1. KLIMATYCZNY OBIEG WODY W PRZYRODZIE I OCENA BILANSU WODNEGO: oraz 3) METODY OCENY PODSTAWOWYCH SKŁADNIKÓW RÓWNANIA BILANSU WÓD Pod wpływem tych czynników(temperatura, parowanie, wysokość n.p.m, ruchy powietrza, itp.) woda zmienia stany skupienia. Paruje, ulega kondensacji (skraplaniu), zamarza i topnieje. Zmienia swą objętość w zbiornikach i skałach. W powietrzu woda uzyskuje różną prężność. Wchodzi w skład wielu związków i reakcji chemicznych. Ruch wody w przyrodzie jest bardzo zmienny i zależy od intensywności oddziaływania na nią wyżej wymienionych czynników. Krążenie wody zachodzi w strefie obejmującej od około 0,8 km litosfery do około 16 km atmosfery. Cykl hydrologiczny nie ma początku ani końca. Woda paruje z oceanów i lądów i staje się częścią atmosfery, następnie w formie opadu powraca na powierzchnię Ziemi (na powierzchnię lądów i oceanów). Woda opadowa może podlegać intercepcji, transpiracji, może spływać po powierzchni gruntu i w korytach rzecznych lub infiltrować w grunt. Cześć wody zatrzymanej na powierzchni pokrywy roślinnej (intercepcja) lub w innych powierzchniowych zbiornikach retencyjnych (koryta rzeczne, jeziora, stawy itp.) powraca do atmosfery w wyniku parowania. Woda infiltrująca może przenikać do głębszych warstw gruntu i być magazynowana jako woda głowa gruntowa, która następnie wypływa na powierzchnię w postaci źródeł lub zasila rzeki jako odpływ podziemny; częściowo także odparowuje do atmosfery. Tak, więc cykl hydrologiczny podlega różnym skomplikowanym procesom. Krążenie wody zachodzi cyklicznie. Na pełny obieg wody w przyrodzie składają się następujące fazy; 1) parowanie wody z powierzchni lądów i wód (jezior, mórz, oceanów), 2) powstawanie w atmosferze mgieł i chmur i ich wędrówka pod wpływem wiatrów, 3) kondensacja pary wodnej i powrót wody na powierzchnię lądów w postaci rosy, deszczu, śniegu lub gradu, 4a) spływ wody po powierzchni lądów do obniżeń i cieków i jej odpływ do jezior, mórz i oceanów, 4b) wsiąkanie wody w głąb ziemi i jej odpływ podziemny do cieków, jezior, mórz i oceanów lub powrót na powierzchnię ziemi (źródła) i ruch jak w pkt. 4a 4c) pobór wody przez rośliny i jej parowanie (transpiracja), 5) ponowne parowanie wody. Wymienione procesy tworzą jeden cykl krążenia. Rozróżnia się cykle główne (duży obieg wody w przyrodzie) i cykle małe (mały obieg wody w przyrodzie). W cyklu dużym woda parująca z oceanów przenoszona jest w postaci chmur nad lady, gdzie opada w postaci deszczu, śniegu itp., aby spłynąć rzekami lub podziemnie do morza. W cyklu małym woda parująca z powierzchni lądów skupia się nad lądami. Czas trwania jednego pełnego cyklu krążenia może być krótki albo bardzo długi. Niektóre cząsteczki wody wyparowują bezpośrednio po kondensacji, inne natomiast mogą dostać się we wgłębne warstwy litosfery lub na dno oceanów i przebywać tam wieki, nim ponownie wrócą do atmosfery. Podobnie zmieniają się w czasie poszczególne fazy tego cyklu. Najszybciej wymianie ulega woda atmosferyczna. Czas jej obiegu, według A. Zierhoffera, wynosi około 12 dni. Analogicznie czas pełnej wymiany wody w hydrosferze wynosi około 3600 lat. Powierzchnia oceanów, mórz i jezior stanowi aż 70,5% ogólnej powierzchni Ziemi, podczas gdy powierzchnia lądów