porowatosc, przepuszczalnosc, od czego zaleza i jak sie je oblicza krazenie wody w przyrodzie parametry rzeki stany wody, od czego zaleza rodzaje wod strefy aeracji i saturacji wzor darcy przeplyw odplyw-obliczenia, od czego zaleza, parametry cyrkulacja wody-rysunki wlasciwosci wody jednostki poszczegolnych parametrow odplywu jednostkowego, wspolczynnikow itprodz zrodel, jezior

POROWATOŚĆ: polega na wysterowaniu w skale drobnych próżni i kanalików między poszczególnymi ziarnami

Pory dzielimy na:
Nadkapilarne o sernicy większej od 0,5 mm zawierające wode wolna poruszająca się pod wpływem sił grawitacji
Kapilarne- o śr.0,002-0,5 mm, zawiera Wdy przemieszczające się po wpływem sił kapilarnych
Subkapilarne- o śr.mniejszej niż 0,0002 mm zawierające wyłącznie wody całkowicie związane i unieruchomione pod wpływem sil przyciągania cząsyeczkwego
Współczynnik porowtości n jest stosunkiem objętości wszystkich porów w próbce skały do obj.całej próbki. Wyrażany w %.
Wskaźnik porowatości e jest stosunkiem objętości porów do objętości ziaren w próbie
Zależność między wskaźnikiem a współczynnikiem porowatości e=n/1-n

Porowatość zależy od

Jednorodnośći uziarnienia-im większe zróżnicowanie średnic ziaren, tym porowatość mniejsza
Kształtu ziaren- im ziarna bardziej zaokrąglone, tym porowatość większa
Stopnia scementowaia- im większy stopień wypełnienia porów sopiwem , tym mniejsza porowatość
Pory mogą być otwarte lub zamknięte (porowatość otwarta i zamknieta)
Na ścianach porów wystepują warstewki wody związanej co zmniejsza wymiary i objętość porów efektywnie gromadzących wodę-dlatego stosuje się pojęcie porowatości efektywnej
Porowatość efektywna (miarodajna) jest wyrażona współczynnikiem porowatości efektywnej Ne=Ve/V gdzie Ve- objętość porów czynna w czasie przepływu, V- obj.skały
może on być też wyznaczony ze wzoru empirycznego Ne=kJ/W gdzie k- współczynnik filtracji w m/s, J- spadek hydrauliczny, W- rzeczywista zmienne prędkość ruchu wody

SZCZELINOWATOŚĆ :
Szczeliny widoczne gołym okiem- makroszczeliny, niewidoczne- mikroszczeliny. Szczeliny mogą ulegac poszerzaniu pod wpływem wietrzenia, bądź wypełnieniu przez mat.wietrzeniowy. Ze względu na ruch wody i działanie sil międzycząsteczkowych wyróżniamy szczeliny:

Nadkapilarne o szerokości większej niz0,5mm
Kapilarne o szer.0,0001-0,025mm
Subkapilarne o szer.większej niż 0,0001mm

Parametry szczelinowości
Gęstość liniowa szczelin- liczba szczelin przypadająca na linie pozioma danej długości GL=n/l
Gęstość powierzchniowa szczelin (wsp.gęstości szczelin) stosunek sumarycznej dlugości wszystkich szczelin do powierzchni pola na które one wchodzą
Współczynnik szczelinowości

KRASOWATOŚĆ występuje wtedy, gdy w skale istnieją próżnie skalne powstające wskutek rozpuszczania łatwo rozpuszczalnych skał
ODSĄCZALNOŚĆ (defiltracja) jest zdolnością skały całkowicie nasyconej wodą do oddawania wody wolnej, wypływającej od działaniem siły ciężkości.Miarą odsączalności jest współczynnik odsączalności u=Vo/V

FILTACJA I PRAWA FILTRACYJNE
ruch wody w skałach porowatych nasyconych woda nazywamy filtracja
ruch filtracyjne wody opisuje prawo darcy`ego:
Sformułowanie skalarne odnosi się do jednowymiarowych przepływów w ośrodkach porowatych. Jego postać jest następująca:

Prędkość filtracji płynu przepływającego w ośrodku porowatym jest wprost proporcjonalna do spadku ciśnienia przypadającego na jednostkę miąższości ośrodka i odwrotnie proporcjonalna do lepkości przepływającego płynu , a współczynnik proporcjonalności, zwany przepuszczalność jest parametrem stałym, charakterystycznym dla danego ośrodka porowatego:

Znak ujemny w powyższym równaniu pochodzi stąd, że przepływ płynu odbywa się zgodnie ze spadkiem a nie ze wzrostem ciśnienia.

