wszystkie

Ogólne definicje i znaczenie wody w przyrodzie:

Hydrogeologia- jest dziedziną nauk geologicznych, ponieważ wody podziemne występują w środowisku geologicznym. Wody podziemne, co jest ich cechą charakterystyczną, są elementem tak zwanego cyklu hydrologicznego. Wody te wykazują związki z wodami powierzchniowymi i atmosferą.

Z lądów i mórz następuje parowanie1. Para ta skrapla się i następuje opad, zarówno na teren mórz (wtedy cykl się zamyka, jest krótki) jak i lądów. Wówczas część wody paruje z powrotem do atmosfery, część spływa po powierzchni do rzek i jezior, a potem do mórz. Część wsiąka do środowiska geologicznego. Poprzez to środowisko dopływa do rzek, jezior i następnie do mórz, czasami bezpośrednio do morza. Innym ogniwem jest transpiracja. Ewapotranspiracja obejmuje parowanie i oraz transpirację. Dlatego hydrogeologia musi wychodzić poza środowisko geologiczne. Ma to poważne konsekwencje, m.in. takie że hydrogeologia musi dysponować odpowiednią wiedzą odnośnie wody poza środowiskiem geologicznym i przede wszystkich o wszystkich tych związkach, czyli wiedzę z zakresu chemii, biologii, limnologii, planowania przestrzennego (poprzez planowanie realizuje się ochronę środowiska i wód podziemnych), inżynierii sanitarnej (ścieki, metody oczyszczania i odprowadzania), a także przemysłu i rolnictwa, gdyż wsiąkające wody opadowe mogą wnosić zanieczyszczenia antropogeniczne (także gospodarki komunalnej, górnictwa).

Znaczenie wód podziemnych:

Woda ma duże znaczenie przyrodnicze i gospodarcze. Woda należy do najważniejszych substancji w przyrodzie. Życie powstało w wodzie, a woda jest głównym składnikiem organizmów żywych. Stanowi 65% masy człowieka i 80% masy ryb. Człowiek potrzebuje dziennie ponad 2,5 litra dostarczanej wody do prawidłowego funkcjonowania organizmów. Woda odgrywa dużą rolę w procesach geologicznych, takich jak np. etap hydrotermalny w procesach pomagmowych warunkuje powstanie wielu minerałów (np. liczne siarczki), wietrzenie obejmujące hydratację, hydrolizę, erozja czy działalność lodowców.

Znaczenie przyrodnicze wód podziemnych to problem często nieuświadamiany. Jeśli popatrzymy na bilans (przychody i rozchody) wód Polski:

Przychody:

Rozchody

Odpływ gruntowy to woda zasilająca rzeki i jeziora. Wody podziemne zasilają przede wszystkim rzeki i jeziora. Co ważne, zasilają je także wtedy gdy nie padają deszcze. Gdyby nie było wód podziemnych rzeki płynęłyby tylko okresowo.

Mają również duże znaczenie dla funkcjonowania ekosystemów lądowych zależnych od wód podziemnych, tereny bagien, łąk podmokłych – wszędzie tam gdzie zwierciadło wód podziemnych zalega płyciej niż dwa metry, ma styczność z systemami korzeniowymi roślin, które je drenują. Czasami obserwujemy oparzeliska, gdzie woda podziemna podpływa i topi wszystko, bo ma stałą temperaturę poniżej 10 °C.

Analogiczną sytuację obserwujemy w obszarach suchych (np. oazy), gdzie następuje drenaż wód podziemnych.

Znaczenie gospodarcze wód podziemnych:

Są traktowane jako surowiec, który jest wykorzystywany do zaopatrzenia w wodę dla potrzeb gospodarki komunalnej (do zaopatrzenia ludności), przemysłu oraz rolnictwa.

Jeśli chodzi o zaopatrzenie ludności, może mieć ono źródła w wodach podziemnych lub powierzchniowych. Wody podziemne są jednak znacznie korzystniejsze, co wynika z różnych powodów. Przede wszystkim są to temperatura i walory smakowe. Temperatura jest bardzo ważna, wody podziemne mają ją stałą. Temperatura wpływa na smak. Woda ciepła jest bowiem niesmaczna. Temperatura ma również znaczenie techniczne. Temperatura wód powierzchniowych może się zmieniać od 0 do 25 °C i powodować nawet przemarzanie rurociągów w czasie ostrych zim. Od czasu problemów z tym związanych przyjmuje się asekuracyjnie większe głębokości przemarzania gruntów niż robiono to uprzednio. Wody powierzchniowe są w znacznym stopniu zanieczyszczone i wymagają bardzo skomplikowanych procesów oczyszczania: koagulacji, utleniania ozonem, dezynfekcja chlorem, co powoduje powstawanie wtórnych zanieczyszczeń.

Wszystkie miasta poszukują możliwości zaopatrzenia w wody podziemne, np. Łódź. Wybudowano po wojnie zbiornik Sulejowski na Pilicy. Teraz prawie nie korzystają już z Pilicy i przestawiają się na wody podziemne. Podobnie stało się w Toruniu i Bydgoszczy. Warszawa wdrożyła natomiast system zdrojów ulicznych, wykorzystujących poziom wodonośny w utworach oligocenu. Każdy mieszkaniec miasta może nabrać wodę do picia i przygotowania potraw. Inne miasta stosują technologię polegającą na sztucznym zasilaniu wód w ujęcia infiltracyjne. Można stosować infiltrację brzegową – studnie przy rzekach. Również sztuczne ujęcia infiltracyjne, pobierającą wodę bezpośrednio. W Poznaniu mamy Dębinę z bezpośrednią i Mosinę Krajkowo z brzegową. Woda powierzchniowa nabiera cech wody podziemnej. Jeśli chodzi o ilościowy udział, wody podziemne przeważają nad powierzchniowymi. 95% miast korzysta z wód podziemnych, tylko kilka największych jest zmuszona do korzystania z powierzchniowych. Na terenach wiejskich większość miejscowości jest zwodociągowana, ale są takie, które korzystają z płytkich studni kopanych, najczęściej zanieczyszczonych.

Przemysł korzysta z wód podziemnych dobrze chronionych przed zanieczyszczeniami poziomów wodonośnych (miał pieniądze na budowę takich ujęć). Często jest tak że przemysł marnotrawi wody podziemne, bo czasami mógłby korzystać z powierzchniowych. Na wydrukowanie tony papieru 175 m3 wody a włókna sztucznego 1000 m3

Rolnictwo- inwentarz, krowa pije do 60 l dziennie. Również na nawodnienia zużywa się dużo wody. Potrzeby rosną związane ze zmianami klimatycznymi. W poprzednim systemie społeczno-gospodarczym było dużo wielkich PGR-ów nastawionych raczej na wykorzystanie wód powierzchniowych do nawodnień (podpiętrzano jeziora, i budowano zbiorniki). W tej chwili struktura się zmienia i w małych gospodarstwach nie opłaca się sprowadzanie wody, więc wykorzystuje się miejscowe wody podziemne.

Nie ma danych na temat ogólnego zużycia wód podziemnych w gospodarce narodowej. Pewne oceny w latach osiemdziesiątych wskazywały na roczne zużycie przekraczające 4 km3 (4,7). Był to pobór wód ale także odwodnienia górnicze 1,28 km3 z tych 4,7.

(znaleźć rycinę)

Średni odpływ podziemny 32,7 km3

Musi być zachowany tak zwany przepływ nienaruszalny. Maksimum jakie możemy pobrać to zatem 22,2 km3, ale jest to technicznie niewykonalne.

Zasoby (technicznie możliwe do pobrania) wynosiły około 13,7 km3.

Na początku lat 90-tych pobory i odwodnienia zdecydowanie spadły. Są teraz mniejsze co najmniej o połowę. Wprowadzono bowiem opomiarowanie i trzeba płacić .

Wody podziemne stanowią duży zasób wody niezanieczyszczonej (najczęściej).

Jeśli zasoby podziemne to 2000 km3,, to powierzchniowe mają zaledwie 37 km3, a zbiorniki retencyjne 4 km3. Wody podziemne tworzą zatem największy zasób wody słodkiej, z której możemy korzystać. Przy czym oszacowane i wyżej wspomniane 13 km3 powinno zostać pomniejszone, w świetle nowych kryteriów środowiskowych. Zgodnie z nimi nie możemy pobierać wody w ekosystemach torfów oraz niektórych lasów, gdyż doprowadzimy do ich dewastacji. Te problemy dotyczą wód słodkich.

Wody mineralne zawierają powyżej 1000 mg/l rozpuszczonych stałych składników. Mogą być wykorzystywane jako:

Zakres zainteresowań hydrogeologii (czym się zajmuje, działy):

Hydrogeologia to nauka o wodach podziemnych. Należy do dziedziny nauk geologicznych. Jest jedną z jedną z gałęzi geologii, gdyż występują w środowisku geologicznym. Wody podziemne są pewnym surowcem. W przeciwieństwie do typowych złóż mineralnych takich jak surowce skalne czy rudy metali jest to złoże odnawialne. Ma to takie konsekwencje że pobór wód podziemnych podlega innym zasadom prawnym niż inne surowce mineralne. Zasady eksploatacji surowców mineralnych określa prawo geologiczne i górnicze, a wód podziemnych prawo wodne, które dotyczy wód słodkich odnawialnych. Mamy jednak wody mineralne na dużych głębokościach które nie są odnawialne. Są one wtedy traktowane jak inne surowce mineralne, podlegają prawu geologicznemu i górniczemu. Zasady poszukiwania są wspólne dla wszystkich wód i minerałów. Tylko wykorzystanie wód słodkich podlega prawu wodnemu.

Hydrogeologia zajmuje się wieloma zagadnieniami.

oraz Składem chemicznym wód podziemnych (każda woda podziemna zawiera rozpuszczone w niej gazy, sole mineralne, zawiesiny koloidalne, mogą występować też mikroorganizmy, a nawet organizmy wyższe takie jak drobny plankton. Z gazów główne znaczenie mają CO2, O, H2S. Sole mineralne to węglan wapnia, siarczan wapnia itd. Zawiesiny koloidalne to związki glinu, krzemu, żelaza, również huminowe2, białkowe, czyli organiczne substancje. Mogą być mikroorganizmy chorobotwórcze lub nie groźne. Plankton występuje gdy mamy dopływ wód powierzchniowych z rzeki czy jeziora.

Skład chemiczny i własności fizyczne decydują o jakości, czyli przydatności wody do określonych potrzeb (jako wody do picia, wody do poszczególnych przemysłów, do rolnictwa). Najczęściej jeśli mówimy o jakości, myślimy o przydatności wody dla potrzeb zapotrzebowania ludności. Jakość tą określa norma przygotowywania przez ministerstwo zdrowia, która określa dopuszczalne zawartości składników w wodzie do picia, np. azotanów do 50 mg/l

Własności fizyczne i chemiczne określa się na podstawie analiz fizyczno chemicznych (słowo fizykochemicznych to żargon, niestety dość często używany).

Historia hydrogeologii:

Hydrogeologia jako dziedzina nauki wyodrębniła się dopiero w XIX wieku w wyniku rozwoju gospodarczego w krajach Europy Zachodniej i USA. Było to związane z zapotrzebowaniem rozwijającego się przemysłu, miast i rolnictwa na wodę.

Zręby hydrogeologii stworzyli Francuzi. Zajmowali się oni źródłami, wodami artezyjskimi, problematyką zasilania wód podziemnych i krążenia wód podziemnych, filtracją, wodami mineralnymi termalnymi, problematyką wydajności ujęć oraz kartografią hydrogeologiczną. Najbardziej znani naukowcy tego okresu to O. Paramelle, E. Belgrand, A. Daubree. Szczególną rolę jednak w rozwoju hydrogeologii odegrał francuski inżynier Henry Darcy. W skromnej pracy opublikowanej w roku 1854 sformułował podstawowe prawo ruchu wód podziemnych. Możemy powiedzieć że nowoczesna hydrogeologia zaczyna się od tego momentu. Ażeby w sposób matematyczny ująć problematykę ruchu wód podziemnych to trzeba posłużyć się właśnie tym prawem. Sformułował to prawo niejako przy okazji, zajmując się bardziej praktycznym zagadnieniem, a mianowicie budową fontann w mieście Dijon, we Francji , na południe od Paryża. Zajmował się problemem sprowadzenia wód źródlanych artezyjskich do Dijon żeby wykorzystać je do budowy fontann. Ponieważ były to wody krasowe często zawierały zawiesinę. Badał jak można za pomocą filtracji pozbyć się tej zawiesiny. Prawo Darcy’ego rozwinął i uzasadnił teoretycznie następny Francuz w 1865 - J. Dupuit. Wykorzystał on prawo Darcy’ego do sformułowania wzorów na dopływ do studni. Wiadomo że studnia jest podstawowym elementem w hydrogeologii, bo to za jej pomocą pozyskujemy wody podziemne.

Inną szkołę hydrogeologiczną pod koniec XIX i na początek XX wieku stworzyli Niemcy i Austriacy. Zajmowali się wydajnością ujęć i źródeł oraz metodyką itd. W szkole tej dominowało techniczne podejście. Łączyli problematykę hydrogeologiczną z techniczną w celu budowy i eksploatacji i ujęć wód podziemnych. Uczestniczyli w niej tacy badacze jak O. Luger, F. Forchheimer, O. Smreker, A. Thiem, E. Prinz, T. Kozeny.

Odrębny kierunek badań stworzyli Amerykanie również na przełomie wieku. Był to kierunek badań eksperymentalnych. Były one związane m. in. z badaniem parametrów hydrogeologicznych przy wykorzystaniu metod laboratoryjnych. Nazwiska z którymi się spotykamy to Hazen, Slichter, Fuller, Brigs i F. King. Amerykanie jako pierwsi zorganizowali w ramach państwowej służby geologicznej system badań i obserwacji hydrogeologicznych systematycznie prowadzonych. Wyniki tych badań ogłaszane są od początku XX wieku w U.S Geologial Survey Water-Supply Paper.

Istotny wkład w rozwój hydogeologii włożyli Rosjanie, a zwłaszcza Muszkietow, Nikitin, Sokołow, Dokuczajew i Lebedew. Zajmowali się oni hydrogeologią regionalną, określaniem związków między wodami podziemnymi i powierzchniowymi, budową geologiczną a warunkami hydrogeologicznymi, wpływem klimatu na wodę, problematyką wód kondensacyjnych. Badania dotyczące ostatniego zagadnienia prowadzono na stepach ukraińskich.

Szczególny rozwój hydrogeologii nastąpił jednak po drugiej wojnie światowej. Zakres został poszerzony i pojawiły się nowe metody: modelowania, na początku w latach 60-tych modele analogowe, a w latach 70-tych modele cyfrowe. Wprowadzono badania izotopowe do określenia genezy i wieku wód podziemnych. Wprowadzono nowe metody i poszerzono zakres badań geofizycznych. Nowe metody analityczne, przede wszystkim rozwój techniki chromatograficznej umożliwił znaczny postęp w badaniach składu chemicznego wód podziemnych.

W 1956 założono Międzynarodową Asocjację Hydrogeologiczną z siedzibą w Paryżu. Działa ona w skali światowej i gromadzi geologów z różnych krajów. Wydaje czasopismo Hydrogeology Journal i robi kongresy. W tym roku kongres odbył się w Krakowie i uczestniczyło w nim 600 hydrogeologów z całego świata. W ramach asocjacji są różne sekcje oraz narodowe oddziały. Przewodniczącym jest profesor Stanisław Witczak z AGH. Opłata wynosi około 40 euro, ale członkowie mają prawo do prenumeraty czasopisma. Prezydentem jest Niemiec Willi Struckmeier , a sekretarzem generalnym Hindus z obywatelstwem Brytyjskim Shaminder Puri, który kończył studia na UW razem Górskim. Nie chciał zdjąć turbanu na granicy i nie przepuszczano go. W sprawie interweniował nawet premier.

W Polsce ze względu na uwarunkowania historyczne, do początku XX wieku hydrogeologia praktycznie nie istniała. Pewne obserwacje prowadzili geologowie, botanicy, chemicy, geografowie itd. W okresie przed II wojną światową jedynym hydrogeologiem był Roman Rosłoński z Politechniki Lwowskiej, a po wojnie na Krakowskiej. Poświęcił się całkowicie hydrogeologii ale nie zostawił po sobie uczniów. W 1923 powstał w PIG wydział hydrogeologii pod kierownictwem Rosłońskiego. Działalność tan nie miała jednak dużego wpływu na rozwój.

Możemy powiedzieć że hydrogeologia jako dziedzina nauki powstała dopiero po II wojnie światowej. Twórcą hydrogeologii, pierwszym który zaczął zajmować się hydrogeologią, był nieżyjący już Zdzisław Pazdro, autor Hydrogeologii Ogólnej. Profesor Pazdro był geologiem który działał we Lwowie, gdzie był przed wojną docentem, ale zajmował się geologią naftową w Karpatach fliszowych. Jest pewna zbieżność ponieważ w obu wypadkach zajmujemy się medium przemieszczającym się w skałach. Po wojnie w 1951 tworzy Zakład Geologii Inżynierskiej i Hydrogeologii na Politechnice Gdańskiej. Na tej politechnice wykształcił cztery roczniki hydrogeologów na studiach inżynierskich. To była pierwsza kadra hydrogeologów Polsce. Teraz w większości są już na emeryturach.

W drugiej połowie lat 50-tych zaczęto tworzyć wydział geologii na Uniwersytecie Warszawskim. W ramach tego wydziału w 1956 powstała Katedra Hydrogeologii. Z Poznania przeszli na UW profesorowie Smulikowski i Polański, a z innych ośrodków ówczesny doktor Józef Gołąb. Wtedy skończyło się kształcenie geologiczne na UP. Została tylko pomocnicza katedra na wydziale geografii.

Następna katedra Hydrogeologii powstała w 1966 na AGH w Krakowie, a potem zakłady czy pracownie hydrogeologiczne w obrębie PAN-u i instytutach resortowych. Aktualnie kształcenie odbywa się na UW, AGH, U.Wr, UŚ i UAM. Jest uprawiana także w PIG-u, gdzie zakład Hydrogeologii działa od wielu lat. Jeśli chodzi o administrację geologiczną istniał kiedyś tak zwany Centralny Urząd Geologii na prawach ministerstwa, gdzie działał Departament Hydrogeologii. Aktualnie mamy tylko w ramach ministerstwo środowiska Głównego Geologa Kraju w randze Podsekretarza Stanu oraz Departament Geologii i Koncesji Geologicznych.

Rozwój był stymulowany także przez przedsiębiorstwa hydrogeologiczne w 6 największych miastach Polski, później przekształcane w tak zwane kombinaty geologiczne. Niektóre jeszcze funkcjonują ale już prywatnie.

Istotne znaczenie miało utworzenie w latach 70-tych sieci stacjonarnych obserwacji wód podziemnych. Jej zadaniem była obserwacja zwierciadła wody w głównych poziomach wodonośnych. Miały być one prowadzone poza regionami intensywnej eksploatacji wód. Obserwacje te prowadzone są do dziś, przy czym na początku lat 90-tych ta sieć została znacznie poszerzona o pierwszy poziom wód gruntowych (wcześniej były tylko wgłębne). Rozpoczął się tak zwany Monitoring Wód Podziemnych., w ramach Państwowego Monitoringu Środowiska. Monitoring ten obejmuje też stan jakości wód podziemnych3. Pobierane są raz w roku próby i wykonywane analizy chemiczne. Ważnym wydarzeniem było też powołanie w 1995 Państwowej Służby Geologicznej PIG-u. Prowadzi ona różnego typu badania, obserwacje i wydaje różne publikacje hydrogeologiczne.

Geneza wód podziemnych:

Historycznie rzecz biorąc były różne poglądy na ten temat. Poglądy te obejmowały stwierdzenia że woda morska przedostaje się w głąb skał, oczyszcza z soli i generuje wodę podziemną. Były również poglądy o pochodzeniu z powietrza, ulegającemu kondensacji. Już w czasach starożytnych powstał jednak słuszny pogląd Marka Witruwiusza w okresie cesarstwa Rzymskiego, który łączył genezę wód podziemnych z opadami i ich wsiąkaniem w grunt. Niewątpliwie najważniejszą przyczyną powstawania wód podziemnych jest właśnie infiltracja, ale okazuje się że mogą być one efektem różnych innych procesów. Wyróżniamy następujące typy genetyczne:

Wody infiltracyjne odgrywają podstawowa rolę w genezie wód podziemnych. Zdecydowana większość wód powstaje w wyniku infiltracji opadów. Jak wiemy opad, który spada na powierzchnię terenu albo wsiąka, albo paruje albo spływa po powierzchni ziemi. Możemy je utożsamiać z odpływem podziemnym, wynoszącym 32,7 km3 (por. dane z poprzedniego wykładu). To co wchodzi do systemu, powinno bowiem w dłuższym okresie z niego wychodzić.

Wody które w wyniku infiltracji wsiąkają w skorupę ziemską do środowiska geologicznego, przebywają w tym środowisku przez różne okresy czasu w zależności od warunków. Może on trwać od kilku minut do tysięcy lat. Mówimy, że wody które w wyniku infiltracji przedostały się do środowiska geologicznego są retencjonowane w środowisku gruntowym czyli o retencji gruntowej. Średni czas retencji gruntowej to 90 lat. Oprócz retencji gruntowej wyróżniamy retencję powierzchniową (jeziora, zbiorniki), śniegowa, lodowa, intercepcja (zatrzymywanie na roślinach), retencja organiczna (zatrzymywanie w organizmach).