zajmuje tylko 29,5%. Według Wolmana 97% całkowitej ilości wody na świecie jest zmagazynowana w oceanach. Cykl hydrologiczny można także wyrazić za pomocą formuły matematycznej. Takim wyrażeniem jest równanie bilansu wodnego, którego składowe reprezentują liczbowo poszczególne komponenty obiegu wody. Uogólniona postać równania bilansu wodnego w skali globalnej jest następująca: P = E + R+ G + ΔS, gdzie: P - całkowity opad nad obszarem lądów i oceanów E - całkowite parowanie z lądów i oceanów R - całkowity odpływ powierzchniowy z lądów i oceanów G - całkowity odpływ podziemny z lądów do oceanów ΔS - zmiany retencji wody w atmosferze, na lądach i w ocenach Każdy bilans wodny musi odnosić się do określonego przedziału czasu. Stosunkowo najprostsze jest obliczanie bilansu w okresie rocznym, a zwłaszcza jako wartości średnie roczne z wielolecia i wyrażenie ich w formie skróconej. W takim przypadku całkowita suma zmian retencji ∆S = 0, a określenie ilościowe opadu, ewapotranspiracji i odpływu jest w przybliżeniu możliwe. Próba skracania okresu bilansowego (półrocze, miesiąc, dekada) lub podziału poszczególnych komponentów na elementy składowe wiąże się z ogromnymi trudnościami ich wyznaczania. W skali globalnej zadania tego do dnia dzisiejszego nie rozwiązano. 2) INFILTRACJA - wsiąkanie wody pochodzącej z opadów atmosferycznych, z cieków i zbiorników powierzchniowych oraz z kondensacji pary wodnej z powierzchni terenu do strefy aeracji , a następnie (po oddaniu części tych wód do atmosfery ewapotranspiracja ) przesączanie do strefy saturacji . Infiltracja może być również wywołana sztucznie. Wielkość infiltracji wyrażana jest w dm^3 x s^-1 x km^-2. Infiltracja brzegowa = Przenikanie wód powierzchniowych do wód podziemnych przez brzegi rzek, jezior lub innych zbiorników na skutek spiętrzenia wód powierzchniowych lub obniżenia zwierciadła wody podziemnej poniżej stanu wody powierzchniowej. Infiltracja efektywna = infiltracja skuteczna => część wód pochodzących z opadów atmosferycznych, która po pomniejszeniu objętości związanej ze spływem powierzchniowym ewapotranspiracją oraz procesem wiązania siłami molekularnymi z ziarnami gruntu w strefie aeracji przedostaje się do strefy saturacji i zasila wody podziemne 4) OBIEG LITOGENICZNY - związany jest z historią geologiczną rozpatrywanego obszaru. Pełne cykle łączą się z czasem trwania tzw. roku galaktycznego związanego z obiegiem układu słonecznego w obrębie galaktyki (150-200 milionów lat). litogeniczny: hydrogeologiczny czas wymiany wody ok. 150 mln lat Intensywność wymiany wody 0,4 [km3/rok] geologiczny właściwy czas wymiany wody ok. 150-200 mln lat Intensywność wymiany wody 0,2-1 [km3/rok] 5) NPSH - Normalna pionowa strefowość hydrogeochemiczna Wykres, na którym zaznaczone są 3 strefy. Ukazuje on wody infiltracyjne w czasie teraźniejszym oraz z zamierzchłych czasów. 6) GŁEBOKOŚĆ WYSTĘPOWANIA WÓD SŁODKICH W POLSCE: Przykładowo: region środkowej Odry: Głębokość występowania wód słodkich: szacunkowo 200-800 m. W rejonach całej Polski Woda słodka występuje 200-400 m ponad poziomem powierzchni. W niektórych rejonach, np. centralnej głębokość wody słodkiej waha się 1300-1500m, natomiast w rejonach wysadów solnych woda słona jest przy powierzchni.