Tak sformułowane prawo Darcy'ego wprowadza pojęcie przepuszczalności jako ściśle określonego parametru materiałowego ośrodka porowatego. Tak sformułowane pojęcie niezupełnie pokrywa się z potocznym określeniem słowa przepuszczalność rozumianym jako zdolność ciała stałego do przeciekania przez niego płynów.

Zauważmy, że prędkość filtracji płynu nie zależy od wartości ciśnienia, lecz od jego spadku, a ponadto nie zależy od porowatości ośrodka porowatego.

współczynnik filtracyjny k ma wymiar prędkości i obliczny k=V/J
współczynnik ten zależy od własności ośrodka przewodzącego wode oraz wł.wody, zwłaszcz od lepkości

WŁASNOŚCI FILTRACYJNE SKAŁ

Przepuszczalność (ang. permeability) w hydrodynamice – zdolność ciała stałego do przeciekania przez niego płynów (cieczy i gazów).Ścisła definicja przepuszczalności sformułowana jest w hydrodynamice podziemnej w oparciu o prawo Darcy'ego.Przepuszczalność stanowi podstawową miarę zdolności ośrodka porowatego do transportu zawartych w nim płynów
. Przepuszczalność jest parametrem, oznaczonym zwykle symbolem , wyrażającym podzielony przez lepkość płynu współczynnik proporcjonalności między wektorem prędkości filtracji płynu w ośrodku porowatym a występującym w płynie gradientem ciśnienia wziętym ze znakiem ujemnym, zgodnie z prawem Darcy'ego:

W ośrodkach izotropowych współczynnik przepuszczalności , zwany krótko przepuszczalnością jest polem skalarnym. W ośrodkach anizotropowych przepuszczalność jest polem tensorowym drugiego rzędu.

Idea podanej tu definicji jest powszechnie przyjęta w hydrodynamice podziemnej oraz w całym światowym (m.in. amerykańskim, a także polskim) przemyśle naftowym.

Zdefiniowane powyżej pojęcie przepuszczalności jest parametrem materiałowym ośrodka porowatego. Dla przepływów jednofazowych przepuszczalność nie zależy od rodzaju przepływającego płynu.

Podział skał ze względu na ich przepuszczalność
B.dobra (rumoszowe , żwiry, żwiry piaszczyste, piski gruboziarniste, skał masywne), b.gęsta cić drobnych szczelin
Dobra (piaski gruboziarniste nieco ilaste, piaski różno- i średnioziarniste, piaskoce, skały masywne z gęstą siecią szczelin)
Średnia (piski drobnoziarniste, równomiernie uziarnione lessy)
Słabe (piski pylaste, gliniaste, młaki, piaskowce
Skały ółprzpuszczalne (gliny, namuły, mulowce
Skały nieprzepuszczalne (ił, łupki, zwarte gliny ilaste, margle ilaste, skały masywne niespękane)

Wody podziemne – wody, zalegające pod powierzchnią Ziemi na różnych głębokościach, powstałe na skutek różnych procesów geologicznych. Ich łączna objętość wynosi ok. 60 000 tys. km³, co stanowi ok. 4,12‰ ogólnej objętości zasobów hydrosfery Ziemi. Strefa nasycenia wodami podziemnymi nosi nazwę strefy saturacji, i położona jest poniżej strefy nasycenia powietrzem glebowym i innymi gazami czyli strefy aeracji. W strefie aeracji mogą występować wody, ale tylko jako wody zawieszone albo związane (woda higroskopijna, woda błonkowata, woda kapilarna). Miejsce wypływu wód podziemnych na powierzchnię w zależności od obfitości i sposobu wypływu to źródło, młaka, wykap lub wysięk.







Geneza wód podziemnych

Ze względu na sposób powstawania wód podziemnych można wyróżnić wody infiltracyjne, które powstają wskutek przesiąkania wody przez szczeliny w glebie i warstwach skalnych, wody kondensacyjne, czyli takie, których przyczyną powstania było skraplanie pary wodnej w przypowierzchniowych warstwach gruntu, wody juwenilne, czyli wody, które powstają z magm wydostających się z głębi Ziemi lub wody reliktowe, które w przeszłości geologicznej zostały uwięzione w warstwach skalnych i przez to nie miały kontaktu z otoczeniem przez długi czas. Wśród reliktowych rozróżnić możemy również sedymentacyjne i infiltracyjne.