Czynniki wielkości infiltracji:

Prężności wyrażamy w hektopaskalach. Im większy niedosyt, tym większe parowanie i tym mniejsza infiltracja. Duży niedosyt występuje np. na pustyni. W naszych warunkach niedosyt jest zerowy. U nas jest tak duża wilgotność że czasami nie ma możliwości parowania, infiltracja wtedy jest większa.

Parametry związane z infiltracją:

Wskażnik infiltracji – stosunek ilości wody wsiąkającej do ilości opadów. Wyrażamy go w procentach albo ułamku dziesiętnym. W = I/P [%]. Przy czym te wartości opadu i infiltracji wyrażamy najczęściej w mm słupa wody. W Polsce średni opad to około 600 mm, ale są tereny gdzie nie przekracza on 500 mm.

Stosuje się też prędkość infiltracji. Jest to objętość wody wsiąkającej do gruntu w jednostce czasu przez jednostkę powierzchni. Określa się go jako $\frac{Vi}{F \times t}$ [m/s]. Badania prędkości infiltracji prowadzone są w USA. Standaryzowane cylindry o średnicy 18 cali, zagłębione w grunt na głębokość minimum 6 cali. Prędkości infiltracji dla:

Ocena wielkości infiltracji

Przy badaniu infiltracji możemy posługiwać się metodami pośrednimi i bezpośrednimi.

Bezpośrednio wyznacza się za pomocą lizymetrów. Czasami są to niewielkie urządzenia w agrohydrogeologii. Do badan hydrogeologicznych nadają się tylko duże lizymetry obejmujące znaczącą powierzchnię.

Lizymetr to skrzynia zagłębiona w grunt - najlepiej jeśli monolit gruntu jest nienaruszony. W podłożu jest żwir. Obok jest szyb, do którego spływa woda z lizymetru. Czasami dostęp jest poprzez specjalnie urządzone piwnice. Sytuuje się lizymetry albo obok stacji meteorologicznej, która bada również inne parametry pogodowe. Albo takie pomiary trzeba robić bezpośrednio przy lizymetrze. W praktyce do określenia infiltracji w Polsce lizymetry stosuje się rzadko bo są kosztowne. W większym stopniu wykorzystuje się je w hydrogeochemii, gdzie śledzi się migracje zanieczyszczeń. W Polsce mamy tylko pojedyncze lizymetry. W sensie ogólnym badania lizymetrami nie wnoszą zatem zasadniczych wyników.

Po pomiarach sporządza się wykres. Na osi rzędnych wielkość infiltracji w mm, a na odciętych wielkość opadów w mm. Pomiary lizymetryczne powinny dać się przybliżyć prostą pod kątem alfa. Przy najmniejszych opadach (odcinek b) infiltracja w ogóle nie ma miejsca. Infiltrację efektywną możemy zatem obliczyć ze wzoru.

Ie = tg α(P-b)

Sporządzamy bilans lizymetryczny.

P= E + Ie ± δR

P i Ie uzyskuje się na lizymetrze. E można obliczyć. Należy pamiętać o przeliczeniu powierzchni lizymetru i deszczówki.

W = Ie/P [mm]

Pośrednimi metodami wyznaczania infiltracji opierają się na porównywaniu opadów i przepływów niżówkowych w ciekach, które zasilane są wtedy tylko z wód podziemnych. Takie obserwacje pozwoliły na wydzielenie pewnych klas infiltracji. Wydziela się cztery, przy czym decydującym parametrem jest tutaj przepuszczalność skał w strefie niżówkowej.

I Bardzo dobre 0,30 Żwiry, piaski wodnolodowcowe, sandrowe, wydmowe, rzeczne, tarasów akumulacyjnych i pokrywowe
II Dobre 0,25 Piaski i żwiry moren czołowych, piaski i żwiry glacjalne
III Średnie 0,20 Piaski i mułki tarasów zalewowych, deluwia piaszczyste, piaski ilaste
IV Złe 0,05 Gliny zwałowe, iły, mułki zastoiskowe, deluwia gliniaste

Na podstawie mapy wyznaczamy wskaźnik infiltracji. Ze stacji meteorologicznych czerpiemy dane o wielkości opadów (P). Obliczamy wskaźnik infiltrację.

Wody kondensacyjne – okazuje się że w pewnych warunkach powstają również wody kondensacyjne – jest to związane z kondensacją pary wodnej z atmosfery, w postaci rosy. Przy czym rosa na powierzchni ziemi na ogół nie odgrywa większej roli, bo szybko wyparowuje. Tworzy się bowiem najczęściej w dni pogodne. Jak tworzy się rosa można oczekiwać że dzień będzie pogodny. Występowanie rosy związane jest z tym że jeżeli temperatura spada poniżej tak zwanego punktu rosy następuje kondensacja. Istnieje bowiem ścisła zależność między ilością nasyconej pary wodnej w powietrzu, a jego temperaturą.

Temperatura powietrza °C Gęstość pary wodnej nasyconej g/m3
30 30,3
10 9,4
0 4,9

Powietrze w określonej temperaturze nie może zasadniczo zawierać więcej pary wodnej niż to wynika ze stanu nasycenia. Jeżeli ilość pary wodnej zaczyna przekraczać stan nasycenia, nadmiar jej zostaje wydzielony przez skroplenie, czyli kondensację. Dzieje się to normalnie wtedy, gdy powietrze ochłodzi się poniżej punktu rosy, tj. poniżej temperatury przy której para wodan osiąga stan nasycenia. Powstają wówczas opady unoszące się w powietrzu, opady jawne, czyli pionowe, wreszcie utajone zwane też poziomymi albo osadami atmosferycznymi, jak rosa, szron lub szadź.

Te ostatnie tworzą się na powierzchni ochłodzonego wskutek nocnego wypromieniowania gruntu w momencie gdy ciepło powietrza stykając się z nimi ochładza się poniżej punktu rosy. Ilość rosy może być dość znaczna. W Europie Środkowej waha się ona w granicach 8-30 mm, a niekiedy może przekraczać nawet 50 mm.

Teorię powstawania wód podziemnych w wyniku kondensacji pary wodnej określił Austriak Volger w 1877. Badania tych wód przeprowadził Lebiediew w 1912 -1930 na terenie Ukrainy i wykazał, że w wyniku kondensacji tworzy się od 66 do 80 mm wody podziemnej, co odpowiada 18-23% procent opadów. Znaczenie ma tu jednak rosa wewnętrzna w porach gruntu, a nie rosa na powierzchni terenu. Powietrze wchodzi z parą w grunt, tam się schładza i kondensuje, bo nie ma takiego parowania. Innych badań jednak nie prowadzono. Niewątpliwie ma to pewne znaczenie w klimacie suchym, pustynnym i półpustynnym. Jest to zjawisko trudne do badania. W tej chwili takie badania byłyby ułatwione ze względu na metody izotopowe.

Następnie mamy wody juwenilne. Otóż teorię juwenilnego powstawania wód ogłosił austriacki badacz geolog E. Suess w roku 1902. Wody juwenilne to wody uwalniane ze stygnącej magmy. Magma jest stopem krzemianowym nasyconym parami i gazami. Gdy temperatura spada poniżej temperatury krytycznej, która dla wody wynosi 374,15° para ulega skropleniu i mamy tak zwany etap hydrotermalny. W związku z tym wody juwenilne pojawiają się w gejzerach i gorących źródłach. Badania wykonane w Islandii wykazały jednak że ilość wody juwenilnej wynosi tylko 2%. Reszta to wody infiltracyjne. W Polsce takich nie stwierdzono. Może jednak występować zjawisko juwenilnego dwutlenku węgla, który nasyca wody podziemne w Karpatach. W ten sposób powstają szczawy – cenne wody lecznicze.

Wody reliktowe – nie mają żadnego związku z powierzchnią terenu. Nie mogą tworzyć się w wyniku infiltracji, są silnie zmineralizowane. Dzielimy je na sedymentacyjne i kopalne infiltracyjne.

Ostatni rodzaj wód to wody metamorficzne, które powstają w procesach hydrogeochemicznych i tak na przykład w procesach metamorfizacji skał mogą uwalniać się grupy hydroksylowe czyli OH-, to zjawisko nazywa się dehydroksylacją. Podlegają temu zjawisku przede wszystkim hydrokrzemiany z grupy minerałów ilastych i uwalnia się wtedy woda. Przykładem może być metamorfizacja kaolinitu który przechodzi w andaluzyt i kwarc, przy czym wydziela się woda:

Al4[(OH8)Si4O10] 2 Al2SiO5 + 2SiO2 + 4H2O.

Wiemy że takie wody powstają ale trudno ocenić jakie ilości wód to są . Przyjmuje się że również jest to zjawisko marginalne.

Podsumowując, wszystkie te pochodzenia poza infiltracją wskazują na możliwości powstawania w inny sposób, ale decydujące są opady.

Wody w strefie aeracji:

Wody w strefie aeracji Wody higroskopijne, błonkowate, kapilarne, zawieszone, rozkład wilgotności w strefie aeracji

Jeżeli mamy taką sytuację że od powierzchni terenu występują skały przepuszczalne, w górnej partii występuje strefa aeracji, a w dolnej saturacji. Granicą pomiędzy strefami jest zwierciadło wód podziemnych. Strefa aeracji jest to strefa w której próżnie skalne wypełnione są głównie powietrzem. W strefie saturacji wszystkie próżnie skalne w postaci porów lub szczelin wypełnione są całkowicie wodą.

W hydrogeologii wyróżniamy wodę wolną która przekazuje ciśnienie hydrostatyczne i może przemieszczać się w skale i związaną. Zwierciadło wody podziemnej to poziom do którego wznosi się woda wolna. Jest to poziom na którym ciśnienie wody jest równe ciśnieniu atmosferycznemu. Rysujemy je w postaci powierzchni ale w rzeczywistości jest to znacznie bardziej skomplikowane. Granica pomiędzy strefą saturacji i aeracji wcale nie jest jednoznaczna. Dopiero gdy zrobimy otwór wiertniczy zwierciadło się klaruje, ale jest ono już efektem ingerencji w środowisko geologiczne. Pojęcia angielskie to aeration zone, saturation zone, water table.

W strefie aeracji również występują wody, ale są to wody albo związane albo czasowo występujące. Wyróżniamy: higroskopijne, błonkowe, kapilarne, kapilarne zawieszone, zawieszone oraz wsiąkowe. Wody higroskopijne i błonkowate to wody związane jednoznacznie, kapilarne i kapilarne zawieszone są na pograniczu, a zawieszone i wsiąkowe są wolne.

Wziąć schemat z Pazdro – widzimy że granica między strefami aeracji i saturacji nie jest taka jednoznaczna, mamy np. jeszcze strefę wzniosu kapilarnego pomiędzy. Wody higroskopijne otaczają ziarno, błonkowate tworzą zewnętrzną powierzchnię na wodach higroskopijnych.

Woda higroskopijna – najważniejsze to pamiętać, że jest to woda sorbowana z powietrza. Jeżeli skała zostanie całkowicie wysuszona i nie ma żadnych wód, a potem znajdzie się w powietrzu, sorbuje bezpośrednio. Sorbowana przez drobne ziarna mineralne i koloidy. Podczas sorbowania wydziela się ciepło co świadczy o dużej sile wiązań pomiędzy cząsteczkami wody a ziarnem. Zdolność skały do sorbowania pary wodnej nazywa się wodochłonnością higroskopijną. Wodochłonność ta zależy przede wszystkim od wielkości ziaren. Im większe tym mniejsza wodochłonność higroskopijna:

Woda higroskopijna jest bardzo silnie związana z ziarnami mineralnymi. Żeby ją usunąć trzeba suszyć próbkę przez kilka godzin w temperaturze 105 – 110 °C. Własność wody higroskopijnej odbiegają od wody wolnej i zbliżają ją do ciała stałego. Gęstość wynosi 2 g/cm3. Dwa razy większa niż normalna. Taka woda zamarza w temperaturze -78 °C, nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego i nie rozpuszcza substancji mineralnych. Co ważne, woda ta nie może być wykorzystywana przez rośliny.

Woda błonkowata - W momencie gdy skała osiągnie całkowitą wodochłonność higroskopijną, zostanie wysycona, proces adsorpcji drobin wody z pary wodnej zostaje przerwany trwa jednak nadal proces wiązania wody przez ziarna mineralne. Teraz z kolei ulegają jednak wiązaniu drobiny pochodzące z ciekłej wody. Wiązanie odbywa się dzięki siłom elektrycznym ze strony cząstek mineralnych, które oddziałują przyciągająca na spolaryzowane drobiny wody mające charakter dipolów. Własności wody błonkowatej zbliżają się do własności wody wolnej Grubość błonki tych wód jest różna – najprawdopodobniej nie przekracza 0,5 mikrometra. Temperatura zamarzania trochę poniżej zera, nie przenosi ciśnienia hydrostatycznego, ma zdolność rozpuszczania substancji mineralnych ale w ograniczanym zakresie, zdolność skały do wiązania wody błonkowatej nazywamy wodochłonnością molekularną. Używa się również pojęcie wilgotność molekularna która określa ilość wody błonkowatej występującej w skale. Zależą od:

Średnica ziaren (mm) Wilgotność molekularna (%)
1-0,5 1,57
0,5-0,25 1,6
0,25-0,1 2,73
0,1-0,05 4,75
0,05-0,005 10,18
<0,005 Nawet 44,85

Niestety nie ma ścisłych metod określania jej ilości, są próby przez odwirowanie, wchłanianie przez bibułę ale wyniki są rozbieżne.

Wody kapilarne – w wyniku działania sił molekularnych występuje tak zwane zjawisko włoskowatości. W bardzo wąskich rurkach ciecz może wznosić się lub opadać w stosunku do poziomu cieczy w dużym naczyniu. Poziom wody w cienkiej rurce rośnie a rtęci opada. W tej chwili wycofuje się już termometry rtęciowe bo są niebezpieczne dla zdrowia. Przyczyną wzniosu kapilarnego są siły działające na granicy ciała stałego i cieczy. Jeżeli rozpatrujemy skałę porowatą, to te pory w jakimś stopniu zbliżone są do rurek włoskowatych. Jednocześnie skały wodonośne są najczęściej zbudowane z ziaren kwarcowych. Czyli te oddziaływania między ciałem stałym a cieczą w gruncie są analogiczne jak w rurce włoskowatej.

W cieczach podobnie jak w ciałach stałych występują siły spójności które dążą do zmniejszenia powierzchni cieczy (dlatego mamy kroplę). Jeżeli mamy ciecz, cząsteczki przy powierzchni powodują powstanie napięcia powierzchniowego. Jego istnienie wykorzystują owady spacerujące po wodzie. Można by go utopić zmniejszając napięcie powierzchniowe za pomocą detergentów. Ciśnienie wewnętrzne pod powierzchnią jest wszędzie jednakowe. Jeżeli jest zakrzywiona następuje ciśnienie dodatkowe zwane włoskowatym. Jest tym większe i mniejszy jest promień krzywizny. Wyrażany jest wzorem:

P=2σ/R. Delta to napięcie powierzchniowe a R to promień krzywizny. P jest dodatnie przy powierzchni wypukłej a ujemne przy wklęsłej. Na ciecz ze strony gruntu działają siły przylegania. Jeżeli siły spójności są mniejsze od przylegania tworzy się menisk wklęsły (np. woda i szkło). Przy sytuacji odwrotnej menisk wypukły.

Rysunek z rozkładem sił i siłą wypadkową. Na cząsteczkę położoną blisko ścianki działa siła spójności F1 i siła przylegania F2. Powierzchnia cieczy musi być prostopadłą do siły F. Woda wznosi się do góry tworząc ze ścianką naczynia kąt tetha. Kąt ten zwany kątem granicznym i w przypadku wody jest bliski zeru.

Menisk wypukły powstaje gdy siła spójności jest większa niż siła przylegania. Powstaje siła wypadkowa która zakrzywia nam powierzchnię cieczy do środka.

Jeżeli wyobrazimy sobie rurkę kapilarną o promieniu r , powstaje powierzchnia wklęsła o promieniu R. Znowu mamy kąt θ. W takim naczyniu ciecz wznosi się do góry ponieważ pod powierzchnią wklęsłą panuje ciśnienie mniejsze o 2 σ/R mniejsze niż pod powierzchnią płaską. Ciecz będzie się wznosić aż ciśnienie kapilarne nie zrównoważy się z ciężarem słupa wody. W rurce o małym promieniu, R jest zbliżone do r i ciśnienie włoskowate wynosi 2πrδ. Ciężar słupa wody wynosi r2πhdg. D to gęstość, g przyspieszenie ziemskie (9,81 m/s2)

Jeżeli porównamy równania, wyjdzie nam, że h= 2δ /rdg,

Delta równa się dla temperatury 10 stopni 74,22 * 10 -5 N/cm2. Po jej podstawieniu wyjdzie nam uproszczony wzór na wysokość wzniosu kapilarnego h=0,15/r cm wody względem szkła. Wyrażenie h to tak zwana stała kapilarna wody względem szkła. Jak widzimy zależy przede wszystkim od r. Im większa r tym mniejszy wznios.

Dokończymy o wodach kapilarnych za tydzień.

Powiedzieliśmy sobie o wodach błonkowatych i kapilarnych. Stała kapilarna w skałach krzemianowych wynosi 0,15/r, gdzie r to średnica kapilary. Oczywiście w przypadku środowiska skalnego musimy mówić o tak zwanej średnicy zastępczej albo sprowadzonej, gdzie pory oznaczają szerokość kapilary. Podano też wielkość wzniosu kapilarnego, która rośnie wraz ze zmniejszaniem frakcji. Ale w iłach, glinach pory są już wypełnione wodą związaną i nie ma miejsca na wznios kapilarny pomimo modelu odnoszącego się do podanego wzoru.

Wyróżniamy tak zwaną kapilarność czynną i bierną. Kapilarność czynna polega na tym że następuje wznios kapilarny nad zwierciadłem wody. Kapilarność bierna polega na tym że woda kapilarna utrzymuje się w skałach.

Istotne znaczenie ma prędkość wzniosu kapilarnego, która jest tym niższa im skała jest bardziej drobnoziarnista. W skałach o uziarnieniu 2-5 mm, gdzie osiągnięcie równowagi wzniosu kapilarnego wymaga trzy dni. W skałach bardziej drobnoziarnistych, 0,2 – 0,5 mm jest potrzebne aż osiem dni na osiągnięcie równowagi.

Do określenia wielkości wzniosu kapilarnego służą tak zwane kapilarometry.

Całkowitą ilość wody zawarta w strefie wzniosu nazywamy wilgotnością kapilarną. Jest to stosunek wagowy próbki skały z której ściekła woda wolna do próbki suchej.

Wody kapilarne mają własności zbliżone do wody wolnej. Podlegają sile ciężkości przekazując ciśnienie hydrostatyczne i mają zdolność rozpuszczania soli. Temperatura zamarzania jest tylko nieco niższa niż zero. Mają ważne znaczenie dla roślin. Jeżeli skały wykazują wysoki wznios kapilarny wody mogą sięgać strefy korzeniowej roślin i zasilać rośliny. Dlatego właśnie uznaje się gleby rozwinięte ze skał typu pyły czy muły za najbardziej urodzajne. Ważna jest też zawartość substancji organicznej.

Z drugiej strony natomiast zjawiska kapilarne wywołują dużo szkód w obiektach budowlanych. Może ono zachodzić np. w cegłach. Jeżeli część fundamentowa budynku nie jest odpowiednio odizolowana od pozostałej części obserwujemy wpływ wód kapilarnych i zawilgocenia na murach. W starych budynkach obserwowało się takie zjawisko, bo nie było metod izolacji. Zamiast tego można było stosować skały masywne, bez porowatości, np. granity. Stąd wzięła się nazwa kamienice.

Następny rodzaj wody to wody kapilarne zawieszone:

Mianowicie jeżeli zwierciadło wody będzie się obniżać może dojść do tego że część wód w strefie wzniosu kapilarnego pozostanie w poszerzonej strefie aeracji. Wody kapilarne nie nadążają za zwierciadłem. Innym powodem może być przesączanie przez strefę aeracji, kiedy z wód infiltrujących tworzą się wody kapilarne. Zjawisko występowania wód kapilarnych zawieszonych związane jest z tym że w skałach występują tak zwane kapilary łańcuszkowe. Nie mają kształtu rurek tylko przypominający łańcuszek. Jeżeli rozpatrujemy taką wodę kapilarną zawieszoną która występują w takiej postaci mamy średnicę minimalną w menisku górnym (r1) i maksymalną w menisku dolnym (r2). Ze wzoru na wznios kapilarny możemy zapisać hdg = 2δ/r1 dla menisku górnego i hdg = 2δ /r2 dla menisku dolnego. Ich ciśnienia są przeciwnie skierowane. Możemy zatem zapisać że hdg = 2δ/r1 – 2δ r2 czyli 2δ( 1/r1-1/r2). Czyli zjawisko to ma miejsce gdy r1 < r2.


