przestrzeni porowej
Porowatość otwartą - wynikającą z pustek kontaktujących się ze sobą
Porowatość zamkniętą - wynikającą z pustek niepołączonych
Porowatość efektywną - wynikającą z pustek biorących udział w przepływie
wody. Ilościowo wyraża się ona:




WSPÓŁCZYNNIKIEM POROWATOŚCI EFEKTYWNEJ (AKTYWNEJ)

[ ne ] - stosunek objętości porów biorących czynny udział w przepływie wody

[ Ve ] do objętości całkowitej skały [ V ]

 

Ve

n e = ------- * 100 % [ % ]

V

Pory w hydrogeologii dzielimy na:
       Nadkapilarne - o średnicy > 0,5 mm, w których zachodzi ruch wody wolnej pod wpływem sił grawitacji i ciśnienia hydrostatycznego. Jest to swobodny przepływ wody w płaszczyźnie poziomej (filtracja)

       Kapilarne - o średnicy 0,5 - 0,0002 mm, w których woda ma charakter kapilarny i zdolność do ruchu pionowego (przesiąkanie = infiltracja)

       Subkapilarne - o średnicy < 0,0002 mm, w których woda nie podlega ani ruchowi poziomemu ani pionowemu a zostaje związana z ziarnami skalnymi w wyniku działania sił międzycząsteczkowych ( adhezja )

SZCZELINOWATOŚĆ - występuje w skałach zwięzłych, litych i zależy od wielkości i rozmiaru szczelin oraz ich wzajemnego ułożenia. Ilościowo wyraża się:

WSPÓŁCZYNNIK SZCZELINOWATOŚCI [ d ] - stosunek sumarycznej powierzchni szczelin do rozpatrywanej powierzchni skały [ F ]

bs + l

d = ----------* 100 % [ - ]

F

 

bs - średnie rozwarcie szczelin

l - sumaryczna długość szczelin

Ze względu na możliwość gromadzenia i przewodzenia wody szczeliny dzielimy:
       Nadkapilarne - o szerokości > 0,25 mm
       Kapilarne - o szerokości 0,25 - 0,0001 mm
       Subkapilarne - o szerokości < 0,0001 mm


Szczeliny mogą mieć pochodzenie:

Syngenetyczne - powstają na skutek sił wewnętrznych w trakcie powstawania skały

Tektoniczne - powstają na skutek sił zewnętrznych podczas ruchów

tektonicznych

Wietrzeniowe - powstają w wyniku wietrzenia fizycznego

Odprężeniowe - powstają na skutek zmian ciśnienia w górotworze

WODOPRZEPUSZCZALNOŚĆ ( WODONOŚNOŚĆ ) - zdolność utworów skalnych do gromadzenia, przewodzenia (przepuszczania) i oddawania wody wolnej.
Zależy od wielkości i ilości porów, kształtu ziarn skalnych , lepkości i temperatury wody.

Skały dzielimy na:
przepuszczalne - żwiry, piaski, pospółki, skały lite silnie szczelinowate
półprzepuszczalne - piaski gliniaste, ilaste, gliny silnie piaszczyste, torfy, namuły
nieprzepuszczalne - gliny, iły, mułki, skały lite nieszczelinowe

• Przepuszczalność hydrauliczna zdolność skał umożliwiająca ruch wody w wyniku różnicy ciśnień hydrostatycznych. Ruch zachodzi tylko wtedy, gdy pory są ze sobą skomunikowane tworząc splot przewodów hydraulicznych. Od przepuszczalności zależy ilość wody przepływającej przez skały czyli zasoby wody.
  Przepuszczalność zależy od:
  - wielkości próżni (a wymiary porów zależą od średnicy ziaren) - więcej
  wody przewodzą skały o większych porach, w skałach zbudowanych z
  ziaren wydłużonych jest zależność przepuszczalności od tekstury -
  przepuszczalność większa w kierunku dłuższych osi ziaren
  - lepkości i temperatury wody - lepkość maleje wraz ze wzrostem temp.
  więc wody cieplejsze przemieszczają się w skałach łatwiej
  
  Stopień przepuszczalności - określa objętość wody, jaka przepływa w jednostce czasu przez określony przekrój skały i przy określonej różnicy ciśnień hydrostatycznych.

FILTRACJA - przepływ wody w skałach porowatych polegający na powolnym przesączaniu się cząstek wody przez pory i kanaliki w kierunku poziomym i pionowym. Główną siła pasywną są tu siły tarcia wewnętrznego. Wobec dużej powierzchni wewnętrznej porów, ich małych przekrojów i znacznej krętości powstają duże opory, tak że filtracja odbywa się z małymi prędkościami ruchem najczęściej laminarnym podlegającym liniowemu prawu Darcy. Parametrem określającym filtrację jest współczynnik filtracji k.

RODZAJE FILTRACJI ZE WZGLĘDU NA CHARAKTER RUCHU CZĄSTEK WODY:

1.filtracja laminarna - przesączanie się wody przez pory i kanały skalne w sposób warstwowy, tzn. cząstki wody poruszają się po torach równoległych do siebie oraz stropu i spągu warstwy wodonośnej

2.

filtracja turbulentna - w ruchu laminarnym po przekroczeniu przez cząstki wody pewnej dopuszczalnej prędkości ( prędkość krytyczna ) zmienia się charakter ruchu cząstek, ich drogi zaczynają się krzyżować, powstają zawirowania, czyli cząstki wody wpadają w ruch turbulentny = burzowy

3. filtracja mieszana - ruch cząstek wody zachowuje jeszcze pewne cechy ruchu laminarnego a niektóre cząstki poruszają się już ruchem turbulentnym. Jest to filtracja przejściowa.

RODZAJE FILTRACJI ZE WZGLĘDU NA ZMIENNOŚĆ PARAMETRÓW HYDROGEOLOGICZNYCH W CZASIE:

1.filtracja ustalona - jest to ruch, w którym parametry strumienia wody podziemnej, takie jak ciśnienie i prędkość w określonym punkcie nie zmieniają się w czasie

2. filtracja nieustalona - w ruchu tym parametry strumienia wody podziemnej są zmienne w czasie.

W 1957 roku DUPUIT wprowadził pojęcie prędkość filtracji jako zależność

Q
V = -------
F
gdzie: Q - objętość wody przepływająca w jednostce czasu [ m3 /s ]
F - powierzchnia przekroju, przez który woda przepływa [ m2 ]

Wartość prędkości V nie odzwierciedla jednak rzeczywistej prędkości przepływu !

W 1956 roku DARCY stwierdził, że ilość wody przepływającej przez środowisko skalne można opisać wzorem:
 
Q = k * J * F
 gdzie: Q - ilość przepływającej wody
k - współczynnik filtracji
J - spadek hydrauliczny
F - powierzchnia przekroju
 
ponieważ Q
V = -------
F
 
otrzymujemy V = k * J
 
 
czyli V
k = -------
J

WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI - k ( współczynnik wodoprzepuszczalności ) - miara wodoprzepuszczalności skał porowatych, określająca zgodnie z liniowym prawem filtracji Darcy zależność między spadkiem hydraulicznym a prędkością filtracji wody; ma miano prędkości. Zależy od: własności skały (porowatości, wielkości i kształtu ziarn), własności wody (temperatury, lepkości, mineralizacji) i stopnia nasycenia wodą skały.

V
k = ----------- [ m / s ]
J

Równanie to wyraża podstawowe prawo filtracji nazywane prawem Darcy lub liniowym prawem filtracji, określającym zależność prędkości filtracji od spadku hydraulicznego w warunkach ruchu laminarnego.


SPADEK HYDRAULICZNY [ J ] - różnica w wysokości hydraulicznej między dwoma punktami położonymi na jednej linii prądu.
Zależy od:
-         przepuszczalności utworów skalnych
-         prędkości ruchu wody
-         ukształtowania terenu
-         wielkości zasilania


H1 - H2 * H
J = ------------- = --------
L L



WSPÓŁCZYNNIK PRZEWODNICTWA WODNEGO T - określa stopień zdolności skały do przewodzenia wody.

Miara przewodnictwa wyrażająca jednostkowe natężenie (wydatek) strumienia wody na jednostkę szerokości warstwy przy jednostkowym spadku hydraulicznym (odnosi się do przekroju warstwy prostopadłego do kierunku strumienia wody oraz warstw nasyconych, jednorodnych i izotropowych)

T = m * k [m2/h]

• WODOCHŁONNOŚĆ - zdolność skały do pochłaniania i gromadzenia wody. Odpowiada skała porowatym - im większa sumaryczna objętość porów tym więcej wody może skała wchłonąć.
  
  - wodochłonność całkowita - obejmuje wszystkie wody w skale, zarówno
  wolne jak i związane. Zostaje osiągnięta, gdy wszystkie próżnie zostaną
  wypełnione wodą. Wówczas skała osiągnie stan pełnego nasycenia wodą,
  czyli saturacji.
  - potencjalna wodochłonność to stosunek objętości próżni w skale do
  całkowitej jej objętości:
  W = (Vp / V) 100%
  lub W = [(mn- ms) / ms]* 100%
  gdzie: mn - masa skały nasyconej wodą
  ms - masa skały suchej
  
  wodochłonność 20-30% - skały bardzo wodochłonne
  wodochłonność > 30% - skały bardzo silnie wodochłonne

ODSĄCZALNOŚĆ - zdolność skał do oddawania wody wolnej pod wpływem siły ciężkości. Zależy od: wymiarów porów czyli od średnicy ziaren i różnoziarnistości skał.
Odsączalność określa się za pomocą:
 


WSPÓŁCZYNNIKA ODSĄCZALNOŚCI [ * ] - określa on stosunek objętości wody odsączonej ze skały [ V0 ] do objętości skały [ V ]

V0
* = ------ [ - ]
V
Z pojęciem odsączalności łączy się porowatość efektywna:

-przy grawitacyjnym odsączaniu w porach pozostaje jeszcze pewna ilość wody (woda kapilarna)

-przy procesie filtracji pory zajęte przez wodę kapilarną również biorą udział w przesączaniu

Zatem współczynnik odsączalności jest mniejszy niż porowatość efektywna.

SPRĘŻYSTE WŁASNOŚCI WARSTW WODONOŚNYCH

: w warstwach wodonośnych występujących na większych głębokościach i przykrytych osadami nieprzepuszczalnymi (wody wgłębne) własności ściśliwe i sprężyste umożliwiające gromadzenie i oddawanie wody różnią się niż w przypadku warstw wód gruntowych.

Na warstwy wód wgłębnych działają siły:

-siły pionowe działające na jednostkę powierzchni warstwy wodonośnej to ciężar skał przykrywających tą warstwę i zawartej w nich wody ( σc )


-są one równoważone w warstwie wodonośnej przez naprężenia między ziarnami ( σe ) i ciśnienie wody działające na spąg warstwy przykrywającej ( p )

Podczas pompowania zmniejsza się ciśnienie w warstwie wodonośnej. Wówczas zwiększają się naprężenia między ziarnowe ponieważ teraz muszą one przenieść większą część obciążenia. W wyniku wzrostu naprężeń między ziarnami zmniejsza się objętość porów a tym samym objętość warstwy wodonośnej. W ten sposób jest uwalniana (wyciskana) pewna ilość wody.