Sposób występowania

W zależności od głębokości i warunków występowania można wyróżnić następujące wody podziemne[1]:

Wody strefy aeracji

wody błonkowate (wody adhezyjne) – woda otaczająca błonką ziarna mineralne, powierzchnia których jest wysycona wodą higroskopijną. Z ziarnem mineralnym wiążą je siły elektryczne przyciągające drobiny wody. Grubość błonki nie przekracza 0,5 μm. Gęstość wód błonkowatych jest większa niż wody wolnej, temperatura zamarzania niższa od 0 st.C. Nie podlega sile ciężkości, nie przenosi ciśnienia, ma ograniczoną zdolność rozpuszczania. Zdolność wiązania wody błonkowatej to wodochłonność molekularna, a ilość wody błonkowatej w skale to wilgotność molekularna.

wody higroskopijne – związane siłami molekularnymi z ziarnami mineralnymi skał. Powstają na drodze adsorbcji przez ziarna drobin pary wodnej z powietrza. Gęstość w. h. wynosi 2 g/dm3, temperatura zamarzania -78 st.C. W. h. nie przenoszą ciśnienia hydrostatycznego, nie mają zdolności rozpuszczania, ani zdolności do ruchu. Mogą otaczać ziarno mineralne częściowo lub całkowicie. Całkowite wysycenie powierzchni ziarn drobinami wody nazywamy maksymalną wilgotnością higroskopijną;

wody kapilarne – występują w strefie aeracji w porach i szczelinach o wymiarach kapilarnych. Poruszają się pod wpływem sił spójności i przylegania tworząc na granicy strefy saturacji i strefy aeracji strefę wzniosu kapilarnego. Wody kapilarne podlegają sile ciężkości, przekazują ciśnienie, mają zdolność rozpuszczania, zamarzają w temperaturze nieco niższej od 0 st.C. Wyróżnia się: wodę kapilarną właściwą – nieoderwaną od wody wolnej w strefie saturacji i wody kapilarne zawieszone – tworzące soczewki w strefie aeracji;

wody wolne – tworzące w strefie aeracji lokalne zbiorowisko nad stropem soczewki utworów nieprzepuszczalnych, którego zasoby zmieniają się pod wpływem opadów i parowania.

Wody strefy saturacji

wody zaskórne (wierzchówki) – tworzące się na niewielkich głębokościach (do 2 m) w zagłębieniach terenu, w dolinach rzecznych i na brzegach jezior wskutek obfitych opadów. Podlegają dobowym wahaniom temperatury i silnemu parowaniu. Często zanikają w okresach posusznych. Nie tworzą ciągłego zwierciadła tzn. występują lokalnie, najczęściej w miejscach o pogorszonych warunkach infiltracyjnych.

wody gruntowe – położone poniżej strefy aeracji.Tworzą je wody opadowe, które przesączają się przez porowatą glebę, a następnie gromadzą się w pokładach piasku, żwiru czy też spękanych skał. Strefy te nazywane są warstwami wodonośnymi. Zwierciadło podlega wahaniom sezonowym, naśladuje formy rzeźby powierzchni (jest współkształtne z powierzchnią ziemi). Obficie zasilają rzeki i jeziora. W głębszych warstwach wody gruntowe są dobrze przefiltrowane (wody freatyczne – studzienne).

wody wgłębne – położone poniżej spągu warstw nieprzepuszczalnych, zasilane wodami przesiąkającymi przez szczeliny uskoków tektonicznych, okna hydrogeologiczne albo na wychodniach skał przepuszczalnych na powierzchnię (najczęściej). Ze względu na izolację od warunków zewnętrznych nie podlegają wahaniom temperatury lub zaznaczają się tylko zmiany sezonowe (dla płycej występujących). Charakteryzują się napiętym zwierciadłem, dostosowanym do kształtu nadległych warstw nieprzepuszczalnych. W strefach wychodni, lub kontaktu z wodami innych horyzontów, zwierciadło jest swobodne. Różnica poziomów najniżej i najwyżej położonych punktów zwierciadła umożliwia powstawanie efektu artezyjskiego i subartezyjskiego w rozległych synklinach (Niecka Mazowiecka, Niecka Łódzka, Basen Londynu, Basen Dakoty, Wielki Basen Artezyjski).

wody głębinowe – wody uwięzione w warstwach skalnych w przeszłości geologicznej, całkowicie odizolowane od czynników zewnętrznych. Zazwyczaj są silnie zmineralizowane, niekiedy ogrzane ciepłem Ziemi.