7) WŁASCIWOŚCI HYDROGEOLOGICZNE SKAŁ: a). POROWATOŚĆ - zdolność skał do gromadzenie wody Współczynnik porowatości n=Vp/V Wskaźnik porowatości e=Vp/Vz Współczynnik porowatości efektywnej - stosunek obj. porów komunikujących się ze sobą do obj. całej skały. ne=Ve/V Klasyfikacja porów w skałach: nadkapilarne; kapilarne; subkapilarne. Podział skał pod względem wielkości wsp. porowatości • nieporowate n < 1%; • małoporowate 1% < n < 5%; • średnioporowate 5% < n < 15%; • porowate 15% < n < 30%; • bardzo porowate n > 30%. b). SZCZELINOWATOŚĆ I KRASOWOŚĆ Współczynnik gęstości szczelin α=l/F Współczynnik szczelinowatości β=bs*l/F c). SKŁAD GRANULOMETRYCZNY - POSZCZEGÓLNA ZAWARTOŚĆ POSZCZEGÓLNYCH FRAKCJI (ZIARN W SKALE). • frakcja kawernista > 25 mm; • frakcja żwirowa 25 - 2 mm; • frakcja piaskowa 2 - 0,05 mm; • frakcja pyłowa 0,05 - 0,002 mm; • frakcja iłowa < 0,002 mm. Średnica miarodajna HASEN - dowolną skałę o różnych ziarnach można zastąpić skałą złożoną z ziaren skalistych o jednorodnej średnicy, będą miały tą samą przepuszczalność. Wsp. niejednorodności uziarnienia skał U=d60/d10 • skały ziarniste U < 5; • skały nierównoziarniste 15 > U > %; • skały bardzo nierównoziarniste U > 15. d). PRZEPUSZCZALNOŚĆ zdolność skał do przewodzenia wody • przepuszczalność absolutna; • przepuszczalności względne; • przepuszczalności efektywne; • wodoprzepuszczalności (wsp. filtracji). e) ODSĄCZALNOŚC - zdolność skał do oddawania wody 8) CZYNNIKI RZĄDZĄCE POROWATOŚCIĄ: - jednorodność uziarnienia (lepsze wysortowanie ziaren) - kształt ziaren - ziarna okrągłe - obecność spoiwa, czyli stopień scementowania ziaren w przypadku skał okruchowych - sposób ułożenia ziaren - przy sześciennym ułożeniu kul o jednakowych średnicach, każda kula styka się z sześcioma innymi. Pusta przestrzeń pozostająca poza wycinkami kul przy ułożeniu sześciennym Objętość całego sześcianu: V=d3. Współczynnik porowatości wynosi zatem: Przy romboedrycznym ułożeniu ziaren każda kula styka się z innymi w 12 punktach. Takie ułożenie jest najbardziej ścisłe i szczelne n = 25,95% -Porowatość ogólna - stosunek objętości porów w skale do całej objętości skały Oog Porowatość efektywna - stosunek objętości porów komunikujących się ze sobą w skale do całej objętości skały Oef -Porowatość otwarta (odkryta)- część pustek w skale, które są dostępne dla wody -Porowatość całkowita - wszystkie pustki, nawet te które są niedostępne dla wody, zamknięte w obrębie ziaren n > Po > ne n - współczynnik porowatości całkowitej Po - porowatość ogólna ne - współczynnik porowatości efektywnej 9) ŚREDNICA MIARODAJNA *średnica idealnie kulistych ziaren (próbka zbudowana z takich ziaren miałaby dokładnie takie własności filtracyjne jak próbka rzeczywista) *przyjmuje się, że jest nią średnica d10 *współczynnik nierównomierności uziarnienia 10) ODSĄCZALNOŚĆ - zdolność skały do oddawania wody wolnej ściekającej pod wpływem siły ciężkości; jej miarą jest współczynnik µ (pojemność wodna, pojemność sprężysta, współczynnik pojemności wodnej) TB i DM. Współczynnik odsączalności skał sypkich - metoda Kinga: *izolowana termicznie kolumna wypełniana badanym gruntem *od dołu wypełniana woda w celu wyparcia powietrza aż do pełnego jej nasycenia *podstawiamy naczynie i czekamy ile wody odcieknie Do oznaczania współczynnika odsączalności, ale skał zwięzłych stosujemy odwirowanie - wirówka wspomaga działanie siły grawitacji. 11) WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI K jest miarą wodoprzepuszczalności skały określającą zgodnie z liniowym prawem Darcy'ego (ν =Q/F=KI lub Q=KIF, gdzie: ν - prędkość filtracji w [m/s]; I - spadek hydrauliczny w ułamku jedności; K - współczynnik filtracji w [m/s]) relację między spadkiem hydraulicznym a prędkością filtracji. Zależy on od własności skały oraz od własności wody podziemnej. WSPÓŁCZYNNIK PRZEPUSZCZALNOŚCI K - określa przepuszczalność skał bez uwzględnienia własności płynów złożowych. K=γ*k/η 12) RÓŻNICE MIĘDZY PRĘDKOŚCIĄ FILTRACJI A PRĘDKOŚCIĄ RZECZYWISTĄ Prędkość filtracji - natężenie przepływu (wody) płynu podziemnego przypadające na jednostkę pow. przekroju prostopadłego wód podziemnych. ν = Q/F gdzie: ν - prędkość filtracji w [m/s]; Q - natężenie przepływu w [m^3/s]; F - powierzchnia przekroju w [m^2]. Jest wprost proporcjonalna do I oraz K. Jest prędkością fikcyjną, ponieważ odnosi się do całego przekroju przez, który przepływa woda. Rzeczywista prędkość filtracji obejmuje sumaryczną powierzchnię porów, dlatego prędkość w każdym punkcie może być różna i jest to mikroskopowe ujęcie prędkości. Zależy od: rodzaju skały, długości próbki, wysokości słupa wody. Prędkość rzeczywista - νe = ν/ne - Rzeczywista średnia prędkość przepływu wody prędkość porach. Rzeczywista prędkość przepływu jest większa od prędkości przepływu przez pory. Ue prędkość makroskopowa przepływu wody podziemnej odniesiona do przekroju przestrzeni porowej liczbowo równa stosunkowi prędkości filtracji do porowatości efektywnej. Wyraża więc rzeczywistą prędkość średnią wody prędkość przestrzeni porowej. Wymiar Ue = [LT^-1]: Jednostki: m/s, m/d, m/h. 13) WZORY EMPIRYCZNE - SŁUŻĄ DO OBLICZANIA WSPÓŁ. FILTRACJI: 1) wzór Hazena => k=c*d10, c=560, U=d60/d10 w przedziale 1-5 2) wzór Slichtera 3) wzór wg BN-64/8950 => k=0.0116*d10 4) wzór „amerykański” => k=0.36*d20^2,3 5) wzór Seelheima => k=0.357*d(wybrane) 14) METODY LAB. WYZ. WSPÓŁ. FILTR.: Prawo Darcy => Q=kJF 15) STREFA AERACJI (napowietrzenia) - strefa w obrębie skorupy ziemskiej, od powierzchni Ziemi do zwierciadła wód podziemnych, w której pory i szczeliny skał wypełnione są powietrzem. Występująca w strefie aeracji woda jest związana siłami międzycząsteczkowymi z ziarnami skał (tzw. woda błonkowata, woda higroskopijna, woda kapilarna). Natomiast woda wolna jest w niej obecna tylko okresowo, podczas przemieszczania się w głąb (tzw. woda wsiąkowa). Niekiedy zostaje ona zatrzymana przez soczewkę skał nieprzepuszczalnych i gromadzi się nad nimi, tworząc zbiorowisko wody, zw. wodą zawieszoną. W strefie aeracji zachodzą procesy wietrzenia. Jej głębokość waha się od 0 (na bagnach) do kilkudziesięciu m, na obszarach pustynnych może dochodzić nawet do kilkuset m. Strefa aeracji w złożu nosi nazwę strefy utlenienia. 1) woda wsiąkowi 2) ziarna mineralne otoczone wodą higroskopijną 3) powietrze gruntowe 4) woda błonkowata 5) woda kapilarna 6) zwierciadło wody podziemnej 16) STREFA SATURACJI (nasycenia) - strefa gruntu znajdująca się poniżej zwierciadła wód gruntowych, w której pory i szczeliny, istniejące w utworach geologicznych, są całkowicie wypełnione wodą. *pory nadkapilarne >0,5mm *pory kapilarne 0,5-0,0002mm *pory subkapilarne <0,0002mm Woda w strefie saturacji: 17,18,19