Natomiast przy zwiększeniu ciśnienia w warstwie wodonośnej zmniejszają się naprężenia między ziarnami co prowadzi do zwiększenia objętości porów. W ten sposób warstwa wodonośna może przyjąć pewną ilość wody.

Te cechy warstw wodonośnych wynikają z ich ściśliwości i sprężystości

a zdolność warstw do zmian objętości w wyniku działania sił określa współczynnik ściśliwości βs.

WSPÓŁCZYNNIK POJEMNOŚCI SPRĘŻYSTEJ β [ - ] - określa ilość wyzwolonej dodatkowo wody w wyniku odprężenia warstwy wodonośnej i zmniejszenia objętości porów w wyniku eksploatacyjnego obniżenia ciśnienia piezometrycznego.

Ponieważ własności sprężyste ujawniają się dopiero przy długotrwałym i silnym pompowaniu przy filtracji nieustalonej wartość tego parametru oblicza się tylko dla ruchu nieustalonego. W ruchu ustalonym jego odpowiednikiem jest współczynnik odsączalności.

• INFILTRACJA - przesiąkanie wody w głąb warstw skalnych. Zależy od: przepuszczalności skał, urzeźbienia terenu, temperatury powietrza, niedosytu wilgoci w powietrzu, pokrycia szatą roślinną, nasycenia wodą środowiska skalnego, przemarzania gruntu, działalności człowieka.

Liczbowo określa ją:

 

WSKAŹNIK INFILTRACJI [ w ] - stosunek ilości wody infiltrującej do strefy saturacji do wielkości średnich opadów

Ie

W = -----

P

Ie - infiltracja efektywna [mm]

p - opad atmosferyczny [mm]

Infiltracja efektywna - część wód pochodzących z opadów atmosferycznych, która po pomniejszeniu o spływ powierzchniowy, pobieranie przez rośliny oraz proces wiązania siłami molekularnymi z ziarnami w strefie aeracji przedostaje się do strefy saturacji i zasila wody podziemne.

Wielkość infiltracji efektywnej jest jednym z głównych elementów uwzględnianym przy określaniu zasobów wód podziemnych.


Określa się ją bezpośrednio w terenie (urządzenie zwane lizymetrem - urządzenie do pomiaru ilości wody utraconej przez glebę wskutek parowania oraz przesiąkania do głębszych warstw ziemi) lub pośrednio (szacunkowo) poprzez porównanie opadów z przepływem niżówkowym w rzekach przy znanych własnościach hydrogeologicznych skał. Zakłada się, że w okresach bezdeszczowych cieki zasilane są tylko przez wody podziemne, których główna masa jest pochodzenia infiltracyjnego.






Badanie ruchu wód podziemnych możliwe jest po odsłonięciu poziomu wodonośnego za pomocą otworów wiertniczych:
1. otwory poszukiwawcze
2.otwory badawczo-eksploatacyjne = rozpoznawcze
3.otwory obserwacyjne = piezometry

Ze względu na umiejscowienie otworów w warstwie wodonośnej wyróżniamy otwory:

1. dogłębione - otwory, które przewierciły całą

miąższość warstwy wodonośnej:

zupełne - warstwa wodonośna zafiltrowana na całej

miąższości

niezupełne - zafiltrowany tylko fragment warstwy

2. niedogłębione (wiszące) - otwory, które nie

przewierciły całej miąższości warstwy wodonośnej

(niezupełne)

Charakter ruchu wód podziemnych określa się na podstawie pompowań przeprowadzanych w otworach badawczo-eksploatacyjnych:

ilość wody, jaką w określonych warunkach hydrogeologicznych i technicznych otworu otrzymujemy w jednostce czasu w wyniku pompowania to wydatek studni Q.
s - depresja - obniżenie statycznego zwierciadła wody podziemnej w wyniku jej wydobycia (pompowania) w otworze oraz w jego pobliżu.

Obniżenie zwierciadła wody wokół studni powoduje powstanie leja depresji o promieniu R. Promień leja depresji R zależy od: depresji w pompowanym otworze, miąższości i własności filtracyjnych warstwy wodonośnej (w ruchu nieustalonym też od czasu).

Zwierciadło ukształtowane w wyniku pompowania to zwierciadło dynamiczne.





W czasie pompowania wody ze studni oraz w miarę eksploatacji powstaje ZESKOK HYDRAULICZNY - różnica między depresją zwierciadła wody wewnątrz studni i na zewnętrznej ścianie.


Powstaje on w wyniku strat ciśnienia, które wywołane są oporami gruntu w czasie przepływu wody oraz oporami filtra podczas wpływania wody do środka studni. Straty te związane są z przepływem turbulentnym.

Δh = s - s1

lub Δh = h1 - h

W prawidłowo zaprojektowanym i wykonanym otworze studziennym zeskok hydrauliczny jest zazwyczaj niewielki i nie uwzględnia się go w obliczeniach. Natomiast wraz z czasem eksploatacji i kolmatacja filtra wyraźnie on wzrasta. Zatem depresja zmierzona w studni starej znacznie różni się od depresji faktycznej w warstwie wodonośnej. W badaniach warstw wodonośnych za pomocą studni starych należy w obliczeniach uwzględniać ten parametr.

Wielkość spadku hydraulicznego zależy od przepuszczalności warstwy wodonośnej, depresji w studni, promienia studni, stanu technicznego i wieku studni.

Jeżeli pompowanie będzie prowadzone ze stałym wydatkiem to:

1. może ustalić się równowaga między depresją s a promieniem leja depresji R i parametry te w określonym czasie będą niezmienne - jest to filtracja ustalona

2. w czasie zmienia się wartość s i R (wzrasta) - jest to ruch nieustalony

POMIARY KIERUNKU I PRĘDKOŚCI PRZEPŁYWU WÓD PODZIEMNYCH:

pomiary te wymagają przeprowadzenia badań terenowych w otworach wiertniczych lub w źródłach

1.Badanie kierunku przepływu wód - metoda graficzna:

polega ono na dokładnym określeniu wysokości zwierciadła wody w jednej, konkretnej warstwie wodonośnej w minimum 3 punktach rozmieszczonych w trójkącie. Punkty te zaznacza się na mapie a na każdym z boków utworzonego z nich trójkąta zaznacza się wartości pośrednie. Po połączeniu punktów o tych samych wartościach otrzymujemy linie - HYDROIZOHIPSY. Kierunek do nich prostopadły określa nam kierunek spływu wód podziemnych.




Hydroizohipsa - linia równych

wysokości hydraulicznych dla

danej warstwy wodonośnej

2. Badanie prędkości przepływu:

polega na wprowadzeniu do strumienia wody znacznika i obserwowaniu czasu pojawienia się go w określonej odległości. Wykorzystuje się tu co najmniej 2 otwory wiertnicze oraz źródła i cieki powierzchniowe. Do otworu wskaźnikowego wprowadza się znacznik a z otworów obserwacyjnych lub źródeł pobiera się próbki wód i oznacza zawartość tego znacznika aż do czasu, kiedy minie maksymalne jego stężenie w badanej wodzie.

Wskaźniki powinny mieć następujące cechy:

-dobrą rozpuszczalność w wodzie

-dużą trwałość

-obojętność chemiczną

-intensywność

-łatwą oznaczalność jakościową i ilościową

-muszą być proste w użyciu

-nie mogą być toksyczne lub trujące

Prędkość przepływu wyznacza się ze wzoru:

L

V = --------

t

L - odległość miedzy punktami

t - czas przepływu wody między punktami

Metody znacznikowe pozwalają nie tylko na wyznaczenie prędkości przepływu ale także kierunków przepływu wód podziemnych

Zależnie od rodzaju znacznika oraz sposobu pomiaru jego stężenia w wodzie wyróżnia się metody:

Kolorymetryczną - wskaźnikiem jest tu barwnik, najczęściej fluoresceina, erytrozyna, eozyna, błękit metylowy

Chemiczną - wskaźnikiem jest łatwo rozpuszczalny związek chemiczny, np.: chlorek sodu, chlorek amonu lub chlorek wapnia

Elektrolityczną - również wprowadza się łatwo rozpuszczalny związek chemiczny ale nie mierzy się jego stężenia lecz przewodnictwo elektrolityczne. Używanym najczęściej wskaźnikiem jest chlorek amonu, który wywołuje dysocjację elektrolityczną i zwiększa wartość przewodnictwa.

METODY WYZNACZANIA WSPÓŁCZYNNIKA FILTRACJI:

Wzory empiryczne, tabele i wykresy pozwalają na określenie wartości przybliżonej. Wyniki uzyskane różnymi wzorami mogą różnić się między sobą i jednocześnie różnią się od rzeczywistych wartości współczynnika filtracji. W metodzie tej konieczna jest znajomość danych dotyczących składu granulometrycznego skały, kształtu ziaren i porowatości. Wybór wzoru powinien być uzależniony od charakteru skały i uwzględniać warunki stosowalności wzorów. Najczęściej stosowane wzory to: Hazena, Slichtera, Seelheima.

Metody laboratoryjne

zasada działania większości przyrządów przepływowych do wyznaczania współczynnika filtracji opiera się na schemacie zastosowanym przez Darcy: ilość wody przepływającej w jednostce czasu przez dowolny przekrój w utworach porowatych zależy od wielkości spadku hydraulicznego, powierzchni przekroju i współczynnika filtracji

Q = k * J * F

czyli: jest to pomiar ilości wody, która w jednostce czasu przesącza się przez próbkę skały o określonej wysokości (umiejscowioną w specjalnym aparacie) przy określonej różnicy ciśnień.

Powszechnie stosuje się też inną metodę opierającą się na prędkości opadania zwierciadła wody wypływającej z rurki pomiarowej.

Laboratoryjne metody wyznaczania współczynnika filtracji stosowane są przede wszystkim dla filtracji pionowej.

-filtracja pozioma - związana jest z przepływem wody przy stosunkowo niewielkich gradientach hydraulicznych ( zwykle > 0,01) a droga, którą woda pokonuje jest długa. Ocena warunków filtracyjnych związana jest z możliwością eksploatacji warstw wodonośnych

-filtracja pionowa - ma miejsce przez utwory półprzepuszczalne, gdzie gradienty hydrauliczne wymuszające filtrację mogą być nawet o kilka rzędów większe a droga filtracji odpowiada miąższości utworów półprzepuszczalnych. Ocena warunków filtracyjnych związana jest tu z ocena stopnia izolacji warstwy wodonośnej i jej zabezpieczenia przez zanieczyszczeniami.

Do badań laboratoryjnych stosuje się próbki gruntów o nienaruszonej strukturze (NNS), które umieszcza się w specjalnych aparatach (permeametrach).