Wody szczelinowe i krasowe
Wody krasowe to wody podziemne występujące w kawernach i kanałach powstałych wskutek agresywnego ługowania skał łatwo rozpuszczalnych krasowienia, przede wszystkim węglanowych. Mieszanym rodzajem wód krasowych są wody szczelinowo-krasowe.

Wody szczelinowe to wody podziemne występujące w szczelinach skał litych, niekiedy w szczelinach utworów spoistych – np. glin czy iłołupków. Rodzajem mieszanym są wody porowo-szczelinowe.

Zawartość związków mineralnych

Zawartość związków mineralnych w wodzie nazywamy jej mineralizacją.

Mineralizacja według Pazdry i Kozerskiego
wody ultrasłodkie (M < 0,1 g/dm³)
wody słodkie (0,1 < M < 0,5 g/dm³)
akratopegi (0,5 < M < 1 g/dm³)
wody mineralne (M > 1 g/dm³)

Mineralizacja według Paczyńskiego i Płochniewskiego
woda zwykła (słodka) (M < 1 g/dm³)
woda mineralna (M > 1 g/dm³)

Czynnikami wpływającymi na obieg wody jest energia słoneczna i siły grawitacji. Proces krążenia jest procesem przebiegającym w obiegu zamkniętym, o charakterze cyklicznym. Proces ten nazywany jest cyklem hydrologicznym, w którym wyróżnia się dwie fazy: atmosferyczną i kontynentalną.

Faza atmosferyczna rozpoczyna się procesem parowania wody z powierzchni mórz i oceanów. Para wodna przenoszona jest przez wiatry na znaczne odległości nad kontynenty. W tym czasie następuje kondensacja pary wodnej oraz opadanie wody pod wpływem siły ciężkości na powierzchnią kontynentów w postaci deszczu, śniegu, gradu, rosy itp. Z chwila osiągnięcia przez wodę powierzchni terenu kończy się faza atmosferyczna, a zaczyna się faza kontynentalna.
Faza kontynentalna - woda opadowa wsiąka w głąb litosfery jako woda infiltrująca oraz spływa po powierzchni terenu z miejsc położonych wyżej do miejsc niżej położonych. W czasie spływu woda tworzy cieki wodne, stopniowo coraz większe, poczynając od małych strumieni aż do dużych rzek. Ciekami tymi wody spływają do odbiorników, którymi są jeziora, morza i oceany. Wody, które wsiąkają w grunt, mogą wypływać na powierzchnie terenu w postaci źródeł i wysiąków, zasilać rzeki lub też uchodzić bezpośrednio pod ziemia do mórz i oceanów. Na tym kończy się faza kontynentalna obiegu wody. Ponowne parowanie wody z powierzchni mórz i oceanów rozpoczyna następny cykl krążenia wody.

Opisany tu schemat krążenia wody nazywa się obiegiem dużym. Równolegle do niego odbywa się krążenie wody w obiegu małym, który jest lokalną wymianą wody między atmosferą a wodami powierzchniowymi. Woda, która paruje z mórz i oceanów, może ulegać kondensacji i w postaci opadów wraca na powierzchnie obszarów, z których wyparowała. Podobnie woda, która w postaci opadów zasiliła powierzchnie terenu, może w wyniku procesów parowania powierzchniowego i podziemnego z obszarów kontynentów wracać jako para wodna do atmosfery. W związku z tym wyróżnia się dwa obiegi małe: kontynentalny i oceaniczny.

Odpływ to zjawisko polegające na poruszaniu się wody zebranej na pewnym obszarze na powierzchni terenu lub gruncie ku miejscom niżej położonym pod wpływem siły ciężkości. Potocznie można też tak określić ilość wody biorącej udział w tym procesie.

Terminu odpływ używa się gdy chodzi o określenie ilości wody odpływającej z pewnego obszaru (zlewni rzecznej) natomiast przepływ to ilość wody przepływającej przez przekrój porzeczny cieku lub przewodu.

Miary odpływu rzecznego

Podział miar wg. Dębskiego:

• bezwzględne

  • natężenie przepływu Q

  • objętość odpływu V

• względne

  • odpływ jednostkowy q

  • wysokość warstwy odpływu H

  • współczynnik odpływu c

1. Miary bezwzględne – określają ilość wody odpływającej z danego obszaru lub przepływającej przez dany przekrój hydrometryczny

• natężenie przepływu Q (przepływ) – to objętość wody jaka przepływa przez określony przekrój poprzeczny koryta cieku w jednostce czasu. Przepływ wyraża się w m³/s, l/s, dm³/s, l/min.