Kolejny rodzaj wód w strefie aeracji to woda zawieszona:

W tym wypadku chodzi o wodę wolną zawieszoną. Otóż w strefie aeracji możemy mieć do czynienia z występowaniem zróżnicowania litologii skał. W obrębie utworów piaszczystych mogą występować soczewki skał o bardzo słabej przepuszczalności. Jeśli zwierciadło wody występuje na określonej głębokości wody infiltrujące zbierają się na soczewce i tworzy się mini strefa saturacji która jest nad główną strefą saturacji. Mogą one występować okresowo po okresie intensywniejszej infiltracji lub też w sposób ciągły. Występowanie takich wód kapilarnych stanowi często pułapkę dla hydrogeologa. Zdarzają się takie przypadki, że wykonywane są otwory hydrogeologiczne i jeżeli taki otwór zostanie nafiltrowany woda po pewnym czasie znika i otwór staje się suchy. To się zdarza przede wszystkim tam gdzie nie mamy dobrego rozpoznania budowy geologicznej i nie bardzo wiemy na jakiej głębokości zwierciadło może się zachować. Czasami wiemy że jest to woda zawieszona i mimo wszystko ujmujemy, ale trzeba uważać, by nie przewiercić soczewki gliniastej, bo wtedy woda nam spłynie.

Badania wilgotności w strefie aeracji:

W obrębie strefy aeracji mamy do czynienia z występowaniem tak zwanej siły ssącej wynikającej z oddziaływania sił pomiędzy cząsteczkami fazy stałej, a cząsteczkami wody. Występowanie tej siły objawia się poprzez występowanie ujemnego ciśnienia w strefie aeracji w stosunku do ciśnienia na powierzchni zwierciadła wody. W stosunku do ciśnienia atmosferycznego na powierzchni zwierciadła w strefie aeracji mamy ciśnienie ujemne. Dodatnie ciśnienie mamy pod poziomem zwierciadła.

Mierzymy to ciśnienie ssące tensometrem. (rycina) Tensometr to urządzenie złożone z porowatego naczynia umieszczanego w gruncie. Dalej mamy rurkę wypełnioną wodą i manometr do pomiaru ciśnienia. Po zabudowaniu takiego urządzenia w gruncie możemy obserwować zmiany ciśnienia ssącego. Zmiany te informują o zmianach wilgotności w strefie aeracji. Rozpatrując zagadnienie wilgotności w strefie aeracji musimy wyróżnić element strefy aeracji który oznaczymy jako VA i ten element składa się z objętości skały (VS), powietrza (VP) i łącznej wilgotności wszystkich rodzajów wód (VW). Stosunek VW do VS nazywamy wilgotnością objętościową i wyrażamy w procentach.

Rozkład wilgotności objętościowej zależy od rodzaju skał budujących strefę aeracji. Rozkład ten zależy przede wszystkim od uziarnienia. Najmniej wód występuje w piasku gruboziarnistym, wzrasta wraz ze zmniejszeniem frakcji. Najwięcej w utworach ilastych. Oczywiście jeżeli w profilu będzie występować zmiana litologii będą również zachodziły zauważalne w profilu zmiany wilgotności objętościowej w skale. Należy jeszcze dodać że rozkład wilgotności zależy od tego czy zwierciadło wody obniżało się czy podwyższało. Występuje zjawisko histerezy. Przy obniżaniu zwierciadła wilgotność objętościowa jest większa. Przy podwyższeniu wody, woda wypycha do góry powietrze, osuszając skałę. Objętość wilgotnościowa jest mniejsza.

Pomiary te są szczególnie istotne w agrohydrogeologii i geologii inżynierskiej. W hydrogeologii badanie tych zjawisk jest istotne przy analizie migracji zanieczyszczeń w strefie aeracji. W praktyce rzadko używa się już tensometrów. Natomiast używa się za to teraz tak zwanych sond neutronowych, które zabudowuje się w gruncie.

Woda w strefie saturacji Porowatośc skał, czynniki rządzące porowatoscią, szczelinowatość i krasowatość.

Podstawowe własności hydrogeologiczne skał

Najpierw powiemy o podstawowych własnościach hydrogeologicznych skał. Skały wodonośne mają zdolność do gromadzenia, przewodzenia i oddawania wody wolnej. Hydrogeologię interesują przede wszystkim takie skały w aspekcie możliwości pozyskania z nich wody. Są dwie zasadnicze własności hydrogeologiczne:

  1. Wynikają z istnienia w skałach różnego typu próżni, porów, szczelin i kawern (porowatość). Jest to warunek pierwszy. Jest to warunek konieczny ale nie dostateczny. Musi występować również przepuszczalność hydrauliczna. Pory musza być ze sobą skomunikowane, połączone. W zależności od rodzaju porów, próżni jakie występują w skale wyróżniamy skały charakteryzujące się porowatością, szczelinowatością i krasowatością.

  2. Przewodność hydrauliczna – zdolność do przewodzenia wody wolnej. Własność skały która umożliwia ruch wody w przypadku różnicy ciśnień . Jest to możliwe tylko wtedy gdy pory są ze sobą skomunikowane. Stopień przepuszczalności skały jest zdefiniowany przez objętość wody przepływającej w jednostce czasu, przez określony przekrój skały i przy określonej różnicy ciśnień. Im większe będą przewody, tym lepsza będzie przepuszczalność.

Warunkiem przepuszczalności jest istnienie porów, szczelin , form krasowych ale musimy zdawać sobie sprawę że nie każda skała porowata jest przepuszczalna. Jeśli bowiem pory są tak małe że w całości wypełnione wodami związany i skała nie wykazuje zdolności do przepuszczania wody. Przykładem jest ił o bardzo dużej porowatości.

Miarą przepuszczalności skały jest współczynnik filtracji oznaczany małą literą k. Ma wymiar prędkości (m/s, m/h, m/doba). O współczynniku filtracji jeszcze powiemy. Jest to najważniejszy parametr w hydrogeologii. Dokładną definicję podamy w toku późniejszego wykładu. Trzeba naprawdę znać i rozumieć tę definicję bez żadnych problemów. W słowniku hydrogeologicznym definicja jest podana w trudnej formie. Nie trzeba aż tak skomplikowanej definicji do wyjaśnienia co to jest współczynnik filtracji. Oprócz współczynnika filtracji poznamy jeszcze współczynnik przepuszczalności, który odnosi się do przewodzenia wszystkich płynów w odróżnieniu od współczynnika filtracji, który odnosi się tylko do wody. Wszelkie sprawy związane z przepływem wody przez skałę związane są ze współczynnikiem filtracji.

Inne własności hydrauliczne są pochodnymi wymienionych - mamy wodochłonność czyli zdolność skały do pochłaniania wody i odsączalność czyli zdolność skały do oddawani wody wolnej przez nasyconą skałę pod wpływem sił grawitacji.

Wymienione własności hydrogeologiczne mogą być pierwotne i wtórne (związane z wtórnymi cechami skały). Własności pierwotne wynikają z genezy skały. Na przykład pory między ziarnami w piasku. Jednakże w wyniku wtórnych procesów skała która pierwotnie wykazują własności hydrogeologiczne może je utracić. Np. piasek może być wypełniony cementem albo zostać zmetamorfizowany do kwarcytu i stać się skałą nieprzepuszczalną. Do procesów które obniżają własności hydrogeologiczne należy zatem cementacja, kompakcja i metamorfoza. Skały które pierwotnie z racji swojej genezy nie wykazują własności hydrogeologicznych, mogą te własności uzyskać wtórnie. Na przykład zbity wapień lub granit w wyniku wietrzenia tworzą się szczeliny. Inne skały ulegają krasowieniu. Do procesów powodujących wtórne własności hydrogeologiczne należy zaliczyć wietrzenie, ciśnienie tektoniczne i ługujące działanie wody. Skała która pierwotnie nie jest wodonośna uzyskuje takie własności właśnie dzięki tym procesom.

Porowatość

Teraz zajmiemy się skałami które wykazują porowatość. Otóż porowatość dotyczy skał okruchowych i piroklastycznych. Przy czym czasami mamy do czynienia również z tak zwaną porowatością podwójną, np. zlepieniec zbudowany z okruchów piaskowca. Możemy również mówić o porowatości w skałach krystalicznych – granitach i innych skałach magmowych – głębinowych. Ta porowatość jest znikoma i nie ma żadnego znaczenia w hydrogeologii ponieważ są to pory nieskomunikowane. Skała może tylko gromadzić wodę na powierzchni.

W hydrogeologii pory dzielimy pory na nadkapilarne o średnicy 0,5 mm umożliwiającej ruch wody wolnej, kapilarne od 0,5 do 0,0002 mm i subkapilarne gdzie średnica jest poniżej 0,0002 mm. Takie pory zawierają tylko wody związane. Jeżeli mówimy o średnicy porów to mówimy o tak zwanej średnicy zastępczej, to znaczy porównujemy pory z rurką o określonej średnicy.

Współczynnik i wskaźnik porowatości

Porowatość skały określamy poprzez stosunki objętościowe. Mianowicie rozpatrujemy:

Wówczas V = Vp + Vz. Stosunek objętości porów do objętości całej próbki (V) nazywamy współczynnikiem porowatości n.

n = $\frac{\mathbf{V - V}\mathbf{z}}{\mathbf{V}}100\%\ $= $\frac{Vp}{V}100\%$

Poza tym możemy określać również tak zwany wskaźnik porowatości oznaczany literą e  =  $\frac{\mathbf{V}\mathbf{\ }\mathbf{-}\mathbf{\ }\mathbf{V}\mathbf{z}}{\mathbf{V}\mathbf{z}}$   =  VP/VZ. Zależność między e a n to n= e/1+e i e =n /1-n. Wskaźnik porowatości jest rzadziej stosowany.

Parametr n określamy laboratoryjnie poprzez określanie gęstości właściwej (ρS) i objętościowej (ρO). Gęstość właściwa to stosunek masy do objętości ziaren. mS to masa suchej próbki skały (wysuszonej w temperaturze 100 °C), a Vz to objętość ziaren próbki bez porów. Gęstość właściwą możemy stosunkowo łatwo wyznaczyć. Trudniej jest wyznaczyć gęstość objętościową, która to równa się mS /v

Masa – to własność materii w polu grawitacyjnym

Vz = ms/ρS i V = ms/ ρO

n = (ρS - ρO) / ρS ,

e = (ρS – ρO )/ ρO

Do wyznaczania gęstości objętościowej stosuje się próbkę o nienaruszonej strukturze i zaparafinować.

Skały ze względu na współczynnik porowatości dzielimy :

Torfy mają porowatość 76-89%, iły 35-70%, gliny 24-42%, lessy 40-65%, piaski 20-48%, piaskowce 0,9 – 28%, żwiry 20-35%, wapienie i dolomity zbite 0,2-7%, marmury 0,1 – 6 , granity – 0,2-2,2

Porowatość jest warunkiem koniecznym, ale nie wystarczającym by skała miała własności hydrogeologiczne.

Czynniki rządzące porowatością:

Oprócz porowatości otwartej możemy wyróżniać porowatości zamkniętą, która nie ma znaczenie w hydrogeologii. Porowatość efektywna to porowatość zmniejszona o wody związane. Ma większe znaczenie w hydrogeologii niż porowatość n.

Inne rodzaje porowatości:

Oprócz porowatości intergranularnej wyróżnianej dla skał klastycznych, wyróżniamy porowatość miarolityczną, pęcherzykowatą i gąbczastą.

Miarolityczna jest w magmowych, faza gazowa może być utrwalone w skale magmowej w postaci próżni nazywanych miarolami. Te miarole są najczęściej zamknięte i w związku z tym nie mają znaczenia w hydrogeologii.

W lawach szybkokrzepnących drogi uchodzących gazów mogą być w szczególności utrwalone. Jest to porowatość pęcherzykowa, ale nie ma znaczenia w hydrogeologii bo są to pory zamknięte. Ma porowatość pęcherzykową do 80% pumeks. Jest to jedyna skała która pływa po wodze.

W porowatości gąbczastej próżnie w skałach łączą się. Występuje w magmowych, martwicach wapiennych, trawertynach i rudach darniowych. Wynika z tworzenia na roślinności. Próżnie są pozostałością po organice. Porowatość gąbczasta wtórna ujawnia się w procesach wietrzenia. W wapieniach pogipsowych, wapieniach i dolomitach komórkowych i jamistych itp.

Szczelinowatość –

Skały lite które pierwotnie nie wykazują własności hydrogeologicznych mogą takie własności uzyskać jeżeli nastąpi ich spękania, powstają szczeliny. Dzielimy je na syngenetyczne, tektoniczne i wietrzeniowe.

Syngenetyczne powstają w wyniku działania sił wewnętrznych przy tworzeniu niektórych skał. Na przykład przy tworzeniu magmy. Zewnętrzne partie wcześniej stygną co powoduje kurczenie się masy skałotwórczej. Powstają wówczas naciski tensyjne doprowadzające do spękań. Szczeliny takie nazywamy synklazami. Mogą być jawne lub utajone (niewidoczne gołym okiem). Mogą się ujawniać w trakcie procesów wietrzenia. Różne skały w procesie wietrzenia rozpadają się na bloki o określonej geometrii. Skały te wykazują cios. Jest to właśnie efekt występowania synklaz, które biegną w kierunkach regularnych najczęściej. Mamy prostopadłościenny w granitach i słupowy w bazaltach. Szczeliny syngenetyczne mogą powstawać w skałach osadowych np. w piaskowcach lub wapieniach w skutek wysychania pierwotnie wilgotnych osadów – poligonalne szczeliny przy wysychaniu iłów i glin, powstają mad crecki. Może wskazywać położenie stropu i spągu warstwy (ułatwienia przy obszarach zmienionych tektonicznie).

Większe znacznie mają jednak szczeliny tektoniczne powstałe wskutek ruchu skorupy ziemskiej. Wyróżniamy diaklazy gdy nie występuje przesunięcie skał i paraklazy gdy mamy przesunięcie skał wzdłuż płaszczyzny uskoku.

Diaklazy występują zarówno w skałach leżących poziomo jak i pofałdowanych. Gęstość jest proporcjonalna do gęstości warstw. Jeżeli mamy fałd na przegubie występuje tensja , gdzie są szczeliny rozwarte, w przegubie synkliny mamy kompresję z siecią szczelin. Diaklazy mogą dotyczyć jednej lub kilku warstw. Jeżeli przecinają serię kilku warstw nazywamy je megadiaklazami.

W paraklazach często mamy do czynienia z serią uskoków (strefą uskokową). Te szczeliny uskokowe mają największe znaczenie w hydrogeologii przy czym często trudno je wykryć. Samo istnienie szczelin nie mówi nam jeszcze o tym jakie mają znaczenie w hydrogeologii. Mogą być bowiem aktywne – przepuszczalne dla wody, lub nieaktywne – wypełnione np. materiałem ilastym

Ostatni rodzaj szczelin to szczeliny wietrzeniowe. Powstają w wyniku zmian temperatur, zamrozu. Nie sięgają zwykle głębiej niż 20 metrów. To średni zasięg wpływu temperatur na środowisko geologiczne. Maksymalny to 40 m. Na głębokości 20 m ustala się zazwyczaj średnia temperatura roczna danej miejscowości. Głębiej natomiast mogą znajdować się szczeliny kopalne. Podobne do szczelin wietrzeniowych mogą być fugi międzyławicowe lub międzywarstwowe, które są wolnymi przestrzeniami między kolejnymi ławicami skał osadowych, a następnie mogą być poszerzane w wyniku ługowania, co upodabnia je do szczelin. Ługowanie to rozpuszczanie i wynoszenie materiału ze skały.

Przepływ wody zależy również od rozwarcia szczelin. W tym wypadku wydzielamy szczeliny nadkapilarne, kapilarne i subkapilarne. Średnice są jednak o połowę mniejsze niż przy rozważaniu porowatości. Nadkapilarne powyżej 0,25 mm, kapilarne od 0,25 do 0,0001 i subkapilarne poniżej. Szczeliny także dzielimy na makroszczeliny widoczne gołym okiem mikroszczeliny możliwe do zaobserwowania okiem uzbrojonym.

Na głębokościach dużych, powyżej 1000 metrach najczęściej mamy tylko szczeliny subkapilarne i tylko paraklazy mogą stanowić tutaj wyjątek (do kilku km). Drożność szczelin zależy od stopnia wypełnienia materiałem skalnym. Mogą być wypełnione rezyduami ilastymi, i wtedy nawet przy znacznym rozwarciu szczelina nie jest drożna. Wypełniona drobnym piaskiem będzie drożna.
Największe znaczenie mają szczeliny tektoniczne, w szczególności paraklazy, niekiedy znaczenie mają diaklazy, zwłaszcza gdy tworzą się w wyniku tensji jako szczeliny rozwarte.

Do charakterystyki szczelinowatości skał, stosuje się różne parametry (miary):

β kąt między linią biegu szczelin a linią w której dokonuje się pomiaru.

Badania szczelinowatości prowadzi się w odkrywkach, kopalniach oraz na rdzeniach wiertniczych. W wyrobiskach usytuowane są one jednak w strefie aeracji i nie zawsze odzwierciedlają sytuację w strefie zawodnienia. W praktyce oznacza się metodami wiertniczymi, na podstawie ucieczek płuczki, pomiarów uzysków z rdzenia, i upływu wody do otworu. Takie pomiary są szczególnie istotne, wtedy gdy trzeba rzeczywiście określić stopień szczelinowatości skał w przypadku budowy obiektów hydrotechnicznych, np. zbiorników zaporowych, gdzie bardzo istotne jest by woda nie uciekała ze zbiornika.

Badania szczelinowatości jest znacznie trudniejsze niż badanie porowatości.

Krasowatość – rozpuszczanie niektórych skał poprzez krążące wody w szczelinach dotyczy w szczególności takich skałach o dobrej rozpuszczalności jak sól kamienna, gips oraz wapienie i dolomity. Sól kamienna dotyczy przede wszystkim wysadów solnych. W hydrogeologii główne znaczenie ma kras węglanowy i w mniejszym stopniu gipsowy. Kras może rozwijać się jeżeli skała ma szczeliny albo fugi. Rozwija się tym szybciej im większe mamy krążenie, dlatego szybciej rozwija się w terenach górskich.

Rozwój krasu zależy również od zawartości w wodzie dwutlenku węgla lub kwasu węglowego, gdyż ułatwia on rozpuszczanie skał węglanowych. Prosty węglan wapnia nie jest w wodzie rozpuszczalny. Staje się jednak łatwo rozpuszczalny, jeśli pod wpływem CO2 zawartego w wodzie przechodzi w kwaśny węgla wapnia zgodnie z reakcją:

CaCO3 + CO2 + H2O ⇌ Ca2+ + 2HCO3-
Jest to reakcja odwracalna jeżeli nastąpi przesycenie kwaśnym węglanem, np. poprzez wzrost temperatury. Reakcja odwrotna zachodzi np. w czajniku. Jony przechodzą w kamień kotłowy (CaCO3) i wydziela się CO2. W wyniku rozwoju różnych procesów tworzą się formy kwasowe.

W strefie przypowierzchniowej, gdzie dominuje przepływ wertykalny powstają lejki krasowe, mogą być z rozmycia i zapadliskowe. Te drugie powstają gdy nastąpi zapadlisko nad jaskinią. Połączenie lejków krasowych to uwał. Nie zawsze są czynne hydraulicznie, mogą być jednak wypełnione zwietrzeliną. Głębiej powstają kominy i jaskinie. Rozwijają się głównie w strefie, gdzie mamy przepływy poziome, a tylko częściowo wertykalne. Do powstania jaskiń przyczynia się erozja wód płynących (denna i boczna).

W jaskiniach rozwijają się tzw. stalaktyty i stalagmity, co wynika z tego że woda przesycona kwaśnym węglanem wapnia wydziela go tworząc formy naciekowe.

Hydrologiczne znaczenie mają też ponory i wywierzyska. Ponor to miejsce gdzie wody wlewają się do próżni krasowych a w wywierzyskach woda wypływa na powierzchnię.

W Europie w górach Dynarskich, w Alpach, w Polsce w Tatrach, na Wyżynie Krakowsko – Częstochowskiej, a kras gipsowy w rejonie Buska.
Alpy w szczególności Francuskiej, gdzie formy krasowe schodzą nawet do 1530 m.

Przepuszczalność hydrauliczna

Porowatość nie jest warunkiem wystarczającym , musi być jeszcze przepuszczalność hydrauliczna. Przepuszczalność zależy od wielkości próżni w skałach, w skałach okruchowych zależy od średnicy ziaren, ponieważ wielkość porów zależy od średnicy. Może zależeć również od struktury skał, może być anizotropowa. Najczęściej horyzontalna jest znacznie większa niż wertykalna, ze względu na układ warstw.

Dodatkowymi czynnikami wpływającymi na przewodnictwo wody w skałach są lepkość i temperatura wody. Zjawisko lepkości czyli tarcia wewnętrznego wynika z istnienia sił tarcia między dwoma warstewkami cieczy przemieszczającymi się równolegle względem siebie, ale z różnymi prędkościami. Opór tarcia wewnętrznego zmniejsza prędkość przepływającej cieczy, przy czym występuje on ze znacznie większym nasileniem w przewodach o mniejszym przekroju. Ma on przeto znaczenie dla ruchu wody w drobnych kanalikach i porach skał Miarą lepkości jest współczynnik lepkości η który wyrażamy w tak zwanych puazach (10-1 paskalosekundy). Maleje ona wraz ze wzrostem temperatury. Maleje dwukrotnie ze zwiększeniem od 0 do 25°C. A zatem im większa temperatura tym lepsza przepuszczalność.