Ze względu na charakter filtracji i zasadę działania wyróżnia się aparaty:


1. zmiennogradientowe - mierzy się tempo

opadania zwierciadła wody, tzn. przy znanej

wysokości próbki (Δl) i początkowym stanie

zwierciadła wody (Ho) określa się czas (t)

jaki upłynął gdy zwierciadło obniżyło się

o s (edometr, rurka Kamińskiego,

stanowisko FLOW-PUMP)

2. stałogradientowe - dokonuje się pomiar natężenia filtracji Q, róznicy ciśnienia ΔH i długości drogi filtracji Δl (aparat trójosiowy, aparat Wiłuna, stanowisko FLOW-PUMP)




Metody polowe metody te dają najbardziej miarodajne wyniki, gdyż prowadzone są w naturalnych warunkach, gdzie warstwa wodonośna ma nienaruszoną strukturę, naturalne ciśnienie i temperaturę. Wyniki te charakteryzują całe badane środowisko wód podziemnych.

Jednak wzory służące do obliczania współczynnika filtracji mają charakter przybliżony. Jest tak dlatego, ze w środowisku wód podziemnych rzadko są spełnione wszystkie warunki (jednorodność i izotropowość warstwy wodonośnej, poziome ułożenie czy stała miąższość), które muszą być zachowane przy odpowiednich wzorach.

Dokładność uzyskanych wyników zależy więc od stopnia zbieżności warunków badanego środowiska z założeniami wzoru.

Niejednorodność i anizotropowość ośrodka skalnego związana jest z jego wykształceniem granulometrycznym i litologicznym.

Ośrodek jest niejednorodny, gdy przestrzenny rozkład jego własności wykazuje zróżnicowanie. Gdy różne są własności fizyczne w różnych kierunkach to mówimy o anizotropowości.

Odnosi się to również do cech skał, które decydują o wielkości współczynnika filtracji. Może być on więc różny w różnych punktach warstwy lub zmieniać się w różnych kierunkach.

Najczęściej stosuje się metodę próbnego pompowania, które przeprowadza się na 3 poziomach dynamicznych przy trzech kolejno wzrastających po sobie wydatkach.

Ilość wody pompowanej na I poziomie ustala się w zależności od wyników pompowania wstępnego, które przeprowadza się po wykonaniu otworu wiertniczego. Ilość ta nie może przekraczać 1/3 zdolności pompy i 1/3 dopuszczalnej przepustowości otworu, która zależy od długości i średnicy filtra i przepuszczalności warstwy wodonośnej.

Ta dopuszczalna przepustowość to inaczej maksymalny wydatek studni w określonych warunkach hydrogeologicznych i technicznych:

Q max = π * d * l * V dop

d - średnica zewnętrzna filtr [m]

l - długość części roboczej filtra [m]

Vdop - dopuszczalna prędkość wlotowa wody na filtr

√k k (m/s)

wzór Slichtera: Vdop = -----

30

Po rozpoczęciu pompowania w odstępach czasu około 10 - 15 minut przeprowadza się pomiary zwierciadła wody w otworze pompowanym i w piezometrze. Początkowo zwierciadło będzie opadało, ale później te wahania ustaną. Jeśli trzy kolejne pomiary wykażą te same wartości (+/- 1 % błędu), to przyjmuje się że pierwszy poziom dynamiczny został ustalony i od tej chwili pompowanie musi trwać przez 24 h z niezmiennym wydatkiem. Pomiary zwierciadła wody wykonuje się nadal co 60 minut.

P 24 godzinach pompowanie przechodzi na II poziom, gdzie zwiększamy wydatek i powtarzamy procedurę. Na kolejnym III poziomie znów zwiększa się wydatek. Po zakończeniu pompowania nadal wykonuje się pomiary zwierciadła wody aż do momentu gdy wróci ono do stanu statycznego

Wyniki pompowania opracowuje się w formie wykresów.

Wykres stanu zwierciadła charakteryzuje jakościowo przepuszczalność warstwy wodonośnej. Im stromiej wznosi się odcinek krzywej po zakończeniu pompowania tym lepsza jest przepuszczalność i lepsze warunki dopływu wody do otworu.

Najszybciej, w ciągu kilku, kilkunastu minut wznosi się krzywa w warstwach mających wodę pod ciśnieniem. W przypadku wód o zwierciadle swobodnym ten powrót może trwać kilka lub kilkanaście godzin.

Dalsza interpretacja wyników próbnych pompowań w warunkach dopływu ustalonego (Q=const.,s=const.) polega na:

vsprawdzeniu rodzaju filtracji

vwyznaczeniu parametrów hydrogeologicznych warstw wodonośnych na podstawie schematów obliczeniowych (Dupuit'a, Forchheimera, Krasnopolskiego, Schoellera, lub Macioszczyka)

Rodzaj filtracji (laminarna, turbulentna, mieszana) określa się na podstawie wydatku jednostkowego q - jest to ilość wody otrzymywana w jednostce czasu na 1 metr depresji (m3/h/1ms), wg.Dupuit'a :

k*(2H - 1)

zwierciadło swobodne: q = 1,36 * --------------------

lg R - lg r

 

Q

zwierciadło napięte: q = -------

s

SCHEMAT DUPUIT'A:

ruch ustalony tzn.Q=const.,s=const.,R=const.;

filtracja laminarna;

studnia zupełna;

warstwa wodonośna jednorodna k=const. i nieograniczona

; zwierciadło wód i powierzchnia spągu warstwy wodonośnej są poziome J = O;

dopływ odbywa się sferyczno-radialnie;

promień studni bardzo mały

W przypadku otworów niedogłębionych (wiszących) stosuje się SCHEMAT FORCHHEIMERA, mówiący o empirycznej zależności między wydatkiem studni niedogłębionej Qw i studni dogłębionej Qi

SCHEMAT KRASNOPOLSKIEGO - dopływ do otworu studziennego przy ruchu turbulentnym; określamy tu współczynnik fluacji K - filtracji turbulentnej. Taki ruch wody może odbywać się w przewodach nadkapilarnych np. olbrzymie pory w rumoszach skalnych, w głazowiskach, szczelinach, lejach krasowych, gdy prędkość przepływu przekroczy tzw. prędkość krytyczną określoną liczbą Reynoldsa.

 

Dopływ do otworu przy ruchu mieszanym - SCHEMAT SCHOELLERA i MACIOSZCZYKA.

PRÓBNE POMPOWANIA W WARUNKACH DOPŁYWU NIEUSTALONEGO: charakter ruchu nieustalonego ujawnia się podczas próbnego pompowania ze stałym wydatkiem, rozszerzaniem i pogłębianiem się leja depresji. Zachodzące zmiany zależą przede wszystkim od przewodnictwa wodnego warstwy wodonośnej i jej własności sprężystych oraz jej rozprzestrzenienia. Pomiary podczas pompowania wykonuje się w piezometrze umieszczonym w obrębie leja depresji. Odległość piezometru od eksploatowaniej studni w przypadku zwierciadła swobodnego nie powinna być mniejsza niż 1,5*miąższość warstwy wodonośnej, ale max. 100 metrów; w przypadku zwierciadła napiętego : 80 - 300 metrów. Obserwacje stanu wód prowadzone są w ujętej jak i sąsiadujących warstwach wodonośnych.

Czas pompowania warstw nieograniczonych max. 100 godzin.

Opracowanie wyników przeprowadza się w oparciu o sporządzony wykres zmian depresji w czasie. Wykres przygotowuje się na siatce półlogarytmiczej lub bilogarytmicznej.

Podstawowymi schematami obliczeniowymi są: schemat Theis'a, Hantusha i Boultona.

 

Przebieg procesu eksploatacji studni można podzielić na trzy etapy:

1.dopływ wód do studni w początkowym okresie w warunkach sprężystych - schem. Theis'a

2.dopływ wykazujący częściową stabilizację przy udziale przesączeń z sąsiednich warstw wodonośnych - schem. Hantusha

3. dopływ wód z całego kompleksu wodonośnego w warunkach odsączania grawitacyjnego - schem.Boultona.

SCHEMAT THEIS'A

 

Założenia:

dopływ nieutalony; zmienne w czasie s i R przy Q = const.;

filtracja laminarna;

warstwa wodonośna o zwierciadle napiętym ograniczona od stropu i spągu utworami nieprzepuszczalnymi , jednorodna k = const., o stałej miąższości;

studnia zupełna o bardzo małym promieniu, pompowanie krótkotrwałe powodujące natychmiastowe obniżenie ciśnienia w warstwie wodonośnej

SCHEMAT HANTUSHA

 

Założenia:

warstwa wodonośna o zwierciadle napiętym przykryta jest warstwą półprzepuszczalną ponad, którą zalega warstwa wodonośna. Z niej woda przesącza się do eksploatowanej warstwy wodonośnej.

W profilu pionowym może wystąpić dodatkowe zasilanie z warstw wodonośnych położonych poniżej filtra studni. Ilość wody pochodząca z przesączania jest stała i proporcjonalna do depresji w studni. Kierunek przesączania zależy od rozkładu ciśnień w warstwach wodonośnych.

Pozostałe założenia jak w schem.Theis'a

SCHEMAT BOULTONA - uwzględnia przejście od dopływu wód w warunkach sprężystych (zwierciadło napięte) do dopływu wód do studni w warunkach odsączania grawitacyjnego (zwierciadło swobodne).Warunki jak dla wód o zwierciadle swobodnym pojawiają się dopiero podczas uwalniania wód z całego kompleksu wodonośnego. Stąd stosowanie tej metody ograniczone jest do długotrwałych pompowań lub eksploatacji trwającej kilka lat.




PODSTAWY HYDROCHEMII

HYDROGEOCHEMIA - nauka zajmująca się składem chemicznym wód podziemnych, jego pochodzeniem oraz możliwościami wykorzystania wód.

Znaczenie hydrogeochemii polega na rozpoznawaniu krążenia substancji w wodach naturalnych, rozpoznawaniu istoty procesów i zjawisk zachodzących w wodach podziemnych i środowisku ich występowania. Ogromne znaczenie dla człowieka ma jakość wód podziemnych używanych powszechnie do picia, celów gospodarczych i przemysłowych. Stąd ważne znaczenie hydrogeochemii w badaniach chemizmu i jakości wód podziemnych w aspekcie wzrastającej ich eksploatacji oraz zanieczyszczenia a także ochrony ich zasobów. Głównym zadaniem jest tu prognoza zmian reżimu hydrogeochemicznego w czasie związana z eksploatacją.

Składniki chemiczne wód podziemnych występują w trzech głównych postaciach:

• Gazy - występują w formie rozpuszczonej i łatwo wydzielają się wraz ze zmianą warunków fizyczno - chemicznych ( tlen, dwutlenek węgla, siarkowodór, metan )

• Jony - występują w formie roztworów soli i kwasów, główna ich masa pochodzi z rozpuszczania minerałów i skał ( wapń, magnez, sód, potas, żelazo, mangan, wodorowęglany, chlorki, siarczany, związki azotowe )

• Substancje koloidalne - tworzące nietrwałe roztwory koloidalne, wydzielające się po koagulacji w postaci żelu ( związki żelaza, glinu, krzemu).

Skład chemiczny wód podziemnych oraz ich właściwości fizyczno - chemiczne zależą od:

• genezy wody ( pochodzenia)

• litologii skał kontaktujących się z wodą

• czasu kontaktu wody ze skałami i wielkości powierzchni ich styku

• długości drogi wód w środowisku skalnym

• prędkości przepływu wody

• temperatury i lepkości wody

• głębokości występowania wody

• związku wód podziemnych z powierzchnią terenu i wodami powierzchniowymi

• klimatu

• wpływu czynników antropogenicznych.