Znając stan wody w rzece i występujące przy danym stanie wody natężenie przepływu można skonstruować związek Q = f(H). Graficznym wyrazem tego związku jest krzywa natężenia przepływu. Wyraża ona statystyczną zależność między stanem wody a przepływem w określonym profilu rzecznym. Krzywa natężenia przepływu służy do przeliczania systematycznie obserwowanych stanów wody na odpowiadające im natężenie przepływu.

Krzywa natężenia przepływu.

Mając w powyższy sposób określone dobowe wartości przepływu można określić przepływy charakterystyczne cieku w profilu wodowskazowym; są nimi przepływy ekstremalne – najwyższe (WQ) i najniższe (NQ) oraz średnie (SQ).

• przepływy najwyższe(maksymalne) powstają w wyniku zasilania głównie powierzchniowego rzek wodami opadowymi pochodzącymi z roztopów, topnienia lodowców lub intensywnych opadów. Wielkość tych przepływów zależy głównie od czynników klimatycznych (np. wielkości i przestrzennego rozkładu opadów), ale także od czynników warunkujących kształtowanie sie przepływów, a więc od kształtu zlewni, jej rzeźby, budowy geologicznej, zwłaszcza budowy doliny, gęstości sieci rzecznej, wielkości dopływów

• przepływy najniższe(minimalne) występują w okresach ograniczonego zasialania rzek, które w tym czasie odbywa sie wyłącznie drogą podziemną. Czyli wielkość przepływów najniższych zależy od zasobności drenowanych przez rzekę poziomów wodonośnych alimentowanych drogą infiltracji wód opadowych lub roztopowych. Czynnikami kształtującymi przepływy minimalne są: wielkość zasilania infiltracyjnego drenowanych przez rzekę poziomów wodonośnych, głębokość wcięcia erozyjnego koryta rzecznego i rodzaju więzi hydraulicznej rzeki z wodami podziemnymi

• przepływy średnie są wynikiem obu form zasilania rzeki: powierzchniowego i podziemnego. O wielkości przepływów średnich decydują głównie warunki klimatyczne, wysokość opadów i wysokość parowania terenowego.

- objętość odpływu V (odpływ) – to ilość wody jaka odpływa z określonego obszaru w pewnym czasie np. miesiąca lub roku. Objętość tą rozpatrujemy w oderwaniu od jednostki powierzchni zlewni, a odnosimy ją jedynie do przekroju poprzecznego cieku lub przewodu. jednostki odpływu to m³, mln m³, km³. Czas wyraża się w dobach, miesiącach, półroczach lub latach.

Oblicza się go jako iloczyn średniego w danym czasie natężenia przepływu Q i liczby sekund w danym czasie t, czyli

V = Q * t

2. Miary względne – podają wartość odpływu w odniesieni do jednostki powierzchni zlewni lub jako stosunki do innych elementów hydrometeorologicznych jak np. opad.

• odpływ jednostkowy q – ilośc wody odplywające z jednostki powierzchni zlewni w ciągu 1s. jednostką tej miary jest l/s * km²

- wysokość warstwy odplywu H (warstwa odpływu) – wyraża wysokośc w mm warstwy wody odpływającej w określonym czasie z rozpatrywanego dorzecza. jest to stosunek objętości odpływu (V) do powierzchni tego obszaru

H = V/A

- współczynnik odpływu c – to stosunek wody, która odpłynęła z obszaru zlewni w rozpatrywanym okresie do ilości wody, jaka w postaci opadów atmosferycznych spadła na obszar zlewni w tym samym czasie. Wyraża się go jako liczbę niemianowaną lub w % - informuje jaka ilośc wody opadowej odpłyneła z danego obszaru.

c = H/P

75. BILANS WODNY POLSKI NA TLE EUROPY I ŚWIATA.

ZASOBY WODNE HYDROSFERY.

Pierwsze próby oszacowania ilości wody znajdującej się w hydrosferze podjęto w 1965 roku w ramach akcji zwanej Międzynarodową Dekadą Hydrologiczną (MDH). Wyniki opracowane przez zespół hydrologów pokazują, że 96,5% wody zawierają morza i oceany, lodowce stanowią 1,7% wody ogółem co jednocześnie stanowi 68,7% wód słodkich, wody podziemne to 1,7 % wód ogółem i 31% wód słodkich. Przyjmuje się, że ilość wody krążącej w przyrodzie jest niezmienna (wody juwenilne i kosmiczne nie stanowią realnych źródeł przychodu wody w skali światowej).