17) WODY GRUNTOWE - wody podziemne, zalegające na większych głębokościach niż wody zaskórne. Nie podlegają bezpośrednim wpływom czynników atmosferycznych, są przefiltrowane i z tego względu nadają się do użytkowania dla celów spożywczych. Wody te nie podlegają zmianom temperatury w ciągu doby, cechuje je równowaga termiczna. Temperatura ich zmienia się w zależności od pór roku. Występują poniżej wyraźnej i trwale utrzymującej się strefy napowietrzenia. 18) WODY WGŁĘBNE - wody podziemne (zwane też artezyjskimi) występujące w warstwach wodonośnych pod skałami nieprzepuszczalnymi, pod ciśnieniem hydrostatycznym. Odpowiednie warunki do wytworzenia ciśnienia hydrostatycznego występują najczęściej na obszarach o nieckowatym układzie warstw skalnych. Od wód gruntowych odróżnia je istnienie warstwy nieprzepuszczalnej w stropie. Dzięki tej izolacji są mniej zanieczyszczone. Zasadnicza różnica pomiędzy wodami wgłębnymi i głębinowymi polega na istnieniu w przypadku tych pierwszych stref zasilania, przez które woda opadowa infiltruje w głąb i zasila głębiej położone horyzonty. Wody wgłębne często niepoprawnie nazywane bywają artezyjskimi. Nazwa "artezyjskie" pochodzi od krainy geograficznej Artois (Francja). Odwiert w nadległych warstwach skalnych powoduje podniesienie słupa wody ponad powierzchnię ziemi (wypływ na powierzchnię). Wody o niższym ciśnieniu hydrostatycznym, w przypadku których słup wody w odwiercie nie sięga powierzchni ziemi to wody subartezyjskie. W rzeczywistości powinniśmy mówić jedynie o studni artezyjskiej lub subartezyjskiej (patrz rysunek) a nie o wodach takiego typu, ponieważ nie różnią się one żadnymi właściwościami. Najbardziej znane wystąpienia wód "artezyjskich" występuje w Australii - Wielki Basen Artezyjski. Wody wgłębne stanowią obecnie zbiornik podziemny o największym znaczeniu gospodarczym. Na wielu obszarach Polski środkowej i północnej wody wgłębne tworzą kilka zbiorników jeden pod drugim. Jest to możliwe dzięki naprzemianległemu ułożeniu utworów polodowcowych. Wodonoścem jest tu piasek, skały nieprzepuszczalne tworzą natomiast gliny zwałowe. Tworzą się wtedy poziomy wód: naglinowe, podglinowe i międzymorenowe. 19) WODY GŁĘBINOWE to wody podziemne występujące głęboko pod powierzchnią ziemi, izolowane od niej całkowicie. Nie są odnawialne. Z reguły mają wysoką mineralizację i z tego względu nie nadają się do celów konsumpcyjnych. Często są zasolone. Typy wód głębinowych w zależności od ich genezy: reliktowe - pochodzące z dawnych epok geologicznych: sedymentacyjne - dawne wody infiltracyjne, uwięzione w skonsolidowanych osadach, infiltracyjne - uwięzione w skałach w minionych epokach geologicznych na skutek np. ruchów masowych, juwenilne - wody pomagmowe pochodzące z kondensacji pary wodnej wyzwalającej się z ekshalacji wulkanicznych; metamorficzne - powstające w procesach przeobrażania skał. 20) OD CZEGO ZALEŻY TEMPERATURA WÓD PODZIEMNYCH Temperatura wód naturalnych zależy w dużym stopniu od