Skład chemiczny i właściwości fizyczno - chemiczne wód podziemnych formowane są w wyniku działania różnorodnych procesów fizycznych, chemicznych i mikrobiologicznych oraz procesów łączonych, wśród których największe znaczenie odgrywają:

• rozpuszczanie minerałów i skał będących w kontakcie z wodą, procesy wymiany jonowej, desorpcji, utleniania i redukcji, przemiany promieniotwórcze - dostarczają: wapń, magnez, wodorowęglany, sód, potas, chlorki, siarczany, żelazo i mangan

• mieszanie się wód różnego typu

• procesy pomagmowe - powstaje dwutlenek węgla

• rozkład substancji organicznej - dostarcza: siarkowodór, metan, siarczany, żelazo, mangan, związki azotowe

• procesy mikrobiologiczne - dostarczają: siarkowodór, żelazo, mangan, związki azotowe

• wpływ czynników atmosferycznych - dostarcza: tlen i dwutlenek węgla

• wpływ czynników antropogenicznych. - dostarcza: dwutlenek węgla, chlorki, siarczany, związki azotowe

Biegunowość cząsteczki wody sprawia, że oddziałuje ona elektrycznie na cząsteczki innych substancji, np. minerałów i skał, z którymi woda się kontaktuje. Jeżeli energia tego oddziaływania jest większa od energii sieci krystalicznej danego minerału, następuje oderwanie jonów z sieci krystalicznej i przejście ich do roztworu, czyli - rozpuszczanie - wzbogacające wody w oderwane jony. Procesem przeciwstawnym jest przechodzenie jonów z roztworu na powierzchnię kryształów, czyli krystalizacja - zubożająca wody w przyłączone do kryształów jony. Rozpuszczanie dominuje w roztworach nienasyconych a wraz ze wzrostem mineralizacji (nasycenia) przewagi nabiera proces krystalizacji. I tak na przykład: w skałach osadowych chemizm wód zależy od składu najłatwiej w danych warunkach rozpuszczalnych minerałów. Należą do nich: halit - dający typ wody chlorkowo - sodowa; gips, którego rozpuszczanie tworzy typ wody siarczanowo - wapniowa; kalcyt - wodorowęglanowo - wapniowa i dolomit: wodorowęglanowo - wapniowo - magnezowa.

W przypadku skał magmowych i metamorficznych, zbudowanych głównie z trudno rozpuszczalnych minerałów krzemianowych, wody krążące w ich szczelinach są słabiej zmineralizowane niż wody w skałach osadowych. Rozpad minerałów krzemianowych powoduje wzbogacenie wód głównie w: sód, potas, wapń i magnez. Wody te ponadto wykazują wysoką zawartość krzemionki i niższe pH; są typu wodorowęglanowo - wapniowego, niekiedy z domieszką siarczanów powstałych z rozpadu pirytu.

Kolejnym procesem jest wymiana jonowa, w której aktywnie uczestniczą kationy, których energia wymiany wzrasta wraz ze wzrostem ich wartościowości według szeregu:

Fe³⁺ > Al³⁺ >Ba²⁺ > Ca²⁺ > Mg²⁺ > NH₄⁺ > K⁺ > Na⁺ > Li⁺

Uszeregowanie to wskazuje, że żelazo i glin są na ogół najbardziej stabilne po przyłączeniu do cząsteczki mineralnej a lit najłatwiej przechodzi do roztworu.

Pokrewne do wymiany jonowej są procesy membranowe polegające na selektywnej migracji roztworów wodnych przez warstwy ilaste zachowujące się jak półprzepuszczalne membrany. Ich skutkiem jest wzrost mineralizacji wraz ze wzrostem głębokości i wzajemne zastępowane jonów. I tak na przykład: wody podziemne występujące w strefie aktywnej wymiany mają typ wodorowęglanowo - wapniowy (charakterystyczny dla wód czwartorzędowych). W warunkach natomiast utrudnionego przepływu lub stagnacji jony wapnia wychwytywane zostają przez osady ilaste a w ich miejsce wprowadzone są jony sodu, stąd typ wód wodorowęglanowo - sodowy ( charakterystyczny dla kredy gdańskiej ).

mineralizacja ogólna - mineralizacja jest czułym wskaźnikiem czasu i intensywności współdziałania wód podziemnych ze środowiskiem skalnym. Wzrasta ona wraz ze wzrostem głębokości od wartości rzędu 0,1 - 1,0 g/dm³, charakterystycznych dla infiltrujących wód opadowych do wartości 300 - 400 g/dm³, charakterystycznych dla bardzo głębokich wód - stężonych solanek. Wraz ze wzrostem mineralizacji zmienia się skład chemiczny wody w sensie udziału poszczególnych jonów. W wodach słabo zmineralizowanych dominują aniony wodorowęglanowe, w średnio zmineralizowanych występują w różnych proporcjach wodorowęglany, siarczany i chlorki, w silnie zmineralizowanych i solankach powszechnie dominują jony chlorkowe




Procesy mieszania się wód różnych typów mają także istotne znaczenie dla kształtowania się chemizmu wód podziemnych i związane są głównie z czynnikami decydującymi o ich krążeniu.




Przykładem może być mieszanie się wód podziemnych z morskimi na wybrzeżach, co jest szczególnie ważne w naszym regionie. Równowaga wód słono - słodkich jest niezwykle łatwa do naruszenia poprzez zbyt intensywna eksploatacje. W konsekwencji jej naruszenie powoduje rozprzestrzenienie się wód słonych w obrębie warstw wodonośnych, czyli zasolenie wód podziemnych mogące dojść nawet do 2000 mgCl/ dm³ i zamkniecie ujęć (ujęcie Grodza Kamienna).

Rozpatrując procesy formujące skład chemiczny wód podziemnych należy także brać pod uwagę zdolności migracyjne pierwiastków zależne w dużej mierze od pH wody i ich zużywalność przez świat organiczny. Na przykład: sód jest intensywniej wymywany i wynoszony przez wody niż potas, który z kolei łatwiej podlega adsorpcji i wychwytywaniu przez rośliny. Również azot w formie amonowej łatwo ulega sorpcji i zatrzymywany jest przez minerały ilaste, natomiast w formie azotanowej jest intensywnie wymywany i wynoszony przez wody. Łatwo wymywane są także: chlorki, bromki i siarczany; średnią podatność mają wapń, sód, magnez, fluor, cynk i stront a bardzo ograniczone jest wymywanie metali ciężkich i krzemionki. Natomiast jeśli chodzi o fluorki - łatwo migrują one w miękkich, alkalicznych wodach typu wodorowęglanowo - sodowego, zaś w wodach twardych ( zawierających dużo wapnia ) ich migracja jest ograniczona. Tym właśnie tłumaczy się obecność fluorków w wodach podziemnych na Żuławach. Ta rozległa anomalia fluorkowa (stężenia dochodzące do ponad 5 mgF/dm³ ) występuje w wodach piętra kredowego, ale tylko typu wodorowęglanowo - sodowego, w których rozpuszczanie minerałów zawierających fluor jest bardzo intensywne. Zaś podwyższone stężenia fluoru spotykane w młodszych od kredy formacjach wodonośnych na Żuławach pochodzą z ascenzyjnie dopływających do nich wód kredowych.

Oprócz typu wody ważnym czynnikiem decydującym o migracji pierwiastków są warunki red - ox, których miarą jest potencjał Eh. Jest on jednym z podstawowych kryteriów oceny genezy wody, warunków krążenia i zmian w składzie chemicznym.

• w środowisku utleniającym (Eh > 0,15 V) łatwo migruje chrom, wanad i siarka a żelazo i mangan tworzą trudno rozpuszczalne związki. Warunki takie spotykamy głównie w wodach płytkich, aktywnej strefy wymiany, powyżej granicy tlenowej.

• w środowisku glejowym (Eh < 0,4 V, bez H₂S) łatwo migrują żelazo i mangan na 2 stopniu utlenienia. Warunki takie występują w wodach o niewielkiej mineralizacji, ubogich w tlen i siarczany a bogatych w szczątki organiczne

• w środowisku redukcyjnym (Eh < 0,4 V) mikrobiologiczne utlenianie substancji organicznej odbywa się kosztem redukcji siarczanów i tworzy się H₂S; następuje tu wytrącanie trudno rozpuszczalnych siarczków żelaza, manganu, ołowiu, cynku i miedzi.

Granica środowisk zależy nie tylko od obecności tlenu, ale przede wszystkim od pH wody. W wodach kwaśnych odpowiada +0,4 V a w zasadowych +0,15 V.

WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNO - CHEMICZNE WÓD

- organoleptyczne - smak, zapach

- fizyczne - temperatura, przezroczystość, mętność, barwa, przewodnictwo

elektryczne, radoczynność

- chemiczne - mineralizacja, pH, potencjał red - ox, twardość, zasadowość,

kwasowość, utlenialność

temperatura - zależą od niej zdolności wody do rozpuszczania minerałów; na jej podstawie możemy określić kierunki krążenia wód, ich związki z powierzchnią terenu i wodami powierzchniowymi. Temperatura wód podziemnych waha się 0-100oC; powyżej wody są przegrzane a poniżej przechłodzone

Temperatura wód zależy od:
- szerokości geograficznej miejsca na powierzchni ziemi
- wysokości nad poziom morza
- głębokości pod powierzchnią ziemi
- prędkości ruchu wody płynącej
- geologiczno - fizycznych właściwości środowiska geologicznego

wody występujące płytko pod powierzchnią terenu zmieniają swoją temp. pod wpływem wahań temp. powietrza, niżej temp. kształtowana przez czynniki geologiczne;
* wahania temp. powietrza dobowe sięgają głębokości 0,8 - 1m
sezonowe 5 - 8m
roczne 15 - 40m
* poniżej strefy stałych temperatur temp. skał i wody rośnie według wartości stopnia geotermicznego; w Polsce ten stopień wynosi 33m (Sudety 20m, a NE 100m); znając stopień geotermiczny można obliczyć temp. wody na danej głębokości lub obliczyć z jakiej głębokości może pochodzić woda o danej temp.:

stopień geotermiczny - liczba metrów, na którą przypada wzrost temp. o 1 oC
gradient geotermiczny - przyrost temp. na każdy metr przyrostu głębokości

T = tśr. + A + (H - h)/g

H = g[T -(tśr + A)] +h

gdzie: T - temp. wody na głębokości H w C
tśr - średnia roczna temp. powietrza w danej miejscowości w C
A - dodajnik zależny od wys. n.p.m. w C
H - głębokość występowania wody w m
h - głębokość stref stałych temperatur w m
g - stopień geotermiczny w m


PODZIAŁ HYDROGEOLOGICZNY WÓD ZE WZGLĘDU NA TEMP.:
- chłodne T<tśr
- zwykłe T= tśr
- ciepłe T> tśr

PODZIAŁ FIZJOLOGICZNY ALBO BALNEOLOGICZNY:
- wody chłodne T<20stC
- wody termalne T>20stC, a te dzielą się na: hipotermalne 20-35stC,
homeotermalne 35-40stC
hipertermalne >40stC



przezroczystość i mętność - spowodowane są obecnością w wodzie drobnych zawiesin pyłowych lub koloidalnych a także intensywnym pompowaniem studni.