POJĘCIE BILANSU WODNEGO.

Bilans wodny jest zrównoważeniem przybytków i ubytków wody w określonej przestrzeni i określonym czasie. Konkretnie jest to równowaga między ilością wody, która z powierzchni Ziemi paruje i wraca w postaci opadów.

Bilans wodny może być rozpatrywany w odniesieniu do całej hydrosfery Ziemi, oddzielnie do litosfery i atmosfery, do kontynentów czy oceanów. Może być sporządzany dla dorzeczy dużych rzek, małych zlewni, a nawet pojedynczych poletek badawczych.

Matematycznym zapisem bilansu wodnego jest równanie, w którym po lewej stronie zestawia się wszystkie przybytki, po prawej zaś ubytki wody z rozpatrywanej powierzchni hydrosfery. Składniki równania bilansowego podaje się z jednostkach objętości [m³] lub wysokości warstwy wody [mm].

Bilans dla całej hydrosfery:

• P_(OPAD) = E _(PAROWANIE)

Bilans dla lądów:

• P _{(opad na lądy)} = H _{(odpływ rzeczny do mórz)} + E _{(parowanie z lądów)}

Bilans dla mórz:

• P _{( opad na morza)} + H _{( odpływ rzeczny do mórz)} = E _{(parowanie z mórz)}

BILANS WODNY POLSKI.

P + D = H + E [km³/ rok]

Gdzie:

P – opad atmosferyczny 186,2 km³ (97,3%)

D – dopływ z zagranicy 5,2 km³ (2,7%)

H – odpływ i wykorzystanie gospodarcze 58,6 km³ (30,6%)

E – parowanie i transpiracja 132,8 km³ (69,4%)

Wisła i Odra w porównaniu z innymi Europejskimi rzekami płynącymi do mórz oblewających Europę od północy, wykazują anomalię polegającą na wyjątkowo niskim współczynniku odpływu. Dzieje się tak na skutek tego, że obszar niskich opadów wchodzi klinem między Bałtyk i Karpaty obejmując cały obszar Polski, z wyjątkiem gór i pasa nadmorskiego. Jednocześnie od zachodu ciągnie się przez Polskę aż do Ukrainy pas stosunkowo wysokiego parowania. Układ taki powoduje zmniejszenie odpływu z terytorium Polski.

Polska zalicza się do krajów o niewielkich zasobach wodnych wynoszących w przeliczeniu na mieszkańca ok. podczas gdy w krajach europejskich zasoby te są szacowane na 4600m³. Ze względu na zasoby wodne zalicza się do grupy państw, które cierpią na niedobór wody. Polska zajmuje ostatnie - 22 miejsce w Europie w ilości wody przypadającej na 1 mieszkańca. Zasoby wodne naszego kraju są zagospodarowane w bardzo małym stopniu, w istniejących zbiornikach retencyjnych można zmagazynować około 2,5 mld m³ wody co stanowi zaledwie 4 % przeciętnego rocznego odpływu.

ZASOBY WODNE W EUROPIE.

Nadmiar wody:

• Bułgaria, Austria

Ograniczenia w gospodarowaniu wodą:

• była Jugosławia, Rumunia, Francja, Włochy, Niemcy, Węgry, Hiszpania, była Czechosłowacja, Grecja, Dania

Niedobór wody:

• Belgia, POLSKA

Poważny niedobór wody:

• brak w Europie

W Polsce zasoby wodne na mieszkańca (1580m³/rok) są 3 razy niższe od średnich zasobów europejskich (4560 m³/rok) i około 4,5 razy niższe od średnich zasobów światowych (7300m³/rok). Lokuje to Polskę w grupie krajów o bardzo małych zasobach wodnych.

Barwa wody – jeden z parametrów określających jakość wody. Czysta woda ma kolor lekko jasnoniebieski, a w małych objętościach wydaje się bezbarwna[1]. Barwa wody różna od barwy naturalnej może być spowodowana odpadami organicznymi (liście, drewno), substancjami humusowymi, ściekami przemysłowymi lub erozją gleb. Barwa wody może być np. rezultatem obecności soli żelaza (barwa ma wtedy kolor zielononiebieski), żelaza i manganu (żółty do brązowego koloru), siarki (niebieski), siarkowodoru (szmaragdowa) lub substancji organicznych (żółta, pomarańczowa, brunatna, rdzawa, wiśniowa, brązowa, czarna) a także planktonu (ma wtedy kolor zielony). W badaniach sanitarnych wody oznacza się tylko (po uprzednim przesączeniu) barwę rzeczywistą w odniesieniu do wzorcowych roztworów chloroplatynianu potasu. W Polsce barwa wody do picia nie może przekraczać 15 mg Pt/dm3, co jest zgodne z zaleceniami WHO.