Skały, które nie przewodzą wody to skały nieprzepuszczalne lub wodoszczelne, przy czym pojęcie nieprzepuszczalności jest pojęciem względnym. Wynika to z tego że skały nieprzepuszczalne przy dużej różnicy ciśnień mogą stać się przepuszczalne. Staramy się unikać określenia skała nieprzepuszczalna. Nie zawsze jesteśmy w stanie określić do końca własności skał. Mówimy raczej bardzo słabo przepuszczalne. W regionalnych badaniach hydrogeologicznych z modelowaniem matematycznym okazuje się że skały są przepuszczalne bo inaczej niewytłumaczalne są zjawiska przepływu wody. Nie rozumiemy czasami dlaczego istnieje dane okno hydrogeologiczne. Próbka może być nieprzepuszczalna ale cała skała w przyrodzie jest przepuszczalna.

Miarodajna średnica ziarn i współczynnik nierównomierności uziarnienia

O przepuszczalności decyduje średnica ziaren. Do tego trzeba wykonać analizę granulometryczną, albo tak zwaną analizę sitową. Analizy takie wykonuje się w hydrogeologii, sedymentologii, geologii inżynierskiej itd. W każdym z tych działów wykonuje się ją pod nieco innym kątem. W hydrogeologii wykonuje się generalnie właśnie analizy sitowe, ponieważ nas interesują skały które mają średnicą powyżej 0,07 mm. Jeżeli są mniejsze robi się analizę aerometryczną6, np. w geologii inżynierskiej.

Analiza sitowa dzieli na frakcję.

Frakcja kamienista powyżej 0,05 – 0,002 mm

Iłowa – poniżej 0,002 mm

W hydrogeologii stosuje się zazwyczaj zestaw 8 sit. Najmniejsze 0,071 mm. Może być ich też więcej.

Próbkę skały o masie od 100 do 1000 gramów suszy się w temperaturze 100-110 , waży, wytrząsa, ponownie wazy, określa się zawartość frakcji. Błąd analizy może wynosić 0,5%.

Wyniki analizy granulometrycznej nanosi się na wykres. Sporządza się tak zwaną krzywą granulometryczną. Jest to tak zwana krzywa kumulacyjna, gdzie nanosi się zsumowaną zawartość procentową i średnicę ziaren, przy czym zawartość procentowa w skali dziesiętnej, średnicę ziaren w skali logarytmicznej. Z krzywej granulometrycznej wyznacza się dwa parametry istotne w hydrogeologii, mianowicie tak zwaną średnicę miarodajną albo efektywną (de) i współczynnik nierównomierności uziarnienia (U).

Pojęcie średnicy miarodajnej wprowadził amerykański hydrogeolog Alen Hazen w roku 1882. Jest to średnica jaką miałaby skała zbudowana z ziaren jednorodnych, wykazująca taką przepuszczalność jak skała analizowana. Według Hazena średnica miarodajna dla skały nierównoziarnistej to średnica d10 (czyli pierwszy decyl) wyznaczona z krzywej granulometrycznej. Zawartość ziarn powyżej tej średnicy stanowi 10% masy skały.

Drugie pojęcie to pojęcie współczynnika nierównomierności uziarnienia (U) który według Hazena d60/de

Hazen zastrzegł że średnicę miarodajną możemy w ten sposób wyznaczać dla skał w których de zawiera się między 0,1 a 3,0, a U zawiera się między 1 a 5.

Jeśli chodzi o U, dzielimy skały na równomiernie uziarnione jeżeli U jest mniejsze od 5, nierównomiernie uziarnione gdy jest mniejsze od 15, i bardzo nierównomiernie uziarnione, gdy U jest powyżej 15. W glinach i iłach nawet do 200. Najmniejsze U mają piaski i żwiry morskie, lessy i piaski eoliczne.

Dla skał mniejszych od 0,1 Terzagi w roku 1939 przyjął inną zasadę wyznaczania średnicy miarodajnej i nierównomierności uziarnienia. Mianowicie wg Terzagiego de = d20. U należy wyznaczać ze wzoru d70/d30.

Kruger w 1918 podał sposób wyznaczani średnicy miarodajnej dla skał których współczynnik nierównomierności uziarnienia jest większy niż 5. Według Krugera średnica miarodajna odpowiada średnicy ziaren idealnej skały, której powierzchnia jednostkowa jest taka sama jak powierzchnia jednostkowa badanej skały rzeczywistej. Według Krugera:

de=$\mathbf{\ }\frac{\mathbf{100}}{\frac{\mathbf{a}_{\mathbf{1}}}{\mathbf{d}_{\mathbf{1}}}\mathbf{+}\frac{\mathbf{a}_{\mathbf{2}}}{\mathbf{d}_{\mathbf{2}}}\mathbf{+}\mathbf{\ldots}\mathbf{+}\frac{\mathbf{a}_{\mathbf{n}}}{\mathbf{d}_{\mathbf{n}}}}$, gdzie

a1, a2…an – procentowa wagowa zawartość kolejnych frakcji wyrażona w ułamku dziesiętnym

d1, d2…dn – średnie arytmetyczne średnic cząstek obliczone według wzoru:

d =$\frac{\mathbf{d}^{\mathbf{'}}\mathbf{+ \ }\mathbf{d}\mathbf{"}}{\mathbf{2}}$ , gdzie

d’ - średnica dolnego sita,

d” - średnica górnego sita.

Na poprzednim wykładzie mówiliśmy o analizie granulometrycznej, zestawianiu wyników na krzywej kumulacyjnej i wyznaczaniu średnicy miarodajnej – była definicja, która jest ważna. Wyznaczaliśmy też współczynnik nierównomierności uziarnienia. Podany był również sposób wyznaczania średnicy miarodajnej Krugera, gdy U > 5.

Współczynnik filtracji

Te parametry mogą posłużyć do wyznaczenia współczynnika filtracji, najważniejszego parametru hydrogeologicznego. Pierwszy wzór podał amerykański badacz Alen Hazen. Ma on postać:
k=Cde2(0,7 + 0,03t) [m/d].

Jest to tak zwany wzór empiryczny. Charakteryzuje się tym, że wartości parametrów w tym wzorze musimy podawać w ściśle określonych jednostkach. Tylko wtedy ma on sens. W przypadku wzorów empirycznych muszą też być podane granice stosowalności danego wzoru. Jest ważny tylko w podanych przez autora granicach. Stworzenie takiego wzoru polega najczęściej na tym, że wykonuje się analizy granulometryczne badanych skał i bada filtrację dla różnych wzorców. Jest to zależność wyznaczona statystycznie. W tym wzorze C jest to współczynnik zależny od nierównomierności uziarnienia.

de to oczywiście średnica miarodajna, której sposób wyznaczania już podano (d10 wyznaczone z krzywej kumulacyjnej).
T to temperatura wody w stopniach Celsjusza. Współczynnik bowiem zależy do lepkości a lepkość zależy od temperatury. Jeżeli temperatura nie jest podana zakładamy że wynosi ona 10°C.
Granica stosowalności wzoru to de w przedziale (0,1;3mm) i U<5.
Po wzorze Hazena pojawiło się więcej podobnych wzorów. W większości wyprodukowane na zasadzie zależności statystycznych.

Kolejnym wzorem jest ustalony w oparciu o inną metodę. Amerykanie w momencie gdy pojawiły się maszyny obliczeniowe obserwowali zależność między frakcją a próbnymi pompowaniami ze studni. Powstał wzór amerykański. Ma on postać:
k=0,36d202,3 [cm/s]
Granica stosowalności wynosi od 0,01 do 20 mm.

Niezależnie od tego że wykorzystuje się analizy granulometrycznej do oceny filtracji, można je wykorzystywać do oceny innych parametrów a także wykonuje się je aby odpowiednio dobrać filtry studzienne. Jest to ta część otworu przez którą następuje dopływ wody do studni. Musi on mieć odpowiednie szczeliny, które powinny umożliwić przepływ wody do studni, ale jednocześnie uniemożliwić przepływ ziarn do studni. W pewnym stopniu może przedostać się, ale tylko część. Aby wykonać to prawidłowo musimy mieć analizę granulometryczną. Stosuje się też obsypkę żwirową, która również musi mieć odpowiednią granulację.

Wodochłonność

Definiujemy jako zdolność skały do pochłaniania i gromadzenia wody. Poprzednio, mówiąc o wodach występujących w strefie aeracji mówiliśmy o tak zwanej wilgotności molekularnej – kapilarnej, wynikającej z obecności wód związanych. Jeżeli do tego dodamy wodę wolną, mówimy o wodochłonności całkowitej.

Potencjalną wodochłonność możemy określić następująco. W = Vp/V. Przy takiej definicji wodochłonność równa się porowatości. W =n.

Możemy ją też wyznaczyć na podstawie wzoru W = $\frac{\mathbf{mn - ms}}{\mathbf{\text{ms}}}$, gdzie:
mn to masa skały nasyconej wodą,
ms to masa skały wysuszonej
Możemy je zmierzyć laboratoryjnie, nasączając wodą i susząc do uwolnienia zarówno wody wolnej jak i związanej.

Istnieje podział, ze względu na wartość wodochłonności.

1 m3 piaskowców pochłania 300-450 l wody, piasków od kilku do 400 l , iłów 200-500 l

Stopień nasycenia skały wodą określa się wskaźnikiem nasycenia kw ,
kw= Vw/Vp.
Tutaj Vw to objętość wody w skale,
a Vp objętość porów.
Przy pełnym nasyceniu kw = 1. Możemy go wyznaczać również laboratoryjnie.

Badania wodochłonności hydrogeologii wykonuje się rzadko. Większe znaczenie mają one w geologii inżynierskiej. Wtedy takie badania wodochłonności wykonuje się w terenie, robiąc specjalne wiercenia i wtłaczając wodę do otworów. Wyznacza się zależność, gdzie wydajność jest funkcją ciśnienia Q = f(H). gdzie Q to wydajność zatłaczania. H to ciśnienie . Wyznacza się tak zwaną wodochłonność właściwą lub jednostkową. Jest to ilość litrów wody na minutę pochłonięta przez 1 metr miąższości warstwy przy ciśnieniu 1 bar lub 0,1 bar. Wodochłonność właściwą wyznacza się ze wzoru w = $\frac{\mathbf{Q}}{\mathbf{\text{Htl}}}$, gdzie:

Tego typu badania prowadzi się według ściśle określonej normy. W hydrogeologii ma to mniejsze znaczenie bo wodochłonność jest myląca, np. wodochłonność iłów jest duża ale mają niską przepuszczalność. Ma zatem ten parametr niewielkie znaczenie w hydrogeologii.

Odsączalność

Ma większe znaczenie w hydrogeologii. Jest to zdolność skały całkowicie nasyconej wodą do oddawania wody wolnej ściekającej pod działaniem siły ciężkości.

Określa się ją także jako defiltrację lub odsączalność grawitacyjną, co wynika z tego że istnieje także tak zwana odsączalność sprężysta wynikająca tylko ze zmian ciśnienia. Przy obniżeniu ciśnienia zewnętrznego może uwalniać się z warstwy wodonośnej pewna ilość wody. Jest ona wielokrotnie niższa od odsączalności grawitacyjnej.

Miarą odsączalności skały jest współczynnik odsączalności. Jest to drugi najważniejszy parametr po współczynniku filtracji. Oznacza się grecką literą μ. Jest równe V0 do V.
Vo to objętość wody odsączonej ze skały,
V to objętość skały.
Najczęściej podaje się w ułamku dziesiętnym. Można ewentualnie w procentach.

Ilość wody odsączającej się zależy od wielkości porów. Jest tym większa im większe są pory. Pośrednio zależy zatem od wielkości ziarn. Dlatego największą odsączalność mają żwiry. Bardzo małą lub praktycznie zerową iły, gdzie pory są bardzo małe i w większości zajęte przez wody związane. Zależność obrazuje rycina7. Jeżeli średnia średnica ziarn jest duża rzędu 5 mm, praktycznie cała woda się odsączy W miarę zmniejszania się średniej średnicy, odsączalność zmniejsza się systematycznie, a wzrasta oczywiście wilgotność molekularna. Poniżej jednej setnej milimetra odsączalność prawie całkowicie zanika i wszystkie pory wypełnione są wodą związaną.

Odsączalność jest bardzo ważnym parametrem. Ma duże znaczenie przy bilansowaniu zasobów wód podziemnych. Dlatego też jest wiele sposobów wyznaczania współczynnika odsączalności. Wyróżniamy metody przybliżone, które polegają na tym że wyznacza się albo na podstawie tabel, w których określone są najczęściej występujące wartości współczynnika odsączalności dla danych rodzajów skał albo sposób wyznaczania na podstawie wzorów empirycznych. Poza metodami przybliżonymi mamy metody laboratoryjne i metody polowe.

Metody przybliżone – w podręcznikach są tabele, gdzie podaje się wartości typowe.

Teraz wzory empiryczne. Otóż mamy tutaj do dyspozycji tak zwany wzór Kozerskiego i również Biecińskiego. Różnią się one. Kozerskiego opiera się na badaniach uziarnienia. Biecińskiego opiera się o zależność ze współczynnikiem filtracji. Kozerski był profesorem na UW i PG. Jest współautorem „Hydrogeologii Ogólnej”. Kozerski mianowicie wykonywał badania współczynnika odsączalności metodą laboratoryjną – granulometryczne i poszukiwał zależności między parametrami granulometrycznymi i odsączalnością. Udowodnił następującą zależność funkcyjną

μ = f($\frac{d10}{\sqrt{U2}}$)
a mianowicie:
μ = 0,027 + 0,342N0,174. . gdzie N = $\frac{\mathbf{d}\mathbf{10}}{\sqrt{\mathbf{U}_{\mathbf{2}}}}$
d10 to średnica miarodajna.
u2 to nierównomierność uziarnienia wyznaczana z ilorazu $\frac{d_{60}}{d_{5}}$.
Granica stosowalności N ∈<0,04;0,35>. Jest to wzór wyznaczony statystycznie. Można tylko go stosować w zakresie przebadanym. Może być tak, że daje on wiarygodne wyniki także dla innych wartości, ale to nie zostało udowodnione.

Drugi wzór (Biecińskiego) opiera się na zależności między k i μ. Podany został w 1960. Ma postać
μ  = 0,117$\sqrt[\mathbf{7}]{\mathbf{k}}$ (%) k podane jest w [m/d].

Metody laboratoryjne

Otóż pierwsza metod, która ma jednak wiele wad, polega na suszeniu próbki skały nasyconej wodą. Suszenie prowadzi się przy bardzo powoli wzrastającej temperaturze aż do 105-110°C. Odparowana zostanie woda wolna pozostanie zaś w próbce woda molekularnie związana. Współczynnik odsączalności wyznacza się z różnicy mas ze wzoru:
μ = $\frac{\mathbf{m}_{\mathbf{n}}\mathbf{-}\mathbf{m}_{\mathbf{s}}}{\mathbf{m}_{\mathbf{s}}}$.

Inną jest metoda odwirowania. Ma ona tę zaletę że można stosować do skał luźnych i zwięzłych. Siła odśrodkowa powoduje usuwanie wody wolnej. W zależności od wielkości siły odśrodkowej może dochodzić niestety do usuwania części wody związanej np. kapilarnej. Jest to metoda dobra do porównań względnych. Ale pomiar bezwzględny może być obarczony błędami.

Najbardziej wiarygodna jest metoda Kinga, z 1899. Jest zwana metodą wysokich kolumn. Nadaje się do skał luźnych, sypkich. Tę stosował Kozerski przy swoim współczynniku. Metoda ta uwzględnia problem wód kapilarnych. Kolumny muszą mieć co najmniej 3 metry wysokości. Na ogół muszą one przechodzić przez sufit. Tak to był zrobione na UW. W piwnicy było laboratorium a kolumny przechodziły przez sufit do położonego wyżej pomieszczenia. Cylindry wypełnia się skałą, a następnie od dołu wprowadza się wodę nasycając całą próbę. Potem podstawia się naczynie i mierzy ściekającą wodę. Jest to metoda pracochłonna i czasochłonna. Napełnianie odbywa się bardzo wolno, a  ściekanie też trwa do kilku dni. Trzeba uwzględnić też straty na parowanie. Jest to jednak jedyna metoda, która neutralizuje wpływ wód kapilarnych przy oznaczaniu odsączalności.

Metody polowe – uznaje się za najbardziej wiarygodne. Pozwalają na wyznaczenie współczynnika dla większych fragmentów warstw wodonośnych. Polega to na tym, że trzeba uzyskać dane dotyczące ilości odsączonej wody i objętości skały, z której się odsączyła.

Najbardziej znana jest metoda Clarka8. Metoda ta opiera się na obserwacji wyników pierwszego pompowania studni, kiedy tworzy się tak zwany lej depresyjny, w wyniku obniżenia poziomu zwierciadła. W pierwszym etapie ilość wody dopływającej do studni pochodzi z leja depresyjnego. Według Clarka:
μ =Vp/Vr
Vp to objętość wody wypompowanej ,
Vr to objętość leja depresji mierzona na podstawie pomiarów w sąsiedztwie.
Metoda jest kłopotliwa i rzadko stosowana. Inne metody poznamy później.

W przypadku wyznaczania współczynnika odsączalności czasami ważne jest również określenie zależności pomiędzy czasem odsączania a wartością współczynnika odsączalności. Odsączalność może być pełniejsza jeżeli następuje bardzo wolno. Jeżeli zwierciadło szybko się obniży wartość μ może być mniejsza. Wiąże się to z histerezą. Dlatego wprowadza się pojęcie tak zwanego chwilowego współczynnika odsączalności. Jest to stosunek objętości wody odsączonej w określonym czasie do całkowitej objętości wody, która może być oddana przez skałę.

Porowatość efektywna (miarodajna)

Otóż porowatość efektywna to część objętości porów, przez które odbywa się ruch wody wolnej.
Oznaczamy ją literą ne = Ve/V.
Ve to objętość porów czynna w czasie przepływu wody.

W hydrogeologii niekiedy utożsamia się porowatość efektywną z odsączalnością. Jednakże sens fizyczny tych dwóch parametrów jest różny. Odsączalność to grawitacyjne odsączanie się wody. Porowatość efektywna jest związana z ruchem wody. Znowu główny problem jeśli chodzi o porównanie tych dwóch parametrów wynika z obecności wód kapilarnych. W zależności bowiem od szybkości przepływu wody kapilarne mogą być włączane do przepływu (jeśli jest on szybki). Generalnie mówimy o tak zwanej

Generalnie rzecz biorąc w utworach o dużej przepuszczalności porowatość efektywna jest w przybliżeniu równa odsączalności. W skałach drobnoziarnistych porowatość efektywna jest większa od odsączalności.

Porowatość efektywną możemy wyznaczyć ze wzoru:
ne = $\frac{\mathbf{\text{kJ}}}{\mathbf{W}}$
k - współczynnik filtracji (m/s),
J – spadek hydrauliczny,
W – rzeczywista prędkość ruchu wody (m/s)
Spadek hydrauliczny to stosunek różnicy ciśnień która wywołuje przepływ do drogi na której następuje przepływ. Jeżeli mamy np. (rycina z tablicy)
to J = $\frac{h_{1} + h_{2}}{l}$
Rzeczywista prędkość ruchu wody jest to średnia prędkość ruchu wody w przestrzeni porowej. Możemy ją wyznaczyć barwnikiem. Później poznamy tak zwaną prędkość ruchu Darcy, która mówi nam o prędkości fikcyjnej przepływu, tak jakby woda płynęła przez cały przekrój skały.

Możemy również badać w terenie i w laboratorium, przy czym badania te nie są łatwe. Metodę polową opracował Płotnikow. Polega to na tym że trzeba mieć studnię i otwór obserwacyjny. Pompuje się wodę ze studni, rozwija się lej depresyjny. W pewnej odległości od studni mamy otwór obserwacyjny p. Wartość zwierciadła wody w warunkach statycznych to hx, a dynamicznych h. odległość otworu obserwacyjnego od studni to x. Gdy mamy zwierciadło napięte sytuacja jest trochę inna. Wówczas bierze się pod uwagę m czyli miąższość warstwy. Do otworu obserwacyjnego wprowadza się znacznik. Rozpoczyna się pompowanie i mierzy czas pojawienia się znacznika. Może być nim jakiś barwnik albo wskaźnik chemiczny (chlorki, bromki) a czasami nawet substancja radioaktywna, którą łatwo wykryć. Na podstawie obserwacji pompowania i czasu pojawienia się znacznika wyznacza się porowatość efektywną na podstawie wzorów.

t – czas,
Q - wydatek w czasie pompowania w m3/s,
x – odległość otworu od studni,
h – wysokość zwierciadła wody,
m – miąższość,
r – promień otworu pompowanego w m

Metodą laboratoryjną dla porowatości efektywnej opracował nieżyjący już Kleczkowski (wraz z Mularzem) dla zwięzłych skał klastycznych. Trzeba wysuszyć w 105-110 °C, czyli pozbawiając próbkę wody wolnej. Tę próbkę nasyca się naftą w eksykatorze próżniowym. Następnie próbka ważona jest w nafcie i w powietrzu. Istota tej metody polega na tym, że nafta ma własności hydrofobowe w stosunku do skały. Nasyca tylko większe pory. Wyznacza się wzorem
ne=mp-ms/mp-mn %
mp- masa próbki nasyconej w powietrzu
mn – masa próbki nasyconej w nafcie
ms – masa próbki suchej.
Badania wykonane tę metodą wykazały że porowatość efektywna jest mniejsza od porowatości całkowitej o 10-40 % i zmniejsza się wraz ze wzrostem głębokości Jest to dobra metoda porównawcza. Bezwzględna może być obarczona błędem.