ich pochodzenia. Jednakże przede wszystkim jest zależna od głębokości, od ciśnienia, od temperatury panującej na powierzchni 21) OD CZEGO ZALEŻY ROZPUSZCZALNOŚĆ GAZÓW W WODZIE Prawo Daltona - Ciśnienie wywierane przez mieszaninę gazów jest równe sumie ciśnień wywieranych przez składniki mieszaniny, gdyby każdy z nich był umieszczany osobno w tych samych warunkach objętości i temperatury, jest ono zatem sumą ciśnień cząstkowych. Prawo Henry'ego - rozpuszczalność każdej składowej części mieszaniny gazów w cieczy jest wprost proporcjonalna do ciśnienia cząsteczkowego danej części składowej nad cieczą Rozpuszczalność gazów w wodzie maleje ze wzrostem temp. a rośnie ze wzrostem ciśnienia 22) GŁOWNE JONY a) wg wykładów: - główne: Na^+, K^+, Mg^2+, Ca^2+, Cl^-, SO4^2-, HCO3^-, CO3^2- -podrzędne: NO2^-, NO3^-NH4^+, Fe^3+, Fe^2+ - mikroskładniki: B, Br, J, F i inne b)wg ściag: GŁÓWNE SKŁADNIKI CHEMICZNE: • Jon wodoroweglanowy (HCO3^-) - wody płytkie, powszechny, łączy się z jonami wapni, magnezu, żelaza; • Jon chlorkowy (Cl^-) - wody głębokie i w dużych ilościach, łączy się z jonem sodu, żelaza potasu; • Jon siarczanowy (SO4^2-) - błoto, bagna, złoża anhydrytów łączy się z jonami wapnia; • Jony NO3^-, NO2^-, NH4^+; • Jon wapnia (Ca^2+) - wody płytkie, łączy się z jonami wodorowęglanowymi i siarczanowymi; • Jon magnezu (Mg^2+) - wody płytkie, łączy się z jonami wodorowęglanowymi i siarczanowymi, złoża gipsów, anhydrytów; • Jon sodu (Na^+); • Jon potasu (K^+) • Jony żelaza (Fe^2-, Fe^3+) i jon manganu (Mn^2+). 23) MINERALIZACJA OGÓLNA WODY: ogólna ilość rozpuszczonych w wodzie substancji mineralnych. 1) wody zwykłe zwane normalnymi lub słodkimi, których ogólna mineralizacja jest niniejsza niż 0,5 g/l; 2) wody o podwyższonej mineralizacji zwane akratopegami, których ogólna mineralizacja wynosi 0,5 - 1,0 g/l; 3) wody mineralne, których ogólna mineralizacja wynosi ponad 1 g/l. 24) POSTAĆ OGÓLNA ZAPISU M. G. KURŁOWA: SpGM (aniony/kationy) TD Sp - oznacza składnik specyficzny (g/l); G - gaz (w g/l); M - ogólna mineralizacje (w g/l), aniony i kationy w % mval; T - temp. w °C: D - wydajność wody 25) KLASYFIKACJE WÓD: KLASYFIKACJA WG SKŁADU CHEMICZNEGO: • Wody pitne: klasyfikacja Ch. Palmera, S. A. Szczurkariewa i O. A. Alekina; • Wody mineralne: klasyfikacja W. A. Aleksandrowa • Wody towarzyszące ropie: klasyfikacja W.A. Sulina. KLASYFIKACJA WÓD PODZIEMNYCH WG GENEZY (POCHODZENIA): • wody infiltracyjne - opadowe; • wody kondensacyjne (zw. ze skraplaniem pary wodnej); • wody juwenilne (zw. z procesami magmowymi); • wody reliktowe (sedymentacyjne), odizolowane od wód powierzchniowych. KLASYFIKACJA WÓD ZŁOŻOWYCH NA PODSTAWIE WARUNKÓW ICH WYSTĘPOWANIA (W STOSUNKU DO ZŁOŻA WĘGLOWODORÓW): • wody podścielające; • wody okalające; • wody górne (powyżej złoża, oddzielone od niego warstwa nieprzepuszczalna); • wody dolne (poniżej złoża, oddzielone od niego warstwa nieprzepuszczalna); • wody pośrednie = śródzłożowe (występujące pomiędzy warstwami roponośnymi). Podział wg mineralizacji: Mineralizacja | rodzaj | dominujący anion Słodkie HCO3^- 1-5 słonawe SO4^2- 5-35 słone Cl^- >35g/litr solanki Cl^- Mineralizacja 35g/litr to przybliżona średnia mineralizacja wód morskich i oceanów.

---