Temperatura wód podziemnych zależy od szeregu czynników , jak: . Szerokosc geograficzna, Wysokosc nad poziom morza,
Głebokosc pod powierzchnia ziemi, Predkosc przepływu wody.
Źródło – naturalny, skoncentrowany, samoczynny wypływ wody podziemnej na powierzchnię Ziemi. W hydrobiologii strefa źródliskowa określana jest nazwą krenal, dzielący się na eukrenal (źródło właściwe) i hypokrenal (strefę odpływu źródła), natomiast organizmy je zamieszkujące to krenon. Zazwyczaj źródła mają stałą temperaturę, równą w przybliżeniu średniej w ciągu roku temperaturze powietrza w danym obszarze. Wyjątkiem są źródła termalne. Badaniem źródeł zajmuje się krenologia.

Z punktu widzenia hydrogeologii zdrój to zarówno ujęte źródło jak i otwór hydrogeologiczny (studnia), szczególnie z samowypływem, a także punkt zaopatrzenia w wodę, zwłaszcza publiczny. Wydajność źródła mierzy się ilością wody wypływającej w jednostce czasu. Zazwyczaj podaje się ją w l/s lub l/min.

Kryterium: kierunek siły hydrodynamicznej

Ze względu na kierunek siły hydrodynamicznej (którą może być grawitacja lub ciśnienie hydrostatyczne) wyróżnia się:

źródło descenzyjne (descensyjne, zstępujące, spływowe, grawitacyjne) – gdy woda swobodnie wypływa na powierzchnię pod wpływem siły ciężkości;

źródło ascenzyjne (ascensyjne, wstępujące, podpływowe) – woda pod wpływem ciśnienia hydrostatycznego podnosi się w pustkach skalnych (porach lub szczelinach) w końcowym odcinku do góry i wypływa w miejscu, gdzie powierzchnia przetnie zwierciadło statyczne lub warstwę wodonośną poniżej zwierciadła;

źródło lewarowe (intermitujące) – wypływa ze skał w regionie krasowym przez naturalny lewar, działający okresowo.

Kryterium: procesy geologiczne

Ze względu na charakter procesów geologicznych, które formują podziemną część źródła, wyróżnia się:

źródła warstwowe – najczęściej mało wydajne źródła spływowe lub obfite źródła przelewowe, występują jako grawitacyjne, rzadko powstają jako artezyjskie, które występują w głębokich dolinach erozyjnych rzek górskich
źródła uskokowe – zarówno spływowe, jak i przelewowe; woda jest transportowana na powierzchnię ziemi przez uskok tektoniczny
źródła szczelinowe – mające zmienną wydajność, charakteryzują się zmienną wydajnością i znacznym zanieczyszczeniem spowodowanym dużą prędkością przenikania wód opadowych w głąb ziemi
źródła krasowe – spływowe, przelewowe bądź lewarowe; największe z nich, dające początek rzekom, to wywierzyska. Występują jak szczelinowe, bardzo podobnie, woda przez szczeliny skalne trafia do podziemnych korytarzy, kanałów i kawern, skąd może w pewnych miejscach wypływać na powierzchnię

Kryterium: rzeźba terenu

Ze względu na położenie i stosunek do morfologii terenu wyróżnia się: źródła grzbietowe – występujące na grzbietach źródła zboczowe – położone na zboczach dolin źródła stokowe – położone na stokach wzniesień źródła krawędziowe – wypływające u podnóża krawędzi morfologiczne źródła podzboczowe i podstokowe źródła terasowe źródła przykorytowe źródła dolinne źródła podwodne źródła klifowe

Kryterium: litologia utworów

źródła rumoszowe – wypływające z pokrywy zwietrzelinowej o dużych okruchach skalnych