Własności fizyczno – chemiczne wód podziemnych

Zajmuje się nimi hydrogeochemia. My zapoznamy się tylko z podstawowymi zagadnieniami hydrogeochemii, która jest obszernym działem hydrogeologii. Własności te oznacza się za pomocą badań analitycznych. Trzeba wykonać określone badania. Istnieje specyfika jeśli chodzi o badania analityczne wód podziemnych . Polega ona na tym, że by ją zbadać trzeba ją wydobyć. W procesie wydobywania mogą zachodzić pewne procesy wynikające ze zmiany ciśnienia. Poprzez pompowanie na powierzchnię terenu następuje zmniejszenie ciśnienia. Powoduje to zaburzenie równowagi gazowej. Najpierw zajmiemy się własnościami fizycznymi i organoleptycznymi wód podziemnych. Wśród własności fizycznych wyróżniamy temperaturę, przeźroczystość, mętność, barwę, przewodnictwo elektryczne i radoczynność. Organoleptyczne to smak i zapach. Wyodrębniamy je od fizycznych ponieważ oceniamy je na podstawie zmysłów. Nie ma dotychczas precyzyjnych metod które pozwalały by zastąpić jeżyk i nos przy ocenie tych własności.

Temperatura wody podziemnej

Może zmieniać się w szerokim zakresie od 0 °C do 100 °C. Przy czym są też wody poniżej 0 °C w formie płynnej (wody przechłodzone) i powyżej 100 °C (wody przegrzane). Wynika to z ciśnienia. Jeżeli ciśnienie jest wysokie woda będzie w stanie ciekłym nawet powyżej 100 °C.

Temperatura zależy:

Wody podziemne występujące płytko poddawane są zmianom temperatur atmosferycznych. Wpływ zmian temperatur powietrza atmosferycznego zaznacza się do określonych głębokości. Wahania dobowe występują w przedziale 0,8-1 m, sezonowe 5-8 m, roczne 15-40 m, przy czym średnio jest to 20 metrów. Głębokości wpływu wahań dobowych, sezonowych i rocznych zależą od przewodnictwa geotermicznego skał i gleby, tekstury i struktury skał, wilgotności, porowatości, gęstości szczelin i ich wielkości, pokrycia szatą roślinną i zabudową, nachylenia terenu i co najważniejsze temperatury powietrza.

Na głębokości maksymalnego zasięgu temperatur atmosferycznych występuje tak zwana strefa stałych temperatur zwana termicznie neutralną, średnio na głębokości 20 m od powierzchni. Temperatura w strefie neutralnej jest nieco wyższa od średniej rocznej temperatury powietrza danej miejscowości (tśr). Głębokość strefy neutralnej w Polsce wynosi średnio 18 m, przy średnim wzniesieniu kraju 174 m n.p.m. Temperatura średnioroczna wynosi 7,5 °C, choć w ostatnich latach mówi się o pewnym jej wzroście. Natomiast temperatura na głębokości 18 m jest o 0,8 °C wyższa od tśr. Temperatura w strefie termicznie neutralnej zależy od wzniesienia nad poziom morza i jest wyższa o pewną poprawkę A. Wartość tej poprawki w zależności od położenia wynosi:

wysokość (m n.p.m.) 0 500 1000 1500 2000 2500
Wartość A (°C) 0,8 1,0 1,3 1,7 2,3 3,0

Poniżej strefy neutralnej temperatura rośnie wraz ze stopniem geotermicznym. Znając stopień geotermiczny i temperaturę wody możemy obliczyć z jakiej głębokości pochodzi. Możemy też oszacować jej temperaturę na danej głębokości.

T- temperatura wody na głębokości H w °C
tśr - średnia roczna temperatura w danej miejscowości.
A – poprawka w zależności od wysokości (
H – głębokość występowania wody (m)
h- głębokość strefy stałych temperatur (m)
g – stopień geotermiczny (m/°C)

Obliczenia te mają charakter szacunkowy, ze względu na liczne czynniki zaburzające. Możemy do nich zaliczyć:

Stopień geotermiczny zmienia się w zależności od regionu:

Wartość stopnia geotermicznego zależy od wielu czynników. Niskie są w strefach wulkanizmu, zależy to oczywiście od rodzaju skał, maleje w skałach magmowych, metamorficznych, piaskowcach, zlepieńcach, wapieniach. Jest duży w piaskach gliniastych, iłach, żwirach, glinach.

Jeśli chodzi o wody termalne to przyjmuje się w naszych warunkach klimatycznych, że są to wody powyżej 20 °C. Takie wody termalne mają znaczenie w balneologii i w coraz większym stopniu w pozyskiwaniu energii geotermalnej. Oprócz podziału wód na termalne – powyżej 20°C, i chłodne poniżej 20 °C (podział balneologiczny) stosuje się jeszcze podział hydrogeologiczny, gdzie wody chłodne to te poniżej temperatury średniorocznej, wody zwykłe zbliżone do temperatury średniorocznej i wody ciepłe powyżej temperatury średniorocznej. Podział hydrogeologiczny jest używany rzadziej niż balneologiczny.

Wody termalne w podziale balneologicznym dzieli się dodatkowo na:

Kryterium podziału jest tutaj temperatura ciała człowieka.

Wody termalne wykorzystuje się jako wody lecznicze, w rekreacji, do ogrzewania szklarni, hodowli ryb i wielu innych jeszcze potrzeb, przy czym również dla celów energetycznych. Do tego celu najlepiej najbardziej nadają się wody rzędu 80 °C i więcej i niskiej mineralizacji, poniżej 10 g/l, jak również wysokim wydatku na ujęciu – rzędu kilkudziesięciu m3/h.

Wody termalne zbliżone do 100°C i przegrzane może być wykorzystana do produkcji bezpośredniej energii elektrycznej. Głównie w strefie wulkanizmu. Pracują takie elektrownie. W Polsce pierwsza instalacja geotermalna została utworzona w Bańskiej Bystrzycy, gdzie są samo wypływy wody o temperaturze 67 °Ci wydajności 60 m3/h. Następne na niżu Polski. Głównie w utworach Jury Dolnej i Kredy dolnej – piaskowce. Występują na różnych głębokościach (rzędu  1,5 do  2  km). Na obecnym etapie przyjmuje się możliwą eksploatację do głębokości 3 km, a perspektywicznie do 7 km. Przy czym im głębiej tym gorsze właściwości filtracyjne.

Kolejne elektrownie powstały w Pyrzycach, Stargardzie, Uniejowie, Mszczonowie i Sławkowie. Są prowadzone prace w Toruniu. Instalacja w Bańskiej dobrze funkcjonuje, bo wody mają niski mineralizację. W Stargardzie Szczecińskim i Pyrzycach mineralizacja jest wysoka i występują duże problemy z jej zatłaczaniem do warstw wodonośnych, na skutek procesów kolmatacji10 i korozji11. Na niżu wody termalne występują jako solanki, wody bardzo silnie zmineralizowane. Trzeba stosować bardzo drogie materiały, odporne na korozję. Powoduje to duże koszty.

Wody geotermalne są wykorzystywane głównie w ciepłownictwie (ogrzewanie budynków i ciepłej wody). Niemniej powinno się stosować obwody kaskadowe, obejmujące także obiekty rekreacyjne, szklarnie, hodowlę ryb itp. Na Podhalu dopiero w ostatnich latach buduje się obiekty rekreacyjne które są zasilane geotermalnie mimo że instalacje istnieją od 1994.

Wody termalne znane są również z wykorzystywane w balneologii, np. na terenie Sudetów. Przykładem jest uzdrowisko Cieplice. Ich wydajność przekracza tam 40 m3/h, a temperatura wynosi 46°C. Mineralizacja ogólna nie przekracza 3 g/l. Są to jednak wody szczelinowe, i w związku z tym trudno je rozpoznawać.

Oprócz wykorzystania wód termalnych istnieje również pozyskiwanie wód chłodnych. Do tego służą pompy ciepła. Służą kumulowaniu energii pozyskiwanej ze środowiska geologicznego. Polega na odwróceniu lodówki. W lodówce mamy chłodzenie wewnątrz a z tyłu się grzeje. Tu jest na odwrót – grzeje się wewnątrz i chłodzi na zewnątrz. Zabudowuje się w środowisku geologicznym przewody które prowadzą wodę na powierzchnię. Można wykorzystać tu wody nawet o temperaturze 10 °C, zmniejsza ją do 6 °C i odprowadzając pod powierzchnię. Różnica 4K daje określoną ilość energii w dżulach.

Temperaturę bada się za pomocą termometrów. Tradycyjnie wykorzystuje się albo zwykłe termometry albo w coraz większym stopniu elektroniczne gdzie mamy pomiar elektroniczny z cyfrowym wyświetlaczem. Gdy wykonujemy badania wody w studni kopanej używa się tak zwanych termometrów czerpakowych. Polega to na tym że część termometry z płynem jest umieszczona w małym naczyniu, opuszczamy go do studni wraz z niewielką ilością wody, co spowalnia zmianę temperatury w trakcie wyciągania.

Pomiary temperatur są bardzo istotne w badaniach hydrogeologicznych. Na podstawie tych pomiarów możemy np. określać czasy przepływu. Szczególnie istotne jest to w ujęciach infiltracyjnych. Takie badania są zbyt często zaniedbywane.

Przezroczystość i mętność

Przeźroczystość to zdolność do przepuszczania promieni świetlnych, a mętność odwrotna cecha zdolność do absorbowania promieni świetlnych. Zależą od występowania zawiesin i koloidów12, a także barwy.

Wody podziemne są na ogół przeźroczyste niekiedy jednak wykazują mętność związaną z zabarwieniem. Np. płytkie wody bagienne mają podwyższoną barwę, zawartość koloidów i zawiesiny. Wody mętne mogą też występować głębiej. W utworach miocenu, gdzie występują złoża węgla brunatnego, wody mogą być zanieczyszczone pyłem węgla brunatnego. Ponadto zawsze występują, gdy rozpoczynamy pompowanie w nowej studni. Polega to na tym, że występują w niej zawiesiny - drobne cząstki mineralne ilaste i pylaste oraz substancje koloidalne. W strefie dopływu wody do studni, filtra prędkości przepływu są największe i powodują że drobne cząstki są porywane ze strumieniem wody i z pewnej objętości wokół filtra są one wynoszone. Dlatego wykonujemy pompowanie oczyszczające w czasie którego wszystkie cząstki powinny zostać wyniesione. Woda staje się klarowna, ponieważ z dalszych obszarów nie następuje już wynoszenie, bo prędkość wody jest niższa. Takie pompowania należy wykonywać też w otworach obserwacyjnych – piezometrach. Musimy mieć bowiem czystą wodę bez mętności do analizy. Potem woda jest na ogół przezroczysta, choć czasami może się mętność pojawiać w wyniku porywania osadów z filtra, czy pompy, przy dłuższej eksploatacji się tam pojawiających.

W przypadku wód podziemnych występuje zjawisko że woda, która była czysta staje się mętna. Żelazo się utlenia z II do III - wartościowego, które jest nierozpuszczalne w wodzie przy pH powyżej 4,5. Wytrąca się w postaci brunatnego osadu. Może występować już po kilkunastu minutach. Zachodzący proces opisuje reakcja:

4Fe(HCO3)2 + O2 + H2O 4Fe(OH)3 + 8CO2

W celu pozbycia się żelaza stosuje się uzdatnianie przez filtry piaskowe. Zjawisko filtrowania żelaza zachodzi również w studniach kopanych, dlatego ma ona tę zaletę że jest stacją uzdatniania wody. Odczuli to mieszkańcy okolic Konina po zamianie studni kopanych na głębinowe. Należy jednak pamiętać, że studnie kopane dają wodę przezroczystą, ale mają zanieczyszczenia chemiczne, których jednak nie widać. Żelazo możemy też wytrącić i odfiltrować bezpośrednio w warstwie wodonośnej – wprowadza się tlen, jest to metoda hydroks, stosowana na niektórych ujęciach wody.

Przezroczystość określa się przez określenie wysokości słupa wody przez który można odczytać wzorcowy druk. Mętność określa się przez porównanie badanej wody z wzorcem mętności (kaolinu13 albo ziemi okrzemkowej).

Barwa

Barwa zależy przede wszystkim od występowania w wodzie kwasów humusowych. Mogą nadawać wodzie żółtawe lub brunatne zabarwienie. Występują one w strefach zabagnień, gdzie mamy dużo nagromadzonej substancji organicznej. Tam gdzie w pobliżu warstw wodonośnych znajduje się węgiel brunatny i rozproszona substancja organiczna otrzymamy wodę o barwie czarnej kawy. Barwa w miocenie występuje strefowo. 5 km na wschód nie będzie zabarwionej wody. Jest to związane z paleohydrogeologicznymi warunkami krążenia wód. Wody zabarwione mamy dziś tam, gdzie woda stagnowała w przeszłości. Tam gdzie woda przepływała wynosiła substancje i pozbawiała barwy. Niezależnie od tego wody mogą przybierać również pewne zabarwienie przy dużej objętości. Sole żelaza nadają zielono niebieskawe, siarkowodór szmaragdowe, wolna siarka niebieskawe.

Generalnie rozróżniamy:

Często wody o wysokim zabarwieniu mają zarówno barwę pozorną jak i rzeczywistą. Część zniknie po sedymentacji, a część zostanie.

Podwyższone zabarwienie mogą mieć wody zwykłe uzyskiwane na ujęciach, co wynika z substancji organicznej, a czasami zanieczyszczenia. Takie wody są niekorzystne dlatego że substancje humusowe tworzące zabarwienie są prekursorami tzw. trójhalometanów, - pojawiają się w wodzie w wyniku chlorowania wody. Są one niepożądane w wodzie pitnej. Właśnie to jest wyznacznikiem w normach barwy dla wód pitnych.

Wody mioceńskie nie są wykorzystywane bo trudno je uzdatnić, zwłaszcza gdy barwa jest rzeczywista, trzeba wykorzystać np. koagulację14 co jest bardzo drogie. Pojawiła się natomiast idea ich wykorzystania w balneologii, ponieważ są to naturalne substancje humusowe. Takie wody wypływają artezyjsko, kiedyś w szpitalu przy ul. Szkolnej wypływały, także w Obornikach. Taki niewykorzystany wypływ był marnotrawstwem.

Barwę oznaczamy w skali platynowo – kobaltowej i podajemy w mg Pt/l. W zasadzie powinno się posługiwać mg/dm3, ale tradycyjnie używa się już litrów. Jeden mg Pt/l oznacza 1 mg Pt w postaci 1,246 g chloroplatynianu potasu i 2,02 mg chlorku kobaltowego.
powinno się oznaczać barwę w terenie. Jest to barwa, która może być barwą pozorną. Po pewnym czasie, gdy nastąpi sedymentacja określa się barwę rzeczywistą. Niekiedy oznacza się barwę rzeczywistą po sączeniu przez sączek o średnicy 0,45 mikrometra.

Przewodnictwo elektryczne.

Woda chemicznie czysta wykazuje duży opór przy przepływie prądu. Mianowicie w temperaturze 18 °C opór wynosi 106 omometrów. W 18 °C przewodnictwo elektryczne γ, które stanowi odwrotność oporności, wynosi 10-6 Ω-1m-1.

Przewodnictwo wzrasta jednak wraz z mineralizacją. I tak w wodach słodkich o mineralizacji do 0,5 g/dm 1,3*10-1 – 2,5 * 10-2 Ω-1m-1, a w wodach mineralnych jest ono wielokrotnie wyższe, np. 6% solanka prosta wykazuje przewodnictwo około 8 Ω-1m-1.

Na podstawie tych zależności można wyznaczyć przybliżoną mineralizację wody.

M = GkC/A

G – przewodnictwo elektryczne w Siemensach zmierzone w aparacie
k- stała aparatu w którym dokonuje się pomiaru
c – stała liczbowa zależna od stężenia rozpuszczonych składników (720.000- 1.000.000)
A – poprawka temperaturowa

A = 1 + α (t – t0)

α -współczynnik cieplny oporności przewodnika między temperaturą t i t0 w odniesieniu do głównych elektrolitów występujących w wodach podziemnych
t – temperatura pomiaru
t0- temperatura wzorcowa

W ten sposób możemy określić mineralizację. Pomiaru dokonuje się konduktometrem. Należy mierzyć temperaturę z dokładnością do 0,1 °C.

Pomiary przewodnictwa elektrycznego wykonuje się w tej chwili powszechnie przy analizach wód podziemnych. Można ich również dokonywać w sposób ciągły. Montuje się urządzenia na rurze. Jest to bardzo ważne w uzdrowiskach gdzie wykorzystuje się solanki. Pomiar ten informuje nas o zaburzeniach składu chemicznego. Obce substancje mogą zmieniać przewodnictwo. Jest to jedna z metod. Później poznamy inne.

Radoczynność

Teraz radoczynność. Wody podziemne w określonych warunkach mogą zawierać rozpuszczone pierwiastki promieniotwórcze nadające wodzie radoczynność. Radoczynność to zdolność wody podziemnej do wysyłania promieniowania α, β, γ. Naturalnym źródłem pierwiastków są przede wszystkim szeregi uranowo-radowy, torowy i uranowo-aktynowy. Jest to promieniotwórczość naturalna w odróżnieniu od sztucznej wywoływanej przez człowieka. Szczególną rolę w promieniotwórczości naturalnej odgrywają gazy promieniotwórcze Rn, Tn, An powstające w efekcie promieniowania.

Ponieważ mają one krótkie okresy półrozpadu, w związku z tym wyróżnia się tak zwaną promieniotwórczość stałą i czasową. Stała w wodach podziemnych występuje stosunkowo rzadko i ma niewielkie nasilenie. Wynika z obecności izotopów Ra, U i 40K. Mają bardzo długie okresy rozpadu, rzędu setek i tysięcy lat. Promieniotwórczość czasowa jest związana z gazami Rn, Tn, An15. Są one wychwytywane przez wodę przy przejściu przez skały w której zachodzi promieniotwórczość. Promieniotwórczość ta stosunkowo szybko zanika. W wodach podziemnych spośród trzech dominuje Rn, łatwo rozpuszczalny i o stosunkowo najdłuższym okresie półrozpadu, a mianowicie 3,825 dnia w odróżnieniu od Tn (54s ) i An (3,9 s). W związku z tym Tn i An nie odgrywają prawie żadnej roli.

Jednostką aktywności promieniotwórczej historycznie rzecz biorąc jest 1 kiur (1 Ci).
1 Ci = 3,7*1010 Bq. Teraz używa się Bekereli, ale w lecznictwie uzdrowiskowym mamy jeszcze kiury, ponieważ wody z radonem są uznawane za lecznicze. W ciągu jednej sekundy rozpada się 3,78*1010 atomów w 1 g radu. Przed wojną 1 g radu ofiarowała Skłodowska Polsce, który był wykorzystywany wtedy w celach leczniczych.

W odniesieniu do jednostki objętości wody mówimy o radoczynności właściwej. Możemy zapisać 1 Ci/cm3 lub 1 Bq/cm3. W praktyce używa się jednostki znacznie mniejszej bo 1 Ci/l to bardzo dużo. Używamy zatem nCi/l, co jest jedną miliardową częścią Kiura. Jeśli chodzi o radoczynność klasyfikujemy wody podziemne następująco.

Radoczynność nCi/l Bq/l
Słaba Do 2 Do 74
Średnia 2-10 74-370
Silna 10-100 370-3700
Bardzo silna Pow. 100 Pow. 3700

Najczęściej jest słaba, powyżej 100 nCi/l zdarza się bardzo rzadko. W Polsce przede wszystkim Sudety. Największa jest w źródle Marii Skłodowdskisej – Curie w Świeradowie i wynosi 55 nCi/l czyli 2035 Bq. Wody lecznicze to w Polsce wody o radoczynności pow. 2 nCi/l. Najwyższą radoczynność na świecie wykazują źródła Jachymowskie w Czechach, gdzie jedno ze źródeł ma radoczynność 3182 nCi/l.

Czynnikiem radoczynności jest rodzaj skał przez które przepływa woda. Największa jest w masywach kwaśnych skał magmowych. Najmniejsza w zasadowych skałach magmowych. W skałach osadowych panują warunki pośrednie.

Oprócz radoczynności naturalnej może występować radoczynność sztuczna na którą wpływ mają:

To są wszystko takie zagrożenia które mogą spowodować przedostanie się sztucznych izotopów promieniotwórczych i wywoływać również skażenia wód podziemnych. Natomiast czynnikiem zagrożenia może być również naturalny radon jako gaz, który może wydobywać się z podłoża skalnego. Może być czynnikiem zagrażającym zdrowiu mieszkańców. Może kumulować się w piwnicach i jeżeli osoby przebywające stale w tych budynkach są stale narażone na emisję radonu mogą być podatne na nowotwory. W związku z tym powszechnie w krajach zachodnich wykonuje się badania jaki jest stopień emisji radonu z podłoża skalnego, a także w istniejących budynkach takie badania się wykonuje. Łatwo przedostaje się przez wszystkie pęknięcia, mikroszczeliny. Ważne jest wietrzenie, a może nawet specjalne systemy wentylacji. W szczególności dotyczy to tych rejonów gdzie mamy podłoże ze skał kwaśnych magmowych. W skałach osadowych sytuacja jest pośrednia. W Polsce mało takich badań się wykonuje.

Trzeba wiedzieć co to jest radoczynność stała, czasowa, właściwa.