- przezroczystość wody to zdolność do przepuszczania promieni słonecznych przez nią
- mętność - zdolność do absorbowania promieni słonecznych

• wody podziemne są z reguły przezroczyste dzięki filtracji w skałach porowatych; mętne zdarzają się np. na kontakcie z bagnami i mokradłami, z których przenikają koloidy,

• czasem mętność pojawia się pojawia się po wydobyciu wody podziemnej i po zetknięciu z powietrzem wskutek utleniania dwuwęglanu żelaza w niej zawartego:
4Fe (HCO3)2 + O2 + 2H2O > 4Fe (OH)3 + 8CO2

barwa - spowodowana jest rozpuszczonymi w wodzie związkami humusowymi, kwaśnymi solami żelaza, siarkowodorem, siarką oraz obecnością drobnych zawiesin mechanicznych

- wody podziemne są przeważnie bezbarwne
- niekiedy może występować barwa wywołana obecnością w wodzie:
* związków humulusowych nadających zabarwienie żółte lub brunatnawe
* kwaśnych związków żelaza barwiących na zielonkawoniebiesko
* siarkowodoru dającego barwę lekko szmaragdową
* wolnej siarki barwiącej na niebieskawo
* czasem brunatnawe zabarwienie przez pył węglowy
- barwa rzeczywista- spowodowana rozpuszczonymi w wodzie substancjami
barwa pozorna - wywołana mechanicznymi zawiesinami
- barwa charakterystyczna jest dla wód stagnujących (bezodpływowych)

smak - sole i gazy rozpuszczone w wodzie oraz zawiesiny w niej zawarte nadają różny smak; odczucia smakowe zależą od: wrażliwości narządów zmysłu smaku, temp. wody i ilości rozpuszczonych w niej substancji
Najczęściej smak nadają:
- HCl - słonawy smak przy stężeniu 165 mg/l
- MgSO4 - gorzki smak powyżej 250 mg/l
- węglan sodu nadaje smak alkaliczny
- inne odczucia smaku nazywamy posmakiem
Smak wody można określić według stopnia, czyli intensywności wrażenia i jakości odczucia
- stopień odczucia - ilość rozpuszczonych substancji
0 - brak odczucia smaku
1 - b. słaby smak
2 - słaby
3 - wyraźny
4 - silny
5 - b. silny


zapach - wody podziemne przeważnie są bez zapachu; jedynie płytsze pozostające w kontakcie z bagnami, torfowiskami, wody zakażone ściekami i niektóre wody mineralne mają zapach; odczucia węchowe zależą także od: wrażliwości narządów powonienia, temp., ilości i jakości substancji w wodzie
Przy określaniu zapachu bierze się pod uwagę stopień odczucia:
0 - brak zapachu
1 - zapach b. słaby
2 - słaby
3 - wyraźny
4 - silny
5 - b. silny
oraz jakość odczucia:
- zapach roślinny R wywołany związkami organicznymi, które nie znajdują się w stanie rozkładu
- zapachy gnilne G wywołane związkami organicznymi znajdującymi się w stanie rozkładu
- zapach specyficzny S wywołane obecnością zanieczyszczeń pochodzenia antropogenicznego

odczyn wody - to podstawowy czynnik decydujący o możliwości migracji w wodach wielu składników, wpływa też na agresywność wody względem betonu i żelaza

potencjał red - ox - jest podstawowym kryterium oceny genezy wody, warunków krążenia i zmian w składzie chemicznym. Pierwiastkami decydującymi o Eh są te, które występują w największych stężeniach: tlen i węgiel występujący w postaci organicznej oraz żelazo, mangan i siarka

twardość - nie jest wykorzystywana w szczegółowych badaniach hydrogeologicznych, powszechnie jest jednak stosowana przy ocenie jakości wody jako wskaźnik bezpośredniego zasilania infiltracyjnego lub zanieczyszczenia antropogenicznego.

zasadowość i kwasowość - w szczegółowych interpretacjach hydrogeologicznych nie są wykorzystywane, mogą się jednak okazać przydatne do oceny jakości wody a zwłaszcza do ustalania sposobu jej uzdatniania.

przewodnictwo elektryczne - zależne od ilości i charakteru rozpuszczonych w wodzie substancji, na którego podstawie możemy ocenić mineralizację wody


SKŁADNIKI CHEMICZNE WÓD PODZIEMNYCH

GAZY - występują w formie rozpuszczonej i łatwo wydzielają się z wody wraz ze zmianą warunków fizyczno - chemicznych. Rozpuszczalność gazów w cieczach zależy od ciśnienia gazu i temperatury wody. Są to: O2 , CO2 , H2S i CH4

JONY - występują w formie roztworów rzeczywistych soli i kwasów a ich główna masa powstaje w wyniku rozpuszczania minerałów i skał. Są to: Ca, Mg, Na, K, Fe, Mn, Cl, HCO3 , SO4

SUBSTANCJE KOLOIDALNE - tworzą nietrwałe roztwory koloidalne i łatwo wydzielają się po koagulacji w postaci osadu. Należą do nich związki żelaza, glinu i krzemu.

DWUTLENEK WĘGLA - spośród wszystkich gazów występuje w wodach podziemnych najczęściej, gdyż jest dobrze rozpuszczalny w wodzie i bardzo popularny w przyrodzie; jest to gaz bezbarwny, o słabym zapachu; zwiększa rozpuszczalność minerałów:
np. kalcytu CaCO3 + H2O + CO2 - Ca (HCO3)2 - Ca2+ + 2HCO3-
Dwutlenek węgla w wodach podziemnych:
- CO2 związany - w węglanach lub dwuwęglanach
- CO2 swobodny (wolny): bierny - zrównoważony wodorowęglanami i agresywny - niezrównoważony, w większej ilości
(powoduje on agresywność wody do betonu i stali a co za tym idzie korozję)
Pochodzenie CO2 w wodach podziemnych:
- w wyniku infiltracji opadów atmosferycznych; a w atmosferze w wyniku reakcji biologicznych, zanieczyszczeń antropogenicznych, rozkładu substancji organicznych i ich utleniania, w wyniku procesów wulkanicznych
- wody na dużych głębokościach zawierają dużo CO2 pochodzącego z procesów wulkanicznych, a tym samym maja dużą zdolność do jego rozpuszczania, dlatego mamy wody juwenilne przesycone nim zwane szczawami

TLEN - występuje jedynie w płytkich wodach podziemnych, gdyż jego źródłem jest powietrze atmosferyczne; jego rozpuszczalność jest mała a im niższa temperatura tym jego rozpuszczalność w wodzie lepsza
- doprowadzany do wód podziemnych przez infiltrację opadów
- tlen występuje do pewnej głębokości w strefie saturacji zwanej granicą tlenową
- tlen utleniając oczyszcza wodę ze związków pochodzących z rozkładającej się materii organicznej, z drugiej strony duża ilość tlenu powoduje rdzewienie stalowych i żeliwnych przewodów.


METAN - lekki, bezbarwny, bezwonny, palny i tworzący w powietrzu mieszaninę wybuchową; w wodzie rozpuszcza się słabo
- pochodzić może w wodach płytkich z rozkładu substancji organicznych, w wodach kopalnianych powstał na skutek reakcji biochemicznych związanych z powstawaniem złóż węgla, też w wodach podziemnych towarzyszącym złożom ropy naftowej
- etan, propan, butan są również wskaźnikiem występowania złóż


SIAKOWODÓR - występuje zarówno w wodach podziemnych płytki jak i głębokich; ma charakterystyczny nieprzyjemny zapach; w wodzie rozpuszcza się w znacznych ilościach; silnie trujący (max w wodach do picia 0,05mg/l) i agresywny dla betonu i metali powodując korozję.
Pochodzenie:
- z rozkładu substancji organicznych
- redukcji siarczanów SO42- + 2C + H2O = H2S + 2HCO3
- rozkład siarczków metali np. pirytu
- w wodach podziemnych w rejonach młodego wulkanizmu

W wodach podziemnych występuje ok. 88 pierwiastków i ze względu na ich stosunki ilościowe podzielono je na 4 grupy:

1. Pierwiastki główne ( makroelementy ) powyżej 10mg/l - H, C, N, O, Na,
Mg, Cl, K, Ca, Mn, Br, Fe, J.

2. Pierwiastki rzadkie ( mikroelementy ) poniżej 10mg/l - Li, B, F, Al, Si, P,
Cu, Zn, Cr, Ba, Mo, Sr, Pb, Co.

3. Pierwiastki śladowe poniżej 0,01mg/l - Hg, Ag, Au, Cd.

4.Pierwiastki promieniotwórcze - U, Th, Ra, Rn, 3H.

Jony	pochodzenie i występowanie	tło hydrogeochemiczne mg/dm^3	dopuszczalne stężenie w Polsce (Rozp. Min. Zdr. z dn 04.09.2000 ) mg/dm^3	dopuszczalne stężenie w Unii Europejskiej mg/dm^3
Ca^2+	- rozpuszczanie minerałów i skał (węglanowych, iłow, piasków, żwirów, glin zwałowych , kalcytu, aragonitu, gipsu); - najczęściej współwystępuje z jonem HCO3^- dając typ wód HCO - Ca - dominuje w wodach nisko zmineralizowanych a w miarę wzrostu mineralizacji jego stężenie maleje	2 - 200	-	-
Mg^2+	- rozpuszczanie skał i minerałów (dolomit, magnezyt, kizeryt, epsomit) - najczęściej współwystępuje z jonami Ca^2+ i HCO3^- dając typ wód HCO - Ca - Mg	0,5 - 50	50	50
Na^+	- rozpuszczanie minerałów ( albit ) i pokładów soli kamiennej - pochodzenie reliktowe - intruzje wód morskich do warstw wodonośnych - zanieczyszczenia - najczęściej współwystępuje z jonem chlorkowym	1 - 60	200	200
K^+	- rozpuszczanie minerałów i soli potasowych - pochodzenie reliktowe - intruzje wód morskich do warstw wodonośnych - zanieczyszczenia - najczęściej współwystępuje z jonem Cl^- a rzadziej z SO4^2- i HCO^-	0,5 - 10	-	12
Cl^-	- rozpuszczanie minerałów i pokładów soli - pochodzenie reliktowe - intruzje wód morskich do warstw wodonośnych - ekshalacje wulkaniczne i procesy magmowe - zanieczyszczenia - wraz ze wzrostem głębokości rośnie jego stężenie	2 - 60	250	250
SO4^2-	- rozpuszczanie skał i minerałów - rozkład i utlenianie substancji organicznej - procesy mikrobiologiczne - towarzyszy jonom Ca^2+, rzadziej Mg^2+, Na^+ i Fe^2+ - wraz ze wzrostem głębokości rośnie jego stężenie	5 - 60	250	250
HCO3^-	- rozpuszczanie minerałów i skał węglanowych oraz krzemianów i glinokrzemianów - towarzyszy najczęściej jonom Ca^2+, Mg^2+, Fe^2+, Mn^2+ rzadziej Na^+ i K^+ - ze wzrostem głębokości maleje jego stężenie początkowo na korzyść SO4^2- a głębiej Cl^-	-	-	-
Fe^2+	- rozpuszczanie minerałów ( biotyt, augit, amfibole, piryt, syderyt, limonit) - rozkład substancji organicznej - procesy mikrobiologiczne	0,02 - 5	0,2	0,2
Mn^2+	- rozpuszczanie minerałów - rozkład substancji organicznej - procesy mikrobiologiczne	0,01 - 0,4	0,05	0,05
NH4^+	- rozkład substancji organicznej - procesy mikrobiologiczne - zanieczyszczenia	0 - 0,8	0,5	0,5
NO3^-		0 - 1	50	50
NO2^-		0 - 0,01	0,1	0,5