źródła skalne – wypływające bezpośrednio z niezwietrzałych skał

źródła zwietrzelinowe

źródła osuwiskowe

źródła deluwialne – drenujące deluwia

źródła sandrowe – wypływające na obszarach sandrowych

źródła morenowe – wypływające z utworów morenowych

Jezioro – naturalny śródlądowy zbiornik wodny, którego występowanie uwarunkowane jest istnieniem zagłębienia (misy jeziornej), w którym mogą gromadzić się wody powierzchniowe, oraz zasilaniem przewyższającym straty wody wskutek parowania lub odpływu. Większość jezior występuje na obszarach zajmowanych niegdyś przez lodowiec. Woda z topniejącego lodowca wypełniała doliny i tworzyła jeziora. Powstanie mis jeziornych wiąże się przede wszystkim z procesami geologicznymi. Zasilanie należy natomiast przede wszystkim od warunków klimatycznych. Jezioro różni się od stawu występowaniem strefy afotycznej – światło nie dociera do dna uniemożliwiając tam rozwój roślinności.
Największe i najgłębsze są jeziora pochodzenia tektonicznego. Jest w nich zgromadzonych ponad 95% zasobów wód jeziornych. Wypełniają zagłębienie powstałe w wyniku ruchów tektonicznych. Największym pod względem powierzchni i zasobów jest Morze Kaspijskie (jest to jezioro wód słonych). Najniżej (około 400 m p.p.m.) położone jest lustro wody słonego Morza Martwego, najgłębiej – dno jeziora Bajkał (1620 m poniżej lustra wody i 1160 m p.p.m.), które jest również jeziorem gromadzącym najwięcej w świecie słodkiej wody – 23 tys. km³ (~20% zasobów światowych). Jednym z najwyżej położonych dużych jezior jest Titicaca w Andach (3812 m n.p.m.). Najliczniejsze są jeziora polodowcowe. Występują zarówno w górach, np. w Tatrach, jak i na nizinach, gdzie tworzą duże skupiska zwane pojezierzami.

Jeziora są młodym elementem krajobrazu, tylko nieliczne głębokie jeziora sięgają swym wiekiem trzeciorzędu (Bajkał – 20-30 mln lat). W klimacie suchym wysychają, a w klimacie wilgotnym ulegają zasypywaniu i zarastaniu roślinnością wodną przekształcając się w bagna.

Bagna i jeziora są naturalnymi zbiornikami wodnymi gromadzącymi wody wtedy, gdy jest ich nadmiar i oddającymi je w okresach bezopadowych. Regulują więc przepływ rzek i wyrównują go w czasie. Zapobiegają ponadto powodziom i nadmiernemu obniżeniu stanu wód w okresach suszy, co podnosi znaczenie rzek z nich wypływających. Duża powierzchnia wodna sprawia, że klimat pojezierzy jest wilgotniejszy niż na obszarach z nim sąsiadujących. Tworzą one swoiste ekosystemy z bogatą florą i fauną wodną.
Warunki ekologiczne panujące w jeziorach są bardzo zróżnicowane, co związane jest z istnieniem charakterystycznych stref i warstw w obrębie jeziora. Wyróżniamy:

strefę litoralną – jest to strefa wody płytkiej, prześwietlonej do samego dna,litoral, zwłaszcza jego płytkie części, jest najbardziej zmienny ze środowisk jeziornych. Płytsza część litoralu podlega również bezpośrednim wpływom lądu.
strefę pelagiczną zwaną też strefą nerytyczną – strefa wody otwartej, niestykającej się ani z brzegami, ani z dnem zbiornika, strefę profundalną – strefa wody głębokiej stykającej się z dnem i znajdującej się poza zasięgiem promieniowania słonecznego, w związku z dużym nagromadzeniem szczątków organicznych poddana wahaniom stężenia tlenu, a nawet okresowym i krótkotrwałych całkowitym deficytom tlenowym.
strefę denną (bental) – strefa obejmująca warstwę osadów i mułów wyściełających dno jeziora.

azwa	Cyrkulacja wody	Występowanie	Termika
amiktyczne	brak cyrkulacji	strefa polarna	zbiorniki przez cały rok pokryte war­stwą lodu
monomiktyczne zimne	raz w roku pełna cyrkulacja	strefa polarna i obszary wysokogórskie	temperatura wody zawsze poniżej 4 °C
dimiktyczne	dwa razy w roku	strefa umiarkowana	temperatura wody latem powyżej 4 °C, zimą poniżej 4 °C
monomiktyczne ciepłe	raz w roku	strefa równikowa i międzyzwrotnikowa	temperatura wody zawsze powyżej 4 °C
oligomiktyczne	słaba (głównie górnych warstw)	strefa przyrównikowa	ciepła woda w całym przekroju zbiornika
polimiktyczne	częsta (nawet codzienna)	różne strefy – jeziora płytkie	prawie jednakowa temperatura w całym przekroju jeziora
meromiktyczne	częściowe, tylko górna strefa lub też raz na kilka lat)	różne strefy – jeziora głębokie	gradient temperatury w przekroju jeziora