Własności organoleptyczne

Teraz powiemy sobie o własnościach organoleptycznych. To jak mówiliśmy wcześniej smak i zapach. Otóż smak ma dość istotne znaczenie jeśli chodzi o wody podziemne. Na ogół charakteryzują się one korzystniejszym smakiem niż wody powierzchniowe. Badania smaku wykonuje się stosunkowo rzadko jako badanie mało precyzyjne. Nieco powszechniejsze są badania zapachu. Smak nadają sole i gazy rozpuszczone w wodzie, przy czym odczucie smaku zależy od:

Generalnie smak ocenia się na podstawie intensywności i jakości odczucia. Wiemy, że w przypadku niektórych substancji, dochodzi do łatwego odczucia smaku. Słony smak jest przy zawartości ponad 165 mg/l HCl. Smak gorzki przy siarczanie magnezu16 (250 mg/l) i chlorku potasu17 (420 mg/l).

Jeśli chodzi o intensywność wrażenia – stopień odczucia smaku, stosuje się skale 6-stopniową. Ta skala wygląda tak :

0 – brak odczucia smaku

1 – bardzo słabe

2 – słabe

3 – wyraźne

4 – silne

5 – bardzo silne

Jeśli chodzi o jakość odczucia to mamy cztery podstawowe rodzaje odczucia smaku: słony, gorzki, słodki, kwaśny18. Wszelkie inne odczucia smaku nazywamy posmakami i mogą być oczywiście bardzo różne. Fenole dają posmak fenolowy, chlorofenole dają charakterystyczny posmak. Możemy wyróżniać przyjemne i nieprzyjemne odczucia smaku. Przyjemne odczucie dają sole wapnia i magnezu. Woda destylowana ma dużo mniej przyjemny smak bo jest ich pozbawiona. Nieprzyjemne odczucie wynika z obecności siarkowodoru – zapachu zgniłych jaj, który uwalnia się przy rozkładzie gnilnym białka, jest to posmak naturalny. Przyjemne wrażenie odczucia smaku nadaje również rozpuszczony CO2 i temperatura 8-12 °C. Mówimy że woda ma wtedy właściwości orzeźwiające. Wykonuje się badania na zimno przy temperaturze pokojowej i na gorąco (60 °C).

Powszechniej wykonuje się badania zapachu, który zależy od podobnych czynników co smak (wrażliwości powonienia, temperatury wody, ilości i jakości substancji). Przy badaniach zapachu bierze się pod uwagę stopień i jakość odczucia.

Stopień odczucia określa się także w skali 6 stopniowej, identycznej jak przy smaku. Jeśli chodzi o jakość odczucia wyróżniamy trzy grupy zapachów. Pierwsza grupa zapach roślinny (R) wywołany obecnością związków organicznych. Mogą być jeszcze określenia dodatkowe: ziemisty, torfiasty, błotny, mszysty.

Druga grupa to zapachy gnilne (G). To zapachy związane również z obecnością substancji organicznej, ale w stanie rozkładu gnilnego. Stęchły, zbutwiały, zgniłych jaj – związany z obecnością H2S.

Trzecia grupa to zapachy specyficzne (S). Są związane z obecnością jakiś specyficznych substancji, najczęściej zanieczyszczeń, np.. benzyna, fenol, chlorofenol, chlor. W przypadku zapachów specyficznych, jeżeli uda się zidentyfikować substancję, która wywołuje zapach, podajemy rodzaj tej substancji.

Badania na zimno oznacza się literką z, a na gorąco literką g. Wynik podaje się w trójczłonowym kodzie. Na pierwszym miejscu temperatura badań, dalej intensywność (0-5) i na końcu jakość (R, G, S). Na przykład Z1R. Jeżeli będzie podane G2S(Cl). Oznacza że badania na gorąco wykazało słaby zapach chloru.

Badania zapachu najlepiej wykonywać bezpośrednio w terenie albo w laboratorium w krótkim czasie po przewiezieniu próby do laboratorium. Badania ma określić cechy wody w miejscu występowania, więc trzeba uważać żeby ich nie zmienić po pobraniu próbki.

Chemizm wód podziemnych:

Wody podziemne zawierają rozpuszczone w nich gazy, substancje mineralne jako rozwory rzeczywiste, roztwory koloidalne, zawiesiny. Ponadto mogą występować bakterie, wirusy oraz w określonych warunkach drobne organizmy wyższe. Na 88 pierwiastków występujących w przyrodzie, w wodach podziemnych wykryto 50. Pierwiastki te ze względu na stosunki ilościowe dzielimy na:

Taki jest podział jeżeli rozpatrujemy pierwiastki, ale jak wiemy najczęściej występują one w związkach20. Biorąc pod uwagę formy występowania pierwiastków w postaci związków chemicznych, dzielimy te składniki rozpuszczone w wodzie i decydujące o mineralizacji na makroskładniki, składniki podrzędne i mikroskładniki.

Do makroskładników decydujących o mineralizacji wód podziemnych zaliczamy cztery kationy i trzy aniony, które występują w wodzie. O mineralizacji decydują związki chemiczne występujące najczęściej w formie jonowej. Mamy dwa kationy dwuwartościowe (Ca2+, Mg2+) i dwa jednowartościowe, (Na+, K+). Do anionów zaliczamy Cl-, HCO3- i SO42-.

Do podrzędnych zaliczamy związki azotu, żelaza i glinu oraz substancje organiczne. Do mikroskładników zaliczamy pierwiastki rzadkie, śladowe i promieniotwórcze. Chemizm jest związany głównie z rozpuszczaniem naturalnych składników środowiska geologicznego, ale mogą też pojawiać się substancje antropogeniczne, zbliżone do naturalnych lub zupełnie sztuczne (detergenty, fenole, pestycydy), które są typowe dla działalności człowieka.

Jeśli chodzi o własności chemiczne wód podziemnych, zaliczamy do nich:

Te własności chemiczne mają istotne znaczenie ponieważ często decydują o możliwości i warunkach występowania określonych pierwiastków i składników i decydują o warunkach migracji. Szczególne znaczenie ma tutaj potencjał Eh i pH.

Ogólna mineralizacja wody

Mineralizacja wody wynika z zawartości rozpuszczonych w wodzie składników stałych. Ażeby określać mineralizację trzeba zsumować na podstawie analizy fizyczno-chemicznej wszystkie składniki rozpuszczone w wodzie. Trzeba wykonać pełną analizę fizyczno-chemiczną. Takie analizy wykonuje się najczęściej tylko w przypadku wód leczniczych. W związku z tym w hydrogeologii w celu określenia mineralizacji stosuje się metody przybliżone: np. na podstawie przewodnictwa elektrycznego czy suchej pozostałości.

Sucha pozostałość to osad jaki pozostaje po odparowaniu 1 l wody w temperaturze 105 °C i wysuszeniu go do stałej masy w tej samej temperaturze. Nie odpowiada jednak rzeczywistej mineralizacji ponieważ zawiera dodatkowo koloidy. Poza tym może następować częściowy rozkład węglanów, boranów i związków azotu. Może zachodzić też hydroliza soli i uwadnianie gipsu i innych kryształów. Przy czym najważniejszym procesem jest tu rozkład węglanów, który zazwyczaj powoduje zaniżenie masy suchej pozostałości. Mianowicie.

Ca(HCO3)2 CaCO3 + CO2 (uwalnia się do atmosfery) + H2O. Część masy zatem tracimy.

Dlatego do określenia mineralizacji zaleca się stosowanie wzoru:

M= S1 – Z + 0,5 HCO3

S1 – sucha pozostałość

Z – zawiesiny mineralne

HCO3 – zawartość wodorowęglanów w gramach na litr – musi być oznaczona przed suszeniem

Można też oznaczać pozostałość po prażeniu w temperaturze 600 °C. Spalają się substancje organiczne, a niektóre nieorganiczne utlenieniu (siarczki, sole amonowe, sole boru) i paruje woda . Strata prażenia od 105 do 600 °C może być traktowana przede wszystkim jako orientacyjne oznaczenie substancji organicznej w wodzie.

Generalnie w hydrogeologii wyróżnia wody słodkie (zwykłe) i mineralne – powyżej 1 g/l. Dalej dzielimy na:

Mineralizacja wód podziemnych może maksymalnie wynosić ponad 300 i sięgać do 400 g/l. Wody mineralne dzielimy na:

To klasyfikacja dla klimatu umiarkowanego. W krajach suchych często do picia i podlewania używa się wody o wyższej mineralizacji niż 1 g/l - nawet do 3 g/l, a do podlewania palmy kokosowej nawet do 5 g/l. Inne rośliny podlewane taką wodą dawno by padły. Palma kokosowa to wytrzymuje i ma słodkie owoce.

W powszechnym mniemaniu za wody mineralne uważa się wszystkie wody podziemne. Inaczej też klasyfikuje się wody do picia. Tam naturalna woda mineralna to woda która charakteryzuje się pewnymi cechami, smakowymi i składowymi. Naturalna woda źródlana to każda woda podziemna, czyli również kranówka.

Na każdej butelce musi być podany skład wody. Jeśli chodzi o poziom mineralizacji, może być on różny. Maksymalnie mineralizacja niektórych wód dochodzi do 3 g/l. Na ogół jest to mineralizacja niewiele przekraczająca 1 g/l. Muszyna i Piwniczna mogą mieć wyższą (szczawy).

Nie powinno się pić wody o bardzo niskiej mineralizacji bo wypłukuje ona wszystkie niezbędne składniki. Najlepszy jest jak zwykle złoty środek. Woda powyżej 500 mg/l ma cechy smakowe. Do pożądanych składników należy magnez, do niepożądanych sód. Uważa się że bardziej zdrowa jest woda, która ma wyższą mineralizację. Na terenach górskich gdzie woda ma niska mineralizację i twardość to taka woda jest niekorzystna dla zdrowia. Głównie chodzi o układ krwionośny. Nie do końca jest to jasne, ale możliwą przyczyną jest to że wody te mają niższe wyraźnie pH i mogą też zawierać więcej mikroskładników a zwłaszcza metali ciężkich.

W związku z zapotrzebowaniem organizmu na makroskładniki nie należy również stosować domowych urządzeń do oczyszczania wody, w szczególności urządzenia odwróconej osmozy. Przy domowych urządzeniach tego typu mineralizacja jest ograniczona do 40 mg/l. Po fali krytyki zaczęto oferować te urządzenia z wtórną mineralizacją.

Twardość wody

Następna własność chemiczna to twardość wody. Powszechnie twardość wody jest oceniana na podstawie pienienia się z mydłem. Generalnie rzecz biorąc wody miękkie to takie, które łatwo się pienią, a twarde wymagają zużycia większej ilości mydła. Wynika to z rozpuszczonych kationów Ca, Mg, a także Al, Fe, Mn, Sr, Zn i innych dwuwartościowych kationów.

Wyróżniamy twardość węglanową i niewęglanową. Ich suma daje twardość ogólną. W wodach zwykłych twardość związana jest z obecnością soli wapnia i magnezu. Mówimy, że jest to twardość węglanowa. Wynika ona z obecności węglanów wapnia i magnezu. Twardość niewęglanowa wynika z obecności rozpuszczonych w wodzie innych soli wapnia i magnezu – siarczanów, chlorków, azotanów.

Twardość węglanowa jest nazywana również przemijającą. Wynika to z tego, że zanika ona w trakcie gotowania wody. Rozpuszczone w wodzie kwaśne węglany wapnia i magnezu, w trakcie gotowania następuje ich przekształcanie – tworzy się węglan wapnia, zwany tu kamieniem kotłowym, wydziela się dwutlenek węgla i twardość ta zanika, dlatego nazywana jest przemijającą.

Twardość wody może być podawana w różnych jednostkach – tradycyjnie w stopniach niemieckich, później w milivalach na litr, jest to jeden miligramorównoważnik jonów Ca2+ w litrze wody. Jeden stopień niemiecki to 0,3566 mval/l. 1 mval /l = 2,804 °n. W ostatnich latach podaje się również w mgCaCO3/l. 1 mval/l = 50 mg CaCO3/l.

Ze względu na twardość wody dzielimy na bardzo miękkie poniżej 1,5 mval/l miękkie 1,5-3 mval/l, średnie 3-6 mval/l, twarde 6-10 mval/l, bardzo twarde pow. 10 mval/l. Wody pitne nie powinny mieć więcej niż 10 mval/l.

Twardość zależy od obecności skał węglanowych, ale także obecności dwutlenku węgla, który warunkuje rozpuszczanie węglanów.

Wody miękkie występują w Polsce południowej (Karpaty, Sudety, obszary podgórskie) oraz piaskach i piaskowcach kredy dolnej, jury dolnej i miocenu, gdzie mamy drobnoziarniste piaski kwarcowe pozbawione węglanów. Twardość wysoka jest w czwartorzędowych utworach polodowcowych.

Wody miękkie są mniej zdrowe. Są przydatne do mycia, bo mało mydła się zużywa. Panie zbierały deszczówkę do mycia włosów, teraz może być zanieczyszczona. Dla celów przemysłowych są raczej lepsze wody miękkie, szczególnie dla celów kotłowych, bo nie osadza się kamień. W tej chwili wodę dla celów kotłowych się sztucznie zmiękcza. Przed wojną poszukiwano dla celów kotłowych takiej wody miękkiej. Znany jest przykład krochmalni, gdzie mając dobre źródło wody w czwartorzędzie wykonano studnię do miocenu bo tam jest woda miękka. Natomiast woda do picia lepiej że jest twardsza. Zwykle mają 6-8 mval/l.

Niska twardość wód wynika również z tego że jak wiemy w niewielkim stopniu występują tam węglany. Przedgórze Karpackie to głównie flisze. Jeżeli obserwujemy utwory czwartorzędu w kierunku południowym w coraz mniejszym stopniu zawierają węglany. Węglany występują głównie w glinach zwałowych, ewentualnie w żwirach. Im dłuższa przeróbka osadu tym węglanów jest mniej.

Odczyn pH

O odczynie wody pH uczyliśmy się w szkole. Wszyscy wiedza co to jest pH, badało się papierkiem lakmusowym. pH ma duże znaczenie również jeśli chodzi o hydrogeochemię wód podziemnych. pH to ujemny logarytm ze stężenia jonów H+.

pH = -lg[H+].

W wodach podziemnych dominują wody obojętne. pH w wodach podziemnych zależy od dysocjacji słabych kwasów takich jak kwas węglowy oraz siarkowodór i kwasy organiczne. Przede wszystkim istotnym czynnikiem jest kwas węglowy – słaby kwas który dysocjuje na jony H+ + HCO3-. HCO3-. Dysocjuje ponownie na H+ i CO32-

Siarkowodór dysocjuje na H+ i HS- , a dalej HS- na H plus i S 2-

Duży wpływ mają również procesy utleniania siarczków i procesy organiczne. Także kwaśne deszcze w których występuje kwas siarkowy i azotowy, które są wynikiem spalania emisji tlenków siarki i tlenków azotu. W naturalnych warunkach również powstaje kwas azotowy w wyniku procesów syntezy naturalnego tlenu i azotu w łuku elektrycznym. Powstają wtedy azotany i mówimy że rok jest urodzajny jak jest dużo burz bo jest wtedy naturalny nawóz.

pH zależy również od zdolności buforujących środowiska skalnego i wód podziemnych. Czynnikiem buforującym są przede wszystkim węglany oraz procesy sorpcji jonów H+, które zachodzą w szczególności na drobnych cząstkach minerałów ilastych. Skrajnie niskie wartości pH obserwujemy w strefach utleniania siarczków, gdzie pH może obniżać się do 2-3, podczas gdy przeciętnie jest słabo alkaliczne 7-8. Warunki alkaliczne spotyka się głównie na terenach pustynnych, gdzie dochodzi do wytrącania się wodorotlenków metali alkalicznych Na, K.

PH oznaczamy stosując metody wskaźnikowe, kolorymetryczne i potencjałometryczne (pHmetryczne). Wskaźnikowe to papierki lakmusowe, wskaźniki do badania gleb. Do kolorymetrycznych są wzorce i porównuje się je. Teraz najczęstszą metodą są pH metry, musi być zaopatrzony w odpowiednio wykalibrowaną elektrodę szklaną. Przy pomiarze powinno się uwzględniać również temperaturę. Wymagana dokładność to 0,1.

Wartość pH jest ważny parametrem, decyduje o migracji wielu składników. Generalnie im większe pH tym większa zdolność rozpuszczania składników w wodzie i ich migracja. W geologii inżynierskiej określa się agresywność wody w stosunku do betonu i stali.

Na pH wpływ ma otoczenie skalne, jak również własności samej wody. Jeśli występują jony HCO3-. i dodamy jony H+, pH się nie zmieni bo połączą się one z jonami HCO3-, tworząc H2CO3.

Potencjał Eh

Następnym parametrem jest potencjał redukcyjno oksydacyjnym (zwany Eh). Potencjał redukcyjno oksydacyjny, mimo że mniej znany jako parametr, jest bardzo ważny w hydrogeochemii wód podziemnych, ponieważ również decyduje o formach występowania pierwiastków. Forma występowania z kolei decyduje o tym czy one migrują czy nie.

Generalnie określamy go jako miarę zdolności układu do utleniania bądź redukcji. Wyróżniamy grupę tak zwanych reakcji utleniająco redukcyjnych, czyli tych które przebiegają ze zmianą wartościowości pierwiastków.

O przebiegu tych reakcji decyduje wartość Eh. Potencjał redukcyjno – oksydacyjny wyraża się w voltach albo miliwoltach w stosunku do potencjału normalnego elektrody wodorowej który przyjmuje się za zero. Wartość potencjału jest to siłą elektromotoryczna pomiędzy elektrodą wodorową i elektrodą platynową zanurzoną w badanym roztworze. Przy pomiarach używa się elektrody platynowej i ponieważ trudno sobie wyobrazić w praktyce użycie elektrody wodorowej co byłoby niebezpieczne, w praktyce stosuje się nasyconą elektrodę kalomelową. Trzeba wtedy wprowadzić odpowiednią poprawkę.

Reakcja utlenienie polega na utracie elektronów walencyjnych, a redukcja na przyłączaniu elektronów walencyjnych co obniża wartościowość. Eh możemy wyznaczyć za pomocą wzoru który ma postać:

Eh = E0 + $\frac{\mathbf{\text{RT}}}{\mathbf{\text{nF}}}\mathbf{\ln}\frac{\mathbf{\lbrack}\mathbf{\text{Oks}}\mathbf{\rbrack}}{\mathbf{\lbrack}\mathbf{\text{Red}}\mathbf{\rbrack}}\mathbf{,}$ gdzie

E0 – normalny potencjał redoks danego układu przy jednakowym stężeniu form utlenionych i zredukowanych

R – stała gazowa

T – temperatura w K

n – liczba elektronów biorących udział w reakcjach

F – stała Faradaya

Oks i red – stężenia molowe utleniacza i reduktora, są wyrażone w molach

Po wstawieniu odpowiednich wartości liczbowych i przejściu na logarytmy dziesiętne otrzymujemy:

Eh= E0 + 0,06 lg$\ \frac{\mathbf{\lbrack}\mathbf{\text{Oks}}\mathbf{\rbrack}}{\mathbf{\lbrack}\mathbf{\text{Red}}\mathbf{\rbrack}}$

Eh należy od -0,4 do 0,8. Najczęściej wynosi około 0,2 V. Jeżeli następuje natlenienie wody wzrasta on powyżej + 0,4. Potencjały poniżej + 0,2 V wskazują na środowisko redukcyjne. Szczególnie wartości ujemne.

O potencjale oksydacyjno redukcyjnym decydują głównie czynniki potenjcałotwórcze do których zaliczamy tlen jako utleniacz i substancję organiczną jako reduktor. Tlen jest generalnie słabym utleniaczem jeżeli występuje jako O2. Jeżeli występuje jako O (tlen atomowy), który uwalania się z ozonu lub nadtlenku wodoru, jest silnie utleniający. W warunkach rozkładu substancji organicznej mamy warunki redukcyjne.

W zależności od tego występują różne formy pierwiastków tak ważnych z punktu wiedzenia wód podziemnych jak Fe, Mn, S, H, N. W środowisku utleniającym żelazo przechodzi w formy utlenione i występuje jako żelazo trójwartościowe nierozpuszczalne w wodzie w normalnym pH. To samo dotyczy manganu. Natomiast siarka występuje w postaci dobrze rozpuszczalnych siarczanów, a azot azotanów – dobrze migrują.

W środowiskach skrajnie redukcyjnych dochodzi do redukcji N i S. Azot występuje wtedy w formie jonu amonowego NH3-. Ma wtedy gorsze własności migracyjne jest silnie sorbowany, a siarka łączy się w siarczki z metalami. Najpierw z sześciowartościowej do dwuwartościowej ujemnej, nierozpuszczalne. Fe i Mn także w skrajnie redukcyjnym łączą się w siarczki i są nierozpuszczalne. Natomiast Fe bardzo dobrze migruje w warunkach pośrednich.

Jest to ważne przy zaawansowanych metodach obliczeniowych w hydrogeochemii. Pomiar wartości tego parametru nie jest łatwy w odróżnieniu od pH. Pomiar Eh pomimo że dokonuje się podobnym urządzeniem typu pehametr ale jest to znacznie trudniejsze Specjalny pehametr który ma dużą oporność wejścia. Ponieważ mierzy się bardzo niskie prądy – urządzenie pomiarowe jest podatne na wszelkiego typu uszkodzenia. Musi to być urządzenie ekranowane od wpływu różnych prądów błądzących. Czasami trzeba odczeka pół godziny lub godzinę na ustabilizowanie się pomiaru. Kiedyś wykonywało się niewiele, ale teraz trochę więcej. Mają istotne znaczenie w balneochemii.