Na obszarach intensywnie zagospodarowany przez człowieka znacznie wzrasta stężenie związków azotu w wodach podziemnych, będąc efektem zanieczyszczenia. Związane jest ono z niewłaściwie prowadzoną gospodarką i pochodzić może z:
Ø      Niewłaściwie stosowanych i przechowywanych nawozów mineralnych
Ø      Przedawkowaniem nawozów naturalnych (gnojowicy)
Ø      Niewłaściwym składowaniem i transportem ścieków i odpadów bytowych i hodowlanych
Ø      Silnym rozwojem przemysłu i emisją do atmosfery związków azotu w formie spalin i dymów
Ø      Przedostaniem się zanieczyszczeń np. z nieszczelnych szamb do płytkich warstw wodonośnych lub zanieczyszczeń gospodarskich do studni kopanych

Zawartość związków azotu i ich rodzaj są często interpretowane jako podstawowy wskaźnik zanieczyszczenia wód. W wodach podziemnych zanieczyszczonych odpadami bytowymi lub hodowlanymi obecność jonów amonowych świadczy o świeżym i pobliskim zanieczyszczeniu; obecność jonów amonowych i azotynowych oraz ewentualnie azotanowych to zanieczyszczenie trwałe; obecność samych jonów azotanowych - odległe w czasie i przestrzeni zanieczyszczenie a wody uległy już samooczyszczeniu w wyniku utlenienia amoniaku i azotynów.
Oprócz związków azotu wody zanieczyszczone charakteryzują się także zespołem cech:
- Podwyższona mineralizacja, twardość, utlenialność, przewodność
elektrolityczna
- Podwyższone stężenia chlorków, siarczanów, sodu, potasu, wapnia, magnezu,
związków azotu, fluorków, metali ciężkich i substancji organicznej
- Występowanie substancji specyficznych (ropopochodnych, fenoli, pestycydów)
- Mozaikowa zmienność składników i zmienność w czasie chemizmu wód
- Wielojonowość płytko występujących wód




Innym ważnym problemem jakościowych wód naturalnych, nie związanym z zanieczyszczeniem jest powszechnie występujące wysokie stężenie jonów żelaza i manganu. Ich migracja wodna zależy od pH, Eh, obecności i formy substancji organicznej, ilości rozpuszczonego CO2, związków siarki oraz rozwoju określonych grup bakterii. W wodach niskozmineralizowanych żelazo występuje głównie jako Fe2+,Fe3+ oraz siarczany, wodorotlenki i wodorowęglany. W wodach podziemnych migruje przede wszystkim jako Fe2+ występując rozpuszczone w formie dwuwęglanu, dlatego też wody te są klarowne. Forma ta jest jednak nietrwała i w warunkach tlenowych przechodzi w nierozpuszczalny wodorotlenek żelazowy. Woda traci klarowność i mętnieje a z czasem brunatny wodorotlenek osadza się na filtrach i w przewodach powodując ich zarastanie.

Mangan występuje w eksploatowanych wodach podziemnych głównie w formie Mn2+ oraz jako wodorowęglany. Natomiast na IV stopniu utlenienia wydziela się on z wody jako MnO2 co powoduje zmętnienie wody, zmienia jej smak i zapach. Podobnie jak żelazo, mangan osadza się wówczas w rurach powodując ich kolmatacje (zarastanie). Proces ten powszechnie zachodzi przy udziale bakterii. Stężenie jonów manganu w wodach podziemnych jest zazwyczaj 10-krotnie niższe niż jonów żelaza.

Typ środowiska hydrogeochemicznego	Wartości średnie Fe [mg/dm^3]	Wartości średnie Mn [mg/dm^3]
Utwory wodnolodowcowe pod glinami zwałowymi	2,66	0,19
Utwory wodnolodowcowe bez przykrycia glin zwałowych	1,5	0,2
Utwory rzeczne, torfy lub mady	5,04	0,5
Utwory rzeczne bez torfów i mad	2,06	0,35
Utwory deltowe (Żuławy)	9,97	0,93
Utwory wydmowe	0,08	0,03

INNE SKŁADNIKI WÓD PODZIEMNYCH- PIERWIASTKI PROMIENIOTWÓRCZE

Są one ważnymi składnikami wód podziemnych ze względu na wykorzystywanie ich w licznych badaniach hydrogeologicznych do wyznaczania wieku wód i warunków ich krążenia. Są ponadto ważnym wskaźnikiem wpływu antropopresji na środowisko wodne.

W hydrogeologii i hydrogeochemii wykorzystywane są dwa typy izotopów środowiska: promieniotwórcze ( 3H czyli tryt, 14C i 36Cl ), na podstawie których możemy określić czas jaki upłynął od określonego wydarzenia, na przykład infiltracji wody oraz izotopy stabilne ( 2H czyli deuter, 13C , 16O i 18O ) wskazujące na czas w jakim miały miejsce dane procesy. W interpretacji wyróżnia się izotopy, których stężenie w opadach jest stałe w dłuższym okresie czasu ( 14C, stabilne izotopy tlenu i wodoru ) oraz izotopy, których koncentracja w opadach wykazuje zmienność sezonową lub wieloletnią tak jak tryt. Jest on wyraźnym wskaźnikiem antropopresji w środowisku. Wskazuje on na bezpośredni związek wód z powierzchnią terenu i bardzo młodą, bo zaledwie 50 letnią infiltrację składników do warstwy wodonośnej.

WODY LECZNICZE

wody podziemne mineralne lub słabo zmineralizowane bakteriologicznie i chemicznie bez zarzutu, o niewielkich wahaniach składu chemicznego i własności fizycznych i posiadających właściwości lecznicze. Warunek uznania wody za leczniczą ma podstawowe znaczenie ze względy na możliwość wystąpienia nadmiernej ilości składników szkodliwych, np. górną granicą zmineralizowania wód leczniczych jest 60 g/dm3 .

W hydrogeologii przyjęto, że wodą mineralną jest woda zawierająca przynajmniej 1000 mg/l składników stałych. Poniżej tej wartości wody nazywamy słabo zmineralizowanymi. 
W balneologii przyjmuje się, że wodami leczniczymi mogą być wody podziemne o mineralizacji powyżej 1000 mg/l lub mniej, o ile zawierają składniki tzw. swoiste, mające działanie lecznicze. Ponadto wody te powinny być uznane za lecznicze przez Radę Ministrów na wniosek Ministra Zdrowia i Ministra Ochrony Środowiska.

Jeszcze inny podział dotyczy wód w pojemnikach. Na podstawie Rozporządzenia Ministra Zdrowia z 27 grudnia 2000 roku (Dz. U. z 2001 r. Nr 4, poz 38) przyjmuje się następujący podział wód butelkowanych pod względem ich mineralizacji:
     - woda niskozmineralizowana: zawiera poniżej 500 mg/l rozpuszczonych składników stałych,
     - woda średniozmineralizowana: zawiera od 500 do 1500 mg/l rozpuszczonych składników stałych,
     - woda wysokozmineralizowana: zawiera powyżej 1500 mg/l tych składników.


Do wód leczniczych zalicza się te wody, które:
1.     zawierają w dm3 co najmniej 1000 mg składników stałych oraz wykazują
trwałość cech fizycznych i chemicznych
2.     wykazują radoczynność co najmniej 2 nCl/dm3 lub mają temperaturę co
najmniej 200C na wypływie oraz stabilność cech fizycznych i chemicznych
3.     zawierają w 1 dm3 jeden z następujących składników: co najmniej 10 mg
jonu żelazowego i żelazawego, 1 mg jonu fluorkowego, 5 mg jonu
bromkowego, 1 mg jonu jodkowego, 1 mg siarki dającej się oznaczyć
jodometrycznie, 0,7 mg arsenu w postaci związanej, 5 mg kwasu
metaborowego, 100 mg kwasu metakrzemowego, 1000 mg wolnego
dwutlenku węgla oraz wykazują stabilność cech fizycznych i chemicznych.


Obszar karpacki to teren, gdzie występują głównie utwory fliszowe (piaskowce, łupki) o miąższości przekraczającej 1000 m. Są to utwory słabo zasobne w wodę, a duża ilość rozlewni, jaka tu występuje, jest wynikiem bardzo dobrej jakości wód mineralnych, w większości wysokozmineralizowanych. To przecież Karpaty, a szczególnie okolice Popradu są kolebką polskiego rozlewnictwa, czego dowodem jest najstarsza rozlewnia w Krynicy powstała w 1836 roku. W obszarze tym występują głównie szczawy i wody chlorkowo-sodowe. W większości są to wody infiltracyjne, nasycone dwutlenkiem węgla z głębszego podłoża. W miejscowościach uzdrowiskowych obszaru karpackiego znajduje się dużo rozlewni, np. w Krynicy, Muszynie, Piwnicznej, Złockiem, Wysowej, Rymanowie, Szczawnicy, a ponadto w Krościenku, Szczawie i Tyliczu. W większości rozlewane są tam wody o mineralizacji powyżej 1000 mg składników stałych na litr.

W obszarze sudeckim wody mineralne i lecznicze występują w obrębie basenów wypełnionych osadami paleozoicznymi i mezozoicznymi, w niektórych przypadkach połączonych hydraulicznie ze szczelinowatymi skałami krystalicznymi. Wody tego obszaru to przeważnie wysokiej jakości szczawy o mineralizacji do 3500 mg składników stałych na litr. Szczególnie w Kotlinie Kłodzkiej występują znaczne ilości wody nadającej się do butelkowania ze źródeł często wypływających na powierzchnię samoczynnie. Znane rozlewnie z tego obszaru znajdują się w Polanicy, Jeleniowie koło Kudowy, Długopolu, Szczawnie, Cieplicach i Czerniawie.




Wody podziemne środkowej i północnej Polski to wody występujące w utworach kenozoicznych i mezozoicznych, głównie nadające się do butelkowania jako naturalne wody źródlane. Ich zasoby wielokrotnie przekraczają potrzeby rozlewnictwa. Są to głównie wody nisko- i średniozmineralizowane (podział wg rozporządzenia Ministra Zdrowia z dnia 27.12.2000 roku), a tylko w kilku miejscowościach uzdrowiskowych posiadają mineralizację powyżej 1000 mg składników stałych na litr. Są to Busko, Ciechocinek i Kołobrzeg. Wody niżej zmineralizowane butelkowane są w Augustowie i Połczynie.