Zasadowość

Zasadowość (alkaliczność) jest to zdolność wody do zobojętniania kwasów w określonych warunkach. Własność ta wynika z obecności węglanów, wodorowęglanów i wodorotlenków oraz boranów, krzemianów metali alkalicznych oraz wapnia i magnezu. Również sole. Przede wszystkim zależy jednak od wodorowęglanów.

Generalnie możemy wyróżnić zasadowość wodorowęglanową (HCO3-), węglanową (jon CO32-), wodorotlenową (OH-). Oprócz tego wyróżniamy zasadowość ogólną, która stanowi sumę tych trzech zasadowości.

Oznaczenie polega na miareczkowania 0,1 – normalnym kwasem solnym HCl., przy zastosowaniu wskaźników pH to jest oranżu metylowego (4,5) i fenoloftaleiny (8,3).

Najczęściej występuje zasadowość ogólna, a więc powyżej 4,5, czasami również mineralna jeżeli pH jest powyżej 8,3. Na podstawie tych badań określa się zasadowość. Podajemy ją w mval/l. Na podstawie zasadowości ustalamy również zawartość jonu wodorowęglanowego HCO3-.

Kwasowość

Zasadowość to zdolność wody do zobojętniania kwasów. Jeśli chodzi o kwasowość to jest to zdolność przeciwna do zasadowości, jest to zdolność do zobojętniania silnych zasad, czyli inaczej miara reakcji z jonami OH-. Jest związana z obecnością zdysocjowanych kwasów oraz słabych zasad ulegających hydrolizie. W celu wyznaczenia kwasowości miareczkujemy wodę roztworem wodorotlenku sodu wobec wskaźników pH (oranżu metylowego i fenoloftaleiny) – wyrażamy w miliwalach/l. Kwasowość podobnie jak zasadowość powinniśmy oznaczać bezpośrednio w terenie, ponieważ wartości tych parametrów mogą zmieniać się w wyniku naruszenia równowagi gazowej.

Gazy rozpuszczone w wodach podziemnych

Mogą występować różne gazy które są rozpuszczone wodach podziemnych. Najważniejsze to tlen, dwutlenek węgla i siarkowodór. Oprócz tych trzech najważniejszych inne takie jak amoniak, azot i gazy szlachetne (np. radon), również H2.

Tlen występuje generalnie w płytkich wodach podziemnych do głębokości, którą określa tak zwana granica tlenowa – rozdziela strefę płytszych poziomów wodonośnych od głębszych poziomów wodonośnych. Jego źródłem jest atmosfera, składająca się w 21% z tlenu. Rozpuszcza się w wodach opadowych i wraz z nimi przemieszcza się do warstwy wodonośnej. Rozpuszczalność tlenu jest zależna od temperatury. Im niższa temperatura tym więcej gazu może się rozpuścić. Przy temperaturze 10 °C, maksymalna rozpuszczalność tlenu wynosi 11,5 mg/l (przy ciśnieniu 1 bar). Tlen który migruje do warstwy wodonośnej i jest zużywany w hydrogeologicznych procesach utleniania. Na pewnej głębokości zatem tlen wyczerpuje się i zanika. Generalnie głębsze wody podziemne nie zawierają tlenu, choć często kłóci się to z wynikami analiz, ale jest to związane z nieprawidłowym pobraniem próbki.

W środowisku tlenowym zachodzą procesy utleniania: żelaza na trzeci stopień, manganu z drugiego na czwarty, siarki oraz materii organicznej. Procesy te zachodzą w dłuższym okresie czasu, po jakim dochodzi do całkowitego utlenienia. O utlenieniu może świadczyć barwa skał – czerwone, brunatne, żółte charakterystyczne dla facji lądowych (Fe3+).

Oprócz tlenu atmosferycznego mamy tzw. tlen pogrzebany – pochodzi z dawnej strefy aeracji, poddawanej przez dłuższy czas działaniu tlenu, pogrzebana, ale tlen zaabsorbował się na wodorotlenkach żelaza.

Tlen wpływ korozyjnie na metale w szczególności. W związku z tym jeśli mamy w studniach materiały podatne na korozję, jest to niekorzystne. Największa korozja zachodzi na granicy między strefą aeracji i saturacji, w wyniku zmiennej zawartości tlenu.

Rola dwutlenku węgla – ułatwia bardzo rozpuszczanie minerałów, krzemianów, także glinokrzemianów, jest także źródłem jonu wodorowęglanowego. Pochodzi głównie z atmosfery (0,3% w niej). Wzbogacają się w niego wody przechodząc przez strefę gleb, gdzie następuje rozkład materii organicznej przy udziale tlenu, jest to proces biochemiczny odwrotny do asymilacji. Innym źródłem są procesy wulkaniczne i działalność człowieka – spalanie paliw, co uznaje się za przyczynę zmian klimatycznych. Część naukowców uważa jednak że sytuacja jest odwrotna, że zmiany temperatury powodują zmiany zawartości dwutlenku węgla. Oceany ocieplając się, emitują bowiem dwutlenek węgla.

CO2 łączy się z wodą i tworzy się kwas węglowy, który przy niskim pH jest niezdysocjowany, który dysocjuje na jony, a w środowisku bardziej zasadowym mamy dalszy stopień dysocjacji.

CO2 + H2O → H2CO3 → ← H+ + HCO3- → ← 2H+ + CO32-.

Przy pH powyżej 9 przeważają formy zdysocjowane, a przy pH poniżej 4 przeważają formy niezdysocjowane. Jony CO3- przy pH 8,3 zaczynają się pojawiać, a przy pH powyżej 10,3 zaczynają dominować. W wodach podziemnych mamy odczyn rzędu 7 -8, w związku z tym przeważają jony HCO3-.

CO2 mamy związany w wodorowęglanach i swobodny, który dzieli się na bierny – zrównoważony z wodorowęglanami i nie jest aktywny chemicznie i agresywny – może on powodować rozpuszczanie metali.

Siarkowodór

Dobra rozpuszczalność, nawet 800 mg/l. Jest trujący, nie występuje w atmosferze. Może występować w wodach podziemnych, ale uwalnia się zgodnie z prawem Henry’ego zaraz po wydobyciu. Może być pochodzenia mineralnego i organicznego.

SO42- + 2C + 2H2O → H2S + 2HCO3-

FeS2 + 2CO2 + 2H2O → H2S (do atmosfery) + Fe(HCO3)2

Siarkowodór dysocjuje dwustopniowo:

H2S H+ + HS- 2H+ + S2-.

Jest silnie trujący. Zdarzały się przypadki zatrucia po wejściu do studni. Łatwo go jednak wyczuć (zapach zgniłych jaj). Dość powszechnie występuje, ale bardzo trudno go oznaczyć, dlatego że szybko uwalnia się z wody. Trzeba próbkę utrwalić.

Tlen i siarkowodór są wskaźnikiem warunków oksydacyjno – redukcyjnych. Siarkowodór pochodzi najczęściej z rozkładu materii organicznej. W wodzie najczęściej występuje i siarkowodór i tlen, więc środowisko nie jest jednoznaczne. W studni też są różne strefy – płytsza jest utleniająca, a głębsza redukcyjna.

Charakterystyka chemizmu wód podzimnych – makroskładników

Decydują o mineralizacji wód podziemnych. Dotyczy to trzech anionów: siarczanowy SO42-, chlorowy Cl- i wodorowęglanowy HCO3- i czterech kationów : sodowy, potasowy, wapniowy i magnezowy.

Jon wodorowęglanowy:

Powszechnie w strefach płytkich wód podziemnych – w strefie o intensywnej wymianie wód. W wodach tych towarzyszy on kationowi wapniowemu, tworząc wody wodorowęglanowo – wapniowe, dominujące w strefie płytkich wód podziemnych.

Podstawowy źródłem jonu jest ługowanie skał węglanowych – przede wszystkim węglanu wapnia oraz rozpuszczanie dwutlenku węgla z atmosfery i biosfery – procesy rozkładu materii organicznej. Ponadto jego źródłem jest również wietrzenie krzemianów i glinokrzemianów. Przy czym te procesy zachodzą stosunkowo wolno. Ponadto także proces desulfatyzacji – czyli redukcji siarczanów. Oczywiście źródłem są również zanieczyszczenia pochodzenia antropogenicznego – ścieki, odpady. Około 50% powstaje w wyniku rozpuszczania węglanów a reszta głównie z atmosfery i biosfery.

Jon siarczanowy (SO42-)

Źródła:

Łatwo migrują w wodach podziemnych. Jeden z charakterystycznych wskaźników zanieczyszczeń pochodzenia antropogenicznego. Przy czym najważniejsze są jednak strefy rozpuszczania gipsów.

Maksymalne stężenie siarczanów nie większe niż 250 mg/l. Przy wyższych stężeniach problemy z przewodem pokarmowym. Jeśli występują z magnezem, mamy do czynienia z wodą gorzką.

Anion chlorkowy

Chlor pomimo niskiego klarku (zawartości w skorupie ziemskiej), występuje powszechnie w wodach i prawie wszystkie jego sole są bardzo dobrze rozpuszczalne. Słabo rozpuszczalny jest tylko chlorek srebra i ta własność jest wykorzystywana do oznaczenia chlorków.

Niewielkie ilości powstają przy wietrzeniu minerałów skał magmowych – sodalit (Na8(AlSiO4)6Cl2) i czasami apatyt. Głównym źródłem jest jednak rozpuszczanie soli – przede wszystkim halitu oraz soli magnezowo potasowych. Również w procesach wulkanicznych dochodzi do wzbogacenia w chlorki. Pojawiają się również w wyniku zanieczyszczeń – ścieki i odpady. Człowiek bowiem soli.

W płytkich wodach podziemnych stężenia są bardzo niskie. Piana z wody morskiej dostaje się do atmosfery i potem do płytkich wód – 20/30 mg/l. Tam gdzie pojawia się człowiek od razu widać jego oddziaływanie. Chlorki są dobrym wskaźnikiem zanieczyszczenia antropogenicznego. Na przykład solenie dróg, żywność.

Dopuszczalne stężenie to 250 mg/l. Zawartość powyżej 100 mg/l powoduje jednak, że woda ma własności korozyjne, agresywne.

W głębszych wodach podziemnych chlorki dominują jako anion i ich pochodzenie jest związane z rozpuszczaniem soli, w szczególności znaczenie mają wysady solne. Badania wykazują że mogą być również związane z wodami morskimi dawnych basenów sedymentacyjnych (synsedymentacyjne). Wraz ze wzrostem głębokości zwiększa się ich stężenie. Chlorki bardzo dobrze migrują niezależnie od poziomu Eh, nie podlegając procesom sorpcji. Są uznawane ze idealny wskaźnik przy rozpatrywaniu procesów migracji zanieczyszczeń. Ich migracja jest zbliżona do migracji cząsteczki wody. Mówimy że jest to tak zwane zanieczyszczenie konserwatywne nie podlegające zmianom chemicznym.

Sód:

Występuje powszechnie razem z chlorem, tworząc wody chlorkowo – sodowe. Pierwotnym źródłem sodu jest wietrzenie skał magmowych, np. kaolinizacja albitu, a także rozpuszczanie złóż soli (halitu). Sód występuje również w wodach synsedymentacyjnych. Powszechnie występuje także w ściekach i odpadach. Jest charakterystycznym wskaźnikiem pochodzenia antropogenicznego.

Ważnym źródłem jest również wymiana wapnia na sód. Sód bardzo często wymienia się z jonem wapniowym. I wtedy sód który występuje w kompleksie sorpcyjnym może przechodzić do roztworu a w jego miejsce wchodzi jon wapniowy. Kationy generalnie podlegają procesom sorpcji i wymiany jonowej w przeciwieństwie do anionów. Wynika to z tego, że cząstki mineralne są najczęściej naładowane ujemnie więc wiążą kationy.

Dobre wody nie powinny zawierać więcej niż 100 mg Na/l. Norma wynosi do 200 mg/l. Sód wywołuje procesy starzenia się układu krwionośnego. Dlatego nie poleca się solenia potraw w dużej ilości i wody zasobnej w sód. Wody z zawartością sodu poniżej 20 mg/l są oznaczane jako niskosodowe, co powinno być podane na butelce.

Kation potasowy:

Potas ma podobny klark jak sód, ale występuje w znacznie mniejszych ilościach – na ogół 20 razy mniej niż sodu. Źródłem jest wietrzenie minerałów, a przede wszystkim rozpuszczanie soli potasowych, takich jak sylwin KCl i kainit KCl * MgSO4* 3H2O. Pewne ilości dostają się do wód w wyniku migracji materii organicznej, a także przenikania do wód podziemnych ścieków i odpadów, w szczególności z przerobu ziemniaków.

Tak jak powiedziano na początku klark sodu i potasu jest podobny ale potasu jest mniej, jako że jest intensywniej wiązany w wyniku procesów sorpcji oraz wychwytywania przez rośliny, jako bardzo ważny składnik biogenny. Ponadto jest bardzo intensywnie wiązany przez minerały ilaste. Migracja potasu jest zatem silnie ograniczona. Sód migruje znacznie lepiej niż potas, choć oba są kationami.

Wapń

Występuje powszechnie w wodach płytkich i bardzo głębokich. Głównym źródłem jest wietrzenie chemiczne skał osadowych - kalcytu, dolomitu, gipsu, anhydrytu i fluorytu, a także skał magmowych, takich jak pirokseny, plagioklazy i anortyty. W skałach węglanowych zależy w dużej mierze od zawartości CO2. Większa liczba CO2 ułatwia rozpuszczanie.

Ważnym źródłem jest wymiana jonowa z sodem. To zjawisko zachodzi w głębszych wodach podziemnych. W głębokich wodach mamy tak zwane wody podziemne chlorkowo – wapniowe. CaCl2. W najpłytszych wodorowęglanowo wapniowe. głębszej chlorkowo sodowe, a w najgłębszej chlorkowo wapniowe, w wyniku procesów wymiany jonowej

Decydują o twardości wody. Wody do picia powinny zawierać wapń. Decyduje to o smaku wody. Ma korzystniejszy smak gdy zawiera rozpuszczone związki wapnia.

Kation magnezowy.

Współwystępuje z wapniem – źródłem jest wietrzenie minerałów skał krystalicznych, takich jak oliwiny, pirokseny i miki oraz rozpuszczanie skał osadowych – zwłaszcza dolomitu, a także rozpuszczanie soli siarczanowych i chlorkowo magnezowych. Magnez jednakże występuje podrzędnie w wodach podziemnych w stosunku do wapnia. Jest go przeciętnie od dwóch do sześciu razy mniej, jako że głównym źródłem obu kationów w wodach płytkich są węglany, a dolomity występują mniej powszechnie niż wapienie.

Zawartość magnezu jest pożądana ze względu na jego oddziaływanie zdrowotne na organizm człowieka. Są nawet tabletki zawierające magnez. Ważnym źródłem są też wody. Przy bardzo dużej zawartości mogą stawać się gorzkie.

Składniki podrzędne:

Zaliczamy do nich związki azotu, żelaza i substancje organiczne. Występują w naturalnych wodach podziemnych zwykle w ilościach mniejszych. Odgrywają często bardzo istotną rolę jeśli chodzi o skład chemiczny i wykorzystanie. Zaczniemy od azotu.

Azot występuje w znacznych ilościach atmosferze (75% ?), a także substancji organicznej 3%, przedostaje się do gleby i wód podziemnych z atmosfery w wyniku wyładowań. Przy wyładowaniach w łuku elektrycznym następuje wiązanie azotu i tlenu i tworzą się tlenki azotu. W wyniku tego procesu powstaje 4 – 10 kg NNO3-/ha/rok. Jest to naturalny nawóz. Ponadto azot i związki azotu pochodzą z gazów wulkanicznych. Wiązany jest również z powietrza przez niektóre bakterie – azotobakter. Związki mineralne azotu są dobrze rozpuszczalne. Występują trzy podstawowe formy, zachowujące się w zróżnicowany sposób. Mianowicie:

Jon cyjankowy występuje, tworząc związki kompleksowe o silnych wiązaniach z metalami. Inaczej zachowują się w środowisku o różnych warunkach oksydacyjno – redukcyjnych.

Jon amonowy występuje głównie w warunkach redukcyjnych. Źródłem jest rozkład materii organicznej, przy czym migracja azotu w formie azotu amonowego jest ograniczona, ponieważ jest to kation sorbowany intensywnie, a także podobnie jak potas, intensywnie wychwytywany przez roślinny (składnik biogenny).

Powstaje w wyniku reakcji amoniaku z wodą. Amoniak, który powstaje w strefie rozkładu materii organicznej dysocjuje na :

NH3 + H2O → ← NH4+ + OH- → ← NH4OH

Jon amonowy może tworzyć się również w wyniku redukcji azotynów i azotanów. Źródłem jest także rozkład materii organicznej pochodzenia antropogenicznego. Jest to dominująca forma azotu w ściekach. Uwalnia się również ze składowisk odpadów.

Jeżeli chodzi o azot amonowy stężenie dopuszczalne wynosi do 0,5 mg/l. Dopuszcza się stężenie do 1,5 mg/l gdy nie prowadzi się dezynfekcji wody chlorem. Przy tej dezynfekcji powoduje to powstawanie wtórnych związków niepożądanych w wodzie do picia – trójhalometany.

Utlenianie azotu amonowego prowadzi do powstawania azotynów i azotanów Azotyny to forma pośrednia i występują na ogół w niewielkich ilościach podrzędnie w stosunku do azotanów, które są końcowym efektem utleniania azotu amonowego. Występuje najczęściej w ilościach śladowych. Czasami w płytkich wodach drenarskich stężenia mogą być wyższe. Dopuszczalne stężenie azotynów wynosi 0,5 mg/l.

Końcowym efektem utleniania związków azotu są azotany, które są trwałą formą. Bardzo łatwo migrują w wodach podziemnych. Praktycznie są sorbowane tylko przez tlenki i wodorotlenki żelaza i glinu. Generalnie, powszechnie sorbowane są tylko kationy, natomiast aniony właśnie tylko przez te związki.

Źródłem azotanów są nawozy azotowe. Stanowią podstawową formę azotu. Poza tym są również ścieki i odpady, z których uwalnia się początkowo azot amonowy, natomiast w wyniku procesów nitryfikacji powstają azotany.

Wszystkie sole azotanowe są dobrze rozpuszczalne. Azotany w związku z tym nie tworzą minerałów. Istnieje tylko jeden wyjątek, mianowicie azotan sodu nagromadzony w złożach chilijskiego guano (odchody ptasie) – saletra chilijska, zachowany w specyficznych warunkach pustynnych. Od lat były stosowane jako nawóz.

Azotany są uciążliwym zanieczyszczeniem wód podziemnych. W naturalnych występują w niewielkich ilościach. W normalnym klimacie nie przekraczają 3 mg/l Nastąpiła zmiana w podawaniu stężeń. Kiedyś podawano jako azot azotanowy. Teraz podajemy mg NO3-/l. Przelicznik to 4,43. W naturalnym środowisku stężenia azotanów są niskie. Nie przekraczają na ogół 3 mg/l. Przy zanieczyszczeniach antropogenicznych wzrastają znaczącą. W klimatach suchych, pustynnych, podwyższone stężenia są pochodzenia naturalnego. Pochodzą one z atmosfery. Jak pada deszcz infiltrują z nim z atmosfery. Deszcze na ogół nie docierają do zwierciadła, wysychają. Tworzą się azotany w strefie aeracji. Potem w czasie intensywnego deszczu spływają do wód podziemnych i stężenia rosną.

Są efektem nitryfikacji azotu ze ścieków, odpadów itp. Są niepożądanym składnikiem bo brak skutecznej metody usuwania. Mają negatywny wpływ na zdrowie, w szczególności dotyczy to niemowląt. Azotyny powodują zjawisko sinicy, upośledzają układ oddechowy, wiążąc się z hemoglobiną. Ponadto azotany mogą powodować nowotwory przewodu pokarmowego człowieka, w związku z tym są niedopuszczalne w wodzie do picia. Stężenia dopuszczalne to 50 mg/l, kiedyś to było 10 mg NNO3/l. Norma wynika z tego że wiele jest zanieczyszczonych, ale zalecenie WHO jest do 5 mg/l, przy stałym użyciu, czyli połowa normy.

Jest to rzeczywiście poważny problem. Bardzo często zanieczyszczone azotanami są wody płytkich studni kopanych, ale także głębinowych, wierconych. Ogranicza go proces denitryfikacji, czyli redukcji azotanów, który zachodzi dopiero w głębszych poziomach wodonośnych. Musza być warunki redukcyjne, związane z zawartością materii organicznej. Wtedy zachodzi redukcja azotanów do azotu gazowego.

Azotany stanowią główny problem jeżeli chodzi o zanieczyszczenia antropogeniczne wód podziemnych. Jest to zjawisko powszechnie obserwowane. Jest to związane z nitryfikacją azotu z zanieczyszczeń oraz nawozów azotowych. Źródłem azotanów są również emisje gazowe przy spalaniu paliw, co w konsekwencji powoduje powstawanie azotanów.

Procesy przemian zachodzą w warunkach zmian potencjału Eh. Są to procesy biochemiczne. One na ogół zachodzą stosunkowo wolno. W płytszych wodach występuje zarówno azot amonowy oraz azotyny i azotany. Wydawałoby się że powinna być tylko jedna forma, ale ponieważ procesy zachodzą wolno mamy różne formy azotu.