Wody termalne, czyli cieplicze (o temperaturze powyżej 20 oC) stanowią blisko połowę wszystkich zasobów źródeł mineralnych odkrytych w Polsce. Są podstawą terapii uzdrowiskowych w Ciechocinku, Cieplicach Zdroju, Lądku Zdroju. Występują też w miejscowościach wypoczynkowych spełniających niektóre kryteria i warunki zawarte w ustawie o uzdrowiskach i lecznictwie uzdrowiskowym: Koszutach - woj. wielkopolskie, Krynicy Morskiej - woj. warmińsko-mazurskie, Zakopanem - woj. małopolskie, Trzebnicy - woj. dolnośląskie. Złoża wód termalnych odkryto także w miejscowościach, które potencjalnie mogą w przyszłości stać się uzdrowiskami: w Łabędziu - woj. wielkopolskie, Maruszy - woj. kujawsko-pomorskie, Polwicy - woj. wielkopolskie.

Wody termalne wykorzystywane są także do celów grzewczych. Do produkcji ciepła wykorzystywane są wody o temp. min. 80 C i stałym składzie chemicznym oraz jak najniższej mineralizacji (w Polsce jest to temp. zazwyczaj niższa). Wody te są używane na Podhalu (ciepłownia geotermalna w Bańskiej Bystrzycy) do ogrzewania a także na niżu do hodowli i w szklarniach.

Na Podhalu temperatura wód grzewczych wynosi 50 - 80 oC, eksploatowana jest z głębokości 2200 - 3600 m ppt a mineralizacja wynosi około 2,5 - 3 g/l.

Woda z otworu przekazywana jest na wymienniki ciepła i z powrotem zatłaczana do górotworu na płytsze głębokości.


ZAGROŻENIA WÓD PODZIEMNYCH

ILOŚCIOWE (zubożenie zasobów wywołane naruszeniem obiegu wód):

-nadmierna eksploatacja

-odwodnienia górnicze i budowlane

-nadmierna zabudowa utrudniająca zasilanie

-kanalizacja rzek, melioracja wód gruntowych

-niekontrolowane samowypływy

JAKOŚCIOWE (degradacja jakości poprzez zanieczyszczenie wód):

- wprowadzanie substancji: odpady komunalne, przemysłowe, rolnicze, transportowe; zanieczyszczenie powietrza i wód powierzchniowych; awarie wprowadzające bakterie, wirusy, substancje ropopochodne, chemiczne i radioaktywne

- działania geotechniczne: obniżanie zwierciadła wód, zdjęcie warstw ochronnych, podziemne magazynowanie substancji np. gazu, nawadnianie w rolnictwie

OGNISKA ZANIECZYSZCZEŃ:

Górnictwo - wiercenia, odkrywki, zwałowiska, podziemne magazynowanie gazu i środków napędowych, eksploatacja złóż

Przemysł - emisja substancji, zrzut ścieków, składowanie odpadów

Rolnictwo - używanie nawozów mineralnych i organicznych, środków ochrony roślin, środków poprawy gleb, nawadnianie

Gospodarka komunalna - zrzut ścieków, składowanie odpadów, cmentarze, eksploatacja wody

Transport - składowanie, transport i użycie produktów naftowych, stosowanie środków chemicznych w zimie, emisja spalin

Migracja zanieczyszczeń - przemieszczanie się substancji chemicznych w wodach podziemnych uwzględniające zjawiska chemiczne i fizyko - chemiczne występujące przy mieszaniu się wód oraz wzajemnym oddziaływaniu środowiska skalnego i wodnego.
Zasadniczymi formami migracji są: konwekcja i dyspersja.

KONWEKCJA - przenoszenie substancji zgodnie z ruchem strumienia wód podziemnych. Prędkość migracji określona jest rzeczywistą prędkością przepływu wody U:

k * J

U = -------

ne

Dodatkowo proces konwekcyjnej migracji zanieczyszczeń komplikowany jest procesami sorpcji (oddziaływania środowiska skalnego na substancje rozpuszczone w wodzie i adsorbowania z niej określonych jonów). Prędkość migracji jest zatem mniejsza od U.

DYSPERSJA - zespół procesów fizycznych i fizyko - chemicznych prowadzących do zmian w czasie i przestrzeni stężenia substancji w wodzie.

procesy fizyczne - zróżnicowanie prędkości przepływu

procesy fizyko - chemiczne:

- dyfuzja molekularna - proces wyrównywania stężeń składników w wyniku ruchu cząstek wywołanego gradientem stężeń, temperatury i ciśnienia

- reakcje między substancjami w roztworze wodnym oraz na styku wody i środowiska skalnego

Dyspersja w procesie migracji zanieczyszczeń prowadzi do mieszania się wód czystych z zanieczyszczonymi i rozmycia frontu zanieczyszczeń. Mieszanie to jest wynikiem zróżnicowanej prędkości przepływu cieczy i określane jest mianem dyspersji hydrodynamicznej. Przebiega ona intensywniej niż dyspersja molekularna i w największym stopniu decyduje o rozproszeniu zanieczyszczeń na froncie ich przemieszczania.

W warstwach o wysokiej przepuszczalności przeważa konwekcja a rozproszenie zanieczyszczeń na ich froncie jest wynikiem dyspersji hydrodynamicznej.

W utworach o niskiej przepuszczalności i powolnym ruchu wody zanieczyszczenia przemieszczają się w wyniku dyfuzji molekularnej.

Podatność warstw wodonośnych na zanieczyszczenie zależy od:
- głębokości ich występowania
- własności izolacyjnych skał nadległych

Przyjmuje się, że strefa największego ryzyka przenikania zanieczyszczeń do warstw wodonośnych sięga do 30 metrów. Wiąże się to z możliwością istnienia okien hydrogeologicznych i spękań umożliwiających przesączanie zanieczyszczeń z powierzchni.

Najbardziej podatne na zanieczyszczenie są wody występujące w utworach krasowych i szczelinowych ze względu na duże prędkości przepływu i mniejsze zdolności do eliminacji zanieczyszczeń niż wody w utworach porowych.

ZASOBY WÓD PODZIEMNYCH:
to ilość wód podziemnych, które traktowane są jako surowiec zawarta w zbiorniku wód podziemnych, zlewni lub inne jednostce hydrogeologicznej, wyrażona w jednostkach objętościowych na jednostkę czasu.
Wody podziemne, w odróżnieniu od innych surowców, znajdują się w ruchu i są odnawiane dlatego też ocena ilościowa i jakościowa ich zasobów dokonywana jest dla określonego czasu i na podstawie danych z wielolecia.
O wielkości zasobów decydują: rozprzestrzenienie i miąższość zbiornika wód podziemnych, położenie względem utworów otaczających, parametry hydrogeologiczne warstwy i warunki zasilania.

ZASOBY STATYCZNE - (wiekowe), obejmują wody znajdujące się w danym momencie w wyróżnionej jednostce hydrogeologicznej, poniżej dolnej granicy sezonowych i wieloletnich wahań zwierciadła wód. Jest to całkowita objętość wody wolnej zawartej w porach i próżniach określona dla danej chwili niezależnie od ruch wód, wyrażana w jednostkach objętościowych jako iloczyn objętości warstwy wodonośnej i współczynnika odsączalności:

Qs= F * h * μ [m3]

F - powierzchnia warstwy w m2

h - średnia miąższość warstwy w m

Zasoby odnawialne - obejmują wody podziemne pozostające w kontakcie hydraulicznym z powierzchnią terenu skąd są odnawiane wodami infiltracyjnymi. Tempo odnawiania zależy od rodzaju złoża wody, warunków hydrogeologicznych, warunków zasilania i związków z powierzchnią terenu. Ich miarą jest więc ilość wód zasilających daną strukturę hydrogeologiczną.

O zasobach tych mówimy w odniesieniu do wód przypowierzchniowych, gruntowych i wgłębnych.

Zasoby nieodnawialne - obejmują wody izolowane od innych poziomów wodonośnych i od powierzchni terenu (wody głębinowe). Ze względu na brak zasilania w wyniku eksploatacji ulegają one bezpowrotnemu wyczerpaniu.

ZASOBY DYNAMICZNE - obejmują wody krążące w warstwach wodonośnych. Jest to ilość wody, która w jednostce czasu przepływa przez poprzeczny przekrój określonego poziomu wodonośnego [ dm3/s, m3/s, m3/h ].

Z natury podlegają one odnawianiu więc często są utożsamiane z zasobami odnawialnymi.

Zasoby stałe - wielkość zasobów występująca w jednostce czasu przy najniższym w wieloleciu stanie wód podziemnych

Zasoby zmienne - wody zawarte w strefie wahań zwierciadła pomiędzy najniższym i najwyższym w wieloleciu stanem wód

Największą zmienność wykazują zasoby wód przypowierzchniowych i gruntowych zaś wód wgłębnych podlegają małym zmianom.

Czynniki rządzące odnawialnością:

-klimatyczne - związane są z opadami, parowaniem i temperaturą

-geologiczno - glebowe - to przepuszczalność warstw powierzchniowych, zdolności retencyjne, rodzaj pokrycia gleby

-hydrologiczne i hydrogeologiczne - to hipsometria zlewni, siec hydrograficzna, odpływ rzeczny, parametry warstw wodonośnych

METODY OBLICZEŃ ZASOBÓW DYNAMICZNYCH:

Metoda hydrodynamiczna - obliczanie odpływu podziemnego w oparciu o przepływ jednostkowy przez przekrój poprzeczny do kierunku ruchu

Q = q*B

q - przepływ jednostkowy [m3/h*m]

B - szerokość przekroju [m]

Uwzględnia się tu spadki hydrauliczne a suma przepływów w najniższych polach reprezentuje całkowity odpływ podziemny z obszaru, czyli jest zasobem dynamicznym

Określenie infiltracji efektywnej - określa się średnią wielkość infiltracji efektywnej dla danego obszaru, która reprezentuje zasób dynamiczny

Metoda wahań zwierciadła wody - polega na obserwacji regionalnych wahań poziomów piezometrycznych; między stanem najwyższym i najniższym odpływa podziemnie w ciągu roku pewna ilość wody a głównym decydującym czynnikiem jest współczynnik odsączalności. Ilość odpływającej wody wyraża się wzorem:

Q = F*µ*Δh

F - powierzchnia zlewni [m2]

Δh - średnia amplituda wahań zwierciadła wody [m]

Na tej podstawie ocenia się całkowite rezerwy wód gruntowych.

Metoda regresji zwierciadła - polega na wykorzystaniu pomiarów stanów zwierciadła wód gruntowych w okresie bezopadowym lub zimowym, gdy brak jest zasilania a trwający odpływ podziemny powoduje opadanie zwierciadła wody. Wzór do obliczeń ma postać:

Q = F*µ*(Δh/ to)

F - powierzchnia obszaru zasilania [m2]

Δh - różnica między stanem zwierciadła wody po zakończeniu zasilania i przed ponownym zasilaniem [m]

to - czas między dwoma pomiarami zwierciadła

Metody hydrologiczne - polegają na analizie stanów rzecznych i wydzieleniu z ogólnego przepływu tej części, która pochodzi z zasilania podziemnego (w długich okresach niżówkowych rzeka zasilana jest tylko przez wody podziemne).

Często przyjmuje się do wyznaczenia odpływu podziemnego średni najniższy przepływ miesięczny SNQ w półroczu letnim lub najniższy przepływ roczny NNQ.

Metoda ta daje wyniki najbardziej wiarygodne.

ZASOBY DYSPOZYCYJNE - obejmują tę ilość wód podziemnych, która nadaje się do wykorzystania gospodarczego z uwzględnieniem ograniczeń wynikających w wymogów ochrony środowiska.

Stosowane bywa także pojęcie dynamicznych zasobów dyspozycyjnych, które określają ilość wody przepływającej w warstwie wodonośnej pomiędzy najniższym i najwyższym stanem wód podziemnych.

Zasoby dynamiczne nie uwzględniają jednak techniczno-ekonomicznych warunków ujęć i sposobu eksploatacji. Gdy warunki te uwzględnimy a także określimy sposób eksploatacji to dopuszczalny pobór wód podziemnych, przy uwzględnieniu wymogów ochrony środowiska określa się mianem ZASOBÓW EKSPLOATACYJNYCH.

Zasoby eksploatacyjne (ujęcia) są częścią zasobów dynamicznych i statycznych i wyraża się je w jednostce objętości wody na jednostkę czasu, przy założeniu określonej wielkości depresji zwierciadła wody [ m3/dobę]. Dla zwierciadła napiętego wielkość depresji nie powinna schodzić poniżej spągu warstwy napinającej.

Wielkość tych zasobów najczęściej szacuje się na podstawie wyników próbnego pompowania i sporządza się wykresy funkcji: Q = f(s) oraz q = f(s).

Jeśli dla wody naporowej uzyskano wykresy funkcji w postaci linii prostych to zasoby eksploatacyjne pojedynczej studni nie pozostającej pod wpływem innej studni można liczyć ze wzoru Dupuit'a:

Se


Qe = Qmax * ---------

Smax

 

przy czym: Se < 1,5*Smax


Jeśli dla wody o zwierciadle swobodnym wykres funkcji Q = f(s) jest paraboliczny a funkcji q = f(s) jest liniowy, można stosować wzór Thiema:

(2H - Se)*Se

Qe = Qmax * --------------------------

(2H - Smax)*Smax

 

przy czym: Se < 1,5*Smax

 

Se < 0,5*H

Pozostałe metody obliczeń zasobów eksploatacyjnych:

-ocena na podstawie teoretycznych obliczeń wydajności

-ocena na podstawie analogii do wyników wieloletniej eksploatacji ujęć pracujących w takich samych lub podobnych warunkach

-ocena na podstawie szczegółowej analizy bilansu wód podziemnych

-ocena w oparciu o badania modelowe

ZASOBY PERSPEKTYWICZNE - to szacunkowo ustalone zasoby użytkowych pięter lub poziomów wodonośnych w określonych rejonach bilansowych, które są możliwe do zagospodarowania przy zachowaniu określonego stanu ekosystemów zależnych od tych wód.

Mogą być one podstawą do rewizji pozwoleń wodno - prawnych i dla opiniowania zasobów eksploatacyjnych ujęć wód podziemnych (zwłaszcza w rejonach zagrożonych deficytem wody), mogą też służyć do opracowania planu gospodarowania wodami w konkretnych obszarach.

GŁÓWNE PIĘTRA WODONOŚNE W POLSCE:

Piętro czwartorzędowe:

-eksploatowane jest na całym Niżu i w rejonie Zapadliska Przedkarpackiego

-duża zmienność własności hydrogeologicznych skał i miąższości warstw

-w profilu pionowym jest jedna lub więcej warstw wodonośnych o przeciętnej miąższości około 20 m i k od 0,04 do 32 m/h a głębokość występowania od około 5 nawet do 300 m ppt (wysoczyzny morenowe)

Piętro trzeciorzędowe:

-eksploatowane na znacznej części kraju zwłaszcza w obszarach o niekorzystnych warunkach w piętrze czwartorzędowym, głównie jednak w Wielkopolsce, na Mazowszu, na Przedgórzu Sudeckim, Pobrzeże Gdańskie i Mazury.

-są tu dwie lub 3 warstwy wodonośne w utworach miocenu i oligocenu związane z piaskami drobnoziarnistymi stad niski k, średnia miąższość warstw to 20 m, czasami jednak dochodzi do 80 m (Mazowsze)

Piętro kredowe:

-przeważnie jest silnie zmineralizowane > 1g/l; wody zwykłe eksploatowane są na Wyż. Lubelskiej, w Niecce Łódzkiej i Miechowskiej, Niecce Wewnątrzsudeckiej, w rejonie Opola, Białegostoku, Trójmiasta i Ustki

-duże są miąższości warstw, nawet do 100 m a k wynosi od 0,1 do 7,7 m/h

Piętro jurajskie:

-występuje na większości obszaru Polski jednak wykazuje silne zmineralizowanie, eksploatowane jest tylko na obszarze Jury Krakowsko - Częstochowskiej, na północy Gór Świętokrzyskich i na Wale Kujawsko - Pomorskim

-Zmienne miąższości a k w granicach 0,4 - 25 m/h

Piętro triasowe:

-występuje na większości obszaru Polski jednak wykazuje silne zmineralizowanie > 10 g/l, eksploatowane jest tylko w rejonie Zawiercie - Olkusz, Trzebnica, Skarzysko Kam., Zakopane

-k w granicach 0,2 - 18 m/h

Piętra starsze:

-permskie - występuje na większości obszaru Polski jednak wykazuje bardzo silne zmineralizowanie, eksploatowane jest tylko w rejonie Niecki Wewnątrzsudeckiej; k około 0,2 m/h

-karbońskie - występuje od północnego - zachodu (Koszalin, Toruń, Włodawa) po linię Zielona G., Wrocław, Kielce; wykazuje bardzo silne zmineralizowanie 10 - 100 g/l a eksploatowane jest w rejonie Wałbrzycha i na terenie Górnego Śląska

-dewońskie - eksploatowane jest tylko w G. Świętokrzyskich a na pozostałym obszarze jest bardzo silnie zmineralizowane

-kambryjskie - tylko w Obniżeniu Podlaskim występują wody zwykłe, na pozostałym obszarze są to solanki o mineralizacji do 240 g/l

GŁÓWNE ZBIORNIKI WÓD PODZIEMNYCH:

to zbiorniki wód podziemnych odpowiadające umownie ustalonym ilościowym i jakościowym kryteriom. Zasięgi i powierzchnie GZWP są wyznaczone ich wychodniami na powierzchni terenu lub na określonej powierzchni strukturalnej.

wydajność potencjalnego otworu > 70 m3/h

wydajność ujęcia > 10.000 m3/dobę

przewodność warstwy wodonośnej > 10 m2/h

najwyższa klasa jakości wody

lokalne, praktyczne znaczenie użytkowe

W Polsce wydzielono 180 GZWP o łącznej powierzchni 163441 km2 i szacunkowych zasobach dyspozycyjnych 7,35 km3/rok (ogólne zasoby dyspozycyjne Polski wynoszą 22 km3/rok).

Zasobność pięter wodonośnych:

Czwartorzędowe 51,3 %

Trzeciorzędowe 5 %

Kredowe 23,1 %

Jurajskie 11,7 %

Triasowe 7,1 %

OCHRONA GZWP - obejmuje obszar zasilania.
Kryterium wyznaczania obszarów ochronnych jest czas migracji wody z powierzchni terenu do zbiornika ( w latach). Dla wód o zwierciadle swobodnym przyjmuje się przesączanie przez pokrywę ochronną czyli strefę aeracji, dla wód naporowych dodatkowo przyjmuje się jeszcze przesiąkanie przez głębszą pokrywę ochronną w strefie saturacji.

Na podstawie potencjalnego zagrożenia wód przyjęto dwustopniową skalę obszarów szczególnej ochrony GZWP:

 ONO - Obszar Najwyższej Ochrony, który obejmuje obszary zasilania izolowanych zbiorników wody wysokiej jakości lub obszary najbardziej istotne (krytyczne) dla ochrony

 OWO - Obszar Wysokiej Ochrony, który stanowi tę część GZWP, gdzie istnieją lepsze niż na obszarach ONO naturalne warunki ochrony wód (dobra izolacja od powierzchni) oraz obszary lub wytypowane fragmenty zlewni powierzchniowych i podziemnych zasilających GZWP

STREFY OCHRONNE ŹRÓDEŁ I UJĘĆ WÓD PODZIEMNYCH:

STREFY OCHRONNE - obszary poddane zakazom, nakazom i ograniczeniom w zakresie użytkowania gruntów i korzystania z wody. Wyznacza się je na podstawie ustaleń zawartych w dokumentacjach hydrogeologicznych.

Zgodnie z Rozporządzeniem Ministra Środowiska z dnia 5.11.1991 r dostosowano przepisy wyznaczania stref ochronnych do standardów światowych, czyli trójstrefowego modelu ochrony ujęć wód podziemnych.

OBSZAR OCHRONY BEZPOŚREDNIEJ - ustanawiany obligatoryjnie o promieniu 8 - 20 metrów zależnie od ujęcia. Zakazana jest tu wszelka działalność nie związana bezpośrednio z eksploatacją ujęcia.

OBSZAR OCHRONY POŚREDNIEJ - ustanawiany fakultatywnie

- wewnętrzny - wyznaczony 30 - dniowym czasem dopływu wody do ujęcia i utożsamiany ze strefą ochrony biologicznej

- zewnętrzny - obejmujący obszar zasilania i wyznaczony 25 - letnim czasem przepływu wody w warstwie wodonośnej; traktowany jako strefa ochrony chemicznej

W obrębie terenu wewnętrznego są zabronione wszelkie roboty i czynności mogące spowodować zmniejszenie przydatności ujmowanej wody lub wydajności ujęcia.

W obrębie terenu zewnętrznego dopuszcza się ograniczenia działalności oraz pozostawienie obiektów mogących stanowić zagrożenia dla jakości wód pod warunkiem wykonania urządzeń zabezpieczających i systemu sygnalizacji zagrożenia.

Do wymiarowania granic stref ochrony pośredniej przyjmuje się pewne uproszczenia:

-warstwa wodonośna jest traktowana jako nieograniczona i jednorodna

-przepływ wód ma charakter ustalony

-stały wydatek pompowania

-nie uwzględnia się dyspersji, czyli zmiany w czasie i przestrzeni stężenia zanieczyszczeń oraz sorpcji ośrodka skalnego

METODA HOFMANNA - LILLICHA

to najczęściej stosowana metoda wyznaczania stref ochrony pośredniej, gdzie ma ona postać okręgu o promieniu E

wychodząc z prawa Darcy, rzeczywistą prędkość przepływu wody opisuje wzór:

k * J

U = -------

ne

Strefa wewnętrzna: E = 30 * U * współczynnik czasu

Strefa zewnętrzna: E = 25 * U * współczynnik czasu



















---