Żelazo.

Otóż żelazo występuje powszechnie w środowisku geologicznym jak i w wodach podziemnych. Jeśli chodzi o wody podziemne to na ogół 70 – 80 % ujęć wód pobiera wody zawierające podwyższone stężenia żelaza w wodzie. Występuje zjawisko współwystępowania żelaza i manganu. Źródłem są pirokseny, amfibole, biotyty, magnetyty, oliwiny i piryt. W skałach osadowych piryty, markasyty, syderyty, tlenki i wodorotlenki żelaza (hematyt, limonity, goethyt). Żelazo występuje także w substancji organicznej, gdzie stanowi 0,1% masy.

Żelazo uwalnia się z magmowych najczęściej jako żelazo dwuwartościowe. W środowiskach sedymentacji zachodzi najczęściej proces utleniania do żelaza trójwartościowego. Przejawem tego jest charakterystyczna barwa. Może występować w skomplikowanych związkach organicznych.

Migracja zależy od pH i Eh. Nie migruje w warunkach w skrajnie utleniających – wtedy trójwartościowe nierozpuszczalne w wodzie, przy pH poniżej 4,5. W środowisk skrajnie redukcyjnym traci zdolności migracyjne, gdyż pojawiają się jony siarczkowe. Wtedy Fe2+ łączy się z jonami S2- i powstają nierozpuszczalne siarczki żelaza. W przeciętnych warunkach Eh żelazo migruje, a o migracji decyduje głównie odczyn i jest to związane z występowaniem kwasu węglowego, kwasów organicznych, siarkowodorów, przy czym w przemianach związku żelaza duży udział mają bakterie żelaziste, które katalizują procesy przemian związków żelaza.

W wodach podziemnych żelazo występuje jako rozpuszczone żelazo dwuwartościowe, najczęściej w postaci takiej samej jak rozpuszczone wodorowęglany wapniowe czyli Fe2+ + 2HCO3-.

W skrajnych warunkach występuje z siarczanami, w strefach utleniania złóż siarczkowych. pH może tam spadać poniżej 2. W tych strefach uwalnia się dużo żelaza do wody, a kwas siarkowy dodatkowo rozpuszcza znaczne ilości Fe ze środowiska geologicznego.

W wodach podziemnych może występować również żelazo 3-wartościowe, ale wówczas jako forma koloidalna. Nie jest to roztwór rzeczywisty. Może się pojawiać w wodzie wyniku porywania przez wodę drobnych cząstek koloidalnych. Może pochodzić również ze studni gdzie mają miejsce procesy kolmatacji czyli osadzania związków żelaza w wyniku utleniania żelaza dwuwartościowego do trójwartościowego. Największe ilości żelaza jeśli chodzi o wody z utworów porowych, występują tam gdzie mamy wzbogacenie osadów w materię organiczną. Dotyczy to przede wszystkim zbiorników wodonośnych w dolinach i pradolinach polodowcowych, w wyniku procesów utleniania substancji organicznej.

Zawartość żelaza w wodach podziemnych określa się następująco:

Norma do picia wynosi tylko 0,2 mg/l, spadając kolejno z 0,5 mg/l i 0,3 mg/l. Zdecydowana większość wód zawiera żelazo i trzeba ją uzdatniać. Wydziela się bowiem brunatny koloidalny osad przy jego utlenieniu. Trzeba go usuwać. Uzdatnianie polega na napowietrzaniu wody i następnie filtracji przez złoża piaskowe.

Można też zatłaczać napowietrzaną wodę do warstwy wodonośnej. Procesy utlenienia i odfiltrowywania wody zachodzą bezpośrednio w warstwie wodonośnej. W Finlandii metodę Vyredox opracowano w 1969, w Polsce hydroks. W Polsce we Wroniu koło Wolsztyna, a także w niektórych ujęciach miejskich Torunia i Włocławka.

Uzdatnianie zachodzi również w tradycyjnej studni kopanej – osady opadają na dno. Środowisko jest utleniające. Wizualnie jest czysta, ale chemicznie nie. Długie gotowanie powoduje odparowanie wody i względny wzrost zawartości azotanów.

Substancja organiczna:

Pojawia się w wodach podziemnych w procesach rozkładu organizmów. Oprócz tego występują różne formy zanieczyszczeń antropogenicznych: detergenty, fenole, pestycydy, produkty naftowe itd. Substancja organiczna zbudowana jest z wielu różnych związków, w skład których wchodzą O, C, H, ale oprócz tego Ca, N, K, SI, S, P, Fe, Mg, Cl. Ilość substancji organicznej wyrażona jako tak zwany węgiel organiczny może zmieniać się od wartości śladowej do kilkuset mg C/l. Związki węgla dzielimy na trzy grup:

Związki organiczne w wodach naturalnych dzielimy na węglowodory, związki halogenowe, kwasy karboksylowe i estry oraz związki tlenowe takie jak ketony, aldehydy, alkohole.

W procesach glebowych kwasy fulwowe i huminowe nadają brunatne zabarwienie. Najbardziej rozpuszczalne są fulwowe. Pozostałe występują natomiast w postaci koloidalnej. Szczególną różnorodność wykazuje substancja organiczna z zanieczyszczeń. Najczęściej są to fenole, detergenty, WWA, pestycydy, substancje ropopochodne i rozpuszczalniki organiczne. Fenole to C6H5OH. Rozprzestrzenione w przemyśle, środek dezynfekcyjny Lizol, pestycydy są do zwalczania owadów, chwastów i grzybów, WWA powstają w procesach spalania.

Substancja organiczna wpływa na Eh, obniżając go. Ma też wpływ na odczyn – kwasy humusowe. Duży problem jest jeśli chodzi o oznaczanie. Mamy bardzo różne metody oznaczania. Musimy rozróżnić ogólne i poszczególnych typów.

Ogólne to strata prażenia. Najpowszechniejsza jednak to oznaczanie utlenialności. Utlenia się substancję organiczną poprzez stosowanie silnego utleniacza, w tym przypadku nadmanganiem potasu, przy czym należy zdawać sobie sprawę że nie jest to metoda w pełni selektywna, bo mogą utleniać się także inne składniki. W roku 2004 nastąpiła zmiana metody wyznaczania tej utlenialności. Mianowicie tam jest gotowanie (poprzednio było 30 min, teraz jest 10 min), nie mamy zatem porównywalności wyników.

Stosuje się również drugą metodę – utlenialność metodą dwuchromianową, który jest również silnym utleniaczem.

Czasami stosuje się skrót ChZT. Chemiczne zapotrzebowanie tlenu (dodaje się indeks Mn lub Cr). Najpierw oznaczało się tylko metodą nadmanganową i nazywało się to utlenialność i stosowało się ChZTMn.

Oprócz tego oznacza się tak zwany węgiel organiczny (TOC).

Poza tym BZ5. Jest to biologiczne zapotrzebowanie tlenu. Umieszcza się wodę w warunkach biologicznych i mierzy zużycie tlenu przez 5 dni.

Metoda absorpcji UV – zdolność absorpcji jest uzależniona od koloidów. Stosowana głównie do powierzchniowych. Ma tę zaletę że można zawartość substancję organiczną monitorować w sposób ciągły.

Są stosowane metody wykrywania poszczególnych substancji, co w tej chwili jest rozpowszechnione, np. chromatografią.

Mikroskładniki:

Poniżej 1 mg/l. Tutaj mamy do czynienia z różnego typu pierwiastkami, w tym z metalami ciężkimi. Mogą występować w bardzo różnych formach chemicznych. Generalnie rzecz biorąc jeśli chodzi o toksyczność w stosunku do organizmów żywych dzielimy je na 4 grupy – bardzo wysoki - Cd, Cu, Hg Pb, Sn, Ag, Au, Sb, wysoki - Bi, U, Mb, Ba, Mn, Ti, Se, Te, średni F, V, Rb, Ni, Co, As, Li, Ge, Zn, B, I, Cs, W, Al., najmniejszy Zr, Tl, Nb, Ln,

Spośród mikroskładników problem tworzy mangan.

Najpowszechniejszy jest Mn i towarzyszy często Fe. 50-60% wód podziemnych użytkowanych wykazuje podwyższone zawartości manganu i woda wymaga uzdatniania także w zakresie Mn. Występuje on jednak w znacznie mniejszych stężeniach niż Fe. Również jego klark jest niższy 0,1%. Pierwotnym źródłem manganu jest wietrzenie minerałów skał magmowych ciemnych, zwłaszcza augitu i hornblendy.

Występuje na trzech stopniach utlenienia II, III i IV-tym. Trójwartościowy jest pośredni. Stabilny w warunkach redukcyjnych jest II-wartościowy, a w warunkach utleniających IV-wartościowy. Podobnie jak żelazo, dwuwartościowy jest łatwiej rozpuszczalny, a IV wartościowy wytrąca się w postaci osadu. O rozpuszczalności decyduje pH oraz Eh.

W wodach podziemnych jak już powiedziano Mn występuje w mniejszych stężeniach, najczęściej od 0,1 do 0,4 mg/l. Dopuszczalne stężenie to 0,05 mg/l w wodach do picia. To zostało wprowadzone niedawno. Poprzednio było 0,1 mg/l. Woda musi być napowietrzana i filtrowana przez złoża piaskowe. Przy czym Mn trudniej wytrąca się z wody, wymaga wyższego Eh.

Oprócz manganu istotne są metale ciężkie, pojawiające się w wyniku rozpuszczania składników środowiska naturalnego jak i zanieczyszczeń. Zanieczyszczenia metalami ciężkimi mają najczęściej charakter lokalny, związane są z trasami komunikacyjnymi, składowiskami odpadów przemysłowych, a także komunalnych, ściekami przemysłowymi, w szczególności z galwanizerni.

Ocena bakteriologiczna wód podziemnych:

Wody podziemne w określonych warunkach mogą zawierać bakterie chorobotwórcze w wyniku zanieczyszczeń pochodzenia antropogenicznego. Picie zanieczyszczonej bakteriami wody może powodować dur brzuszny, czerwonkę, cholerę i szereg innych chorób.

W związku z tym oprócz badań fizyczno – chemicznych dokonuje się oceny stanu bakteriologicznego wody. Byłoby bardzo trudno badać obecność bakterii poszczególnych. W związku z tym badanie dotyczy w większości jednej wybranej bakterii – pałeczki okrężnicy czyli Escherichia Coli. W zasadzie nie jest chorobotwórcza, ale występuje w przewodzie pokarmowym człowieka oraz zwierząt ciepłokrwistych. W związku z tym obecność EC może świadczyć również o obecności bakterii chorobotwórczych. Określa się tak zwane miano Coli oraz wskaźnik Coli. Miano Coli to liczba cm3 wody, na które przypada jedna pałeczka bakterii Coli.

Mc = 100/WC

Natomiast wskaźnik Coli to liczba pałeczek okrężnicy w 100 cm3 wody. Obecnie używa się też pojęcia npl, które jest synonimem.

WC = 100/Mc

Oprócz badań na obecność EC wykonuje się również badania hodowli bakterii. Mianowicie hoduje się bakterie na pożywce żelatynowej w temperaturze 20 – 22 °C (pokojowej). Drugie badanie to hodowla na pożywce agarowej22 w temperaturze 37 °C. W ostatnich latach zakres badań bakteriologicznych ulega często poszerzeniu. Na przykład badania E.C wykonuje się w dwóch wersjach: ogólnej i pochodzenia kałowego. Okazało się bowiem, że E.C mogą również w określonych warunkach tworzyć się poza przewodem pokarmowym, np. w strefach rozkładu materii organicznej. Świat bakterii jest znacznie bogatszy niż myśleliśmy. Są także np. bakterie przetrwalnikujące.

Niekiedy dokonuje się dodatkowo badania bakterii, które powodują denitryfikację azotanów albo redukcję siarczanów. Tradycyjnie od dawna te E.C i na pożywkach w określonych warunkach.

Jeśli chodzi o wyniki badań, całkowicie czysta i bezpieczna woda jest taka kiedy miano Coli wynosi 100 i powyżej. Co oznacza że jedna pałeczka przypada na co najmniej 100 ml wody. Jeżeli miano coli jest niższe woda wykazuje zanieczyszczenie. Jeśli chodzi o hodowlę za bezpieczną uznaje się wodę w której liczba bakterii wyhodowanych w 1 cm3 nie jest większa niż 100 przy hodowli w temperaturze pokojowej i 20 w temperaturze 37 °C. Te drugie są bowiem groźniejsze dla ciała człowieka.

Mogą też występować niegroźne dla człowieka bakterie żelaziste, powodujące przemiany związków żelaza. Dla człowieka zagrożeniem są chorobotwórcze bakterie, wirusy, pierwotniaki i jaja pasożytów, które mogą pojawiać się w pewnych warunkach i są szczególnie odporne na dezynfekcję.

Dezynfekcja ma zapobiegać zagrożeniom. Powszechnie wykorzystuje się do niej chlor gazowy, a ostatnio w Poznaniu wprowadzono na szerszą skale dwutlenek chloru, nie powodujący charakterystycznego zapachu chloru. Ozon też, ale on służy przede wszystkim do uzdatniania23 – zmniejszenie zawartości substancji organicznej, która jest prekursorem THM-ów. Po ozonowaniu musi następować poddawanie sorpcji wody przez złoża węgla aktywnego W tej chwili trwa przebudowa ujęcia w Mosinie i zastosuje się ozon i węgiel aktywny.

Normy dla wód pitnych i przemysłowych

Jakość wody to przydatność wody do określonego wykorzystania. Mówiąc o jakości myślimy najczęściej o tzw. jakości wód przeznaczonych do zaopatrzenia ludności – kiedyś mówiło się do picia i potrzeb gospodarczych. Tę jakość wody określa się na podstawie badań i porównuje ich wyniki z dopuszczalnymi wartościami stężeń określanymi przez ministerstwo zdrowia. MZ wydaje specjalne rozporządzenia o dopuszczalnych stężeniach. Już rozporządzenie z 2007 roku oparto na normach unijnych, ale w tym roku pojawiło się nowe rozporządzenie, które wyznaczyło nowe normy, np. Fe 0,2 mg/l, Mn – 0,05 mg/l .

Mówiąc o jakości wód i nie określając szczegółowo o co nam chodzi w domyśle jest to woda dla zapotrzebowanie ludności. Może być jednak stosowana dla potrzeb przemysłu czy rolnictwa. Specyficzne wymagania mają też cukiernie, kotłownie, mleczarnie. Jeżeli woda nie spełnia tych wymogów wtedy wykonuje się tak zwane uzdatnianie wody. Buduje się specjalne urządzenia w których następuje usuwanie składników niepożądanych, tak aby spełniały określony poziom podany w rozporządzeniu ministra zdrowia lub potrzeb określonego użytkownika gospodarczego. Najczęściej rzecz dotyczy uzdatniania Fe i Mn przez napowietrzanie i filtrację. Niektóre wody wymagają koagulacji – wytrącanie określonych składników – zwłaszcza substancji organicznej, mętności; ozonowania lub filtracji przez specjalne filtry węglowe.

Poza tym oczywiście woda powinna być dezynfekowana, do czego tradycyjnie wykorzystuje się chlor, dwutlenek chloru i rzadziej promieniowanie UV. Dezynfekcja może czasami prowadzić do powstawania produktów dezynfekcji. Nawet woda uzdatniona może ulec wtórnemu zanieczyszczeniu w sieciach wodociągowych – zależy to od materiału instalacji wodociągowych. Najczęściej przyczyną są wewnętrzne instalacje domowe, które mogą uwalniać Cu, Fe, Mn, Cd, mogą się wtórnie wymywać. Badania wskazują że takie wzbogacenie może występować, gdy sieć jest zbudowana z rur stalowych- ocynkowanych lub miedzianych, czasami także ze starych rury z ołowiu, lub gdy są stopy lutownicze z zawartością Pb. Badania wykazują że w szczególności pierwsza partia wody po nocnej stagnacji może być wzbogacona w metale ciężkie. Lepiej najpierw się wykąpać. Takie zjawisko obserwujemy również w sieci poznańskiej. Metale ciężkie mogą kumulować się w organizmie i powodować niekorzystne zjawiska chorobowe.

Rodzaje i zakres analiz chemicznych wody

Generalnie wykonywane są analizy wód hydrogeologiczne, techniczne i balneologiczne. Aktualnie należy jeszcze dodać tak zwane analizy monitoringowe, które są wykonywane w sieciach monitoringowych, przy czym takie analizy wykonuje się od lat 90 –tych. Są to w pewnym sensie analizy hydrogeologiczne. Analizy hydrogeologiczne wykonuje się w ramach rozpoznania hydrogeologicznego wód podziemnych. Analizy techniczne robi się przy budowie ujęcia, żeby określić zgodność z normami jakości i zakres koniecznych procesów uzdatniania wody. Przy ocenach wody dla potrzeb balneoterapii wykonuje się analizy balneologiczne.

Analizy Hydrogeologiczne dzieli się na ogólne, pełne i wskaźnikowe.

Od lat 90 tych badania monitoringowe. Prowadzone w sieci monitoringu Krajowego i monitoringów Regionalnych. Badania obejmują szeroki zakres, zbliżony do analizy pełnej. Obejmują nawet pierwiastki śladowe i wszystkie podstawowe cechy fizyczne.

Analizy techniczne dzielą się na skrócone, rozszerzone, pełne i specjalne. Tradycyjnie wykonywane były przez stacje sanitarno – epidemiologiczne, które są rozmieszczone w poszczególnych województwach, przy czym działają też na szczeblu powiatu.

Analizy balneologiczne wykonuje się na etapie rozpoznawania wód podziemnych i na etapie eksploatacji. Wyróżniamy orientacyjne, wielkie, małe i sprawdzające albo kontrolne.

Pobieranie próbek wody do analiz

Właściwe wykonywanie analiz wymaga zachowania określonych zasad i standardów przy pobieraniu. Problem polega na tym, że w trakcie udostępniania wody podziemnej i jej pompowania z otworu mogą zachodzić zmiany parametrów fizycznych i chemicznych. Celem analizy powinno by określenie własności i składu w miejscu jej występowania czyli w warstwie wodonośnej. W trakcie pompowania zachodzi zmiana określonych parametrów co może zaburzać równowagę chemiczną. Zmiana ciśnienia zaburza równowagę gazową, temperaturę także w zależności od głębokości. Pewne parametry powinniśmy mierzyć bezpośrednio w terenie a najlepiej w samym otworze. Próbka może być łatwo zanieczyszczona powietrzem atmosferycznym, może to wpływać np. na zawartość różnych form żelaza ale nie tylko.

W terenie należy mierzyć temperaturę, Eh, pH, zasadowość, kwasowość, barwę, poza tym szczególnie jeśli chcemy wykonywać analizy na zawartość tlenu lub innych gazów nie może dojść do zanieczyszczenia wody powietrzem atmosferycznym. Polega to na tym że na kranik musi być nałożony wężyk gumowy i ten wężyk wprowadzamy do butelki, wolno otwieramy kran, po czym woda wpływa do butelki. Pierwsza partia się napowietrzy, ale ona wylewa się i dopiero jak kilkukrotnie wyleje się, podnosimy delikatnie wężyk i zamykamy. To jest ważne przy Fe2+, bo może się utlenić. Niektóre wymagają utrwalenia chloroformem, czy zakwaszania zapobiegające utlenianiu żelaza.

Jednym z błędów jest pobieranie wody stagnującej w otworze. To nie odzwierciedla składu w warstwie wodonośnej. Tak robią niestety niektóre laboratoria zajmujące się badaniami i generują bardzo mało wiarygodne analizy. Musi być bezwzględnie świeża woda napływająca. W wodzie stagnującej może rozwijać się życie biologiczne, które ma wpływ na przemiany.

Także próby do badań bakteriologicznych mają specjalne zasady. Woda musi być pobrana do wyjałowionych butelek i również naczyń. Jeżeli pobieramy próbę bakteriologiczną to również trzeba to pobierać z kranu. Opala się kran płomieniem denaturatu. Trzeba opalić kranik, dysponować wyjałowioną butelką i dopiero do tej wyjałowionej butelki możemy nalewać próbkę wody.

Formy przedstawiania analiz chemicznych wody

Wyniki analiz chemicznych przedstawia się w jednostkach wagowych. Zawartość składników rozpuszczonych za wyjątkiem gazów, związków niezdysocjowanych i koloidów podaje się w mg/l. W przypadku nierozpuszczonych w mg/kg. Czasami stosuje się gramy lub mikrogramy, a niektóre mikroskładniki podaje nawet w nanogramach, np. benzoapiryn z grupy WWA, związany ze spalaniem, ma dopuszczalne stężenie 10 ng/l tylko.

Jony reagują między sobą w ilościach równoważnikowych a nie wagowych. I tak np. NaCl to jony Na i Cl, które nie reagują w relacji 1 mg: 1 mg lecz w ilościach równoważnikowych. Równoważnik to masa atomowa podzielona przez wartościowość. Np. jon Na do Cl reaguje w relacji 22,99 :35,45 (wartościowości są równe jeden). Po przeliczeniu na równoważniki możemy wyrazić stężenie w milivalach.

Żeby sprawdzić wyniki powinniśmy wszystkie wskaźniki wagowe przeliczyć na milivale. Formalnie stężenie w Si można podawać w g/dm3, ale na całym świecie tradycyjnie stosuje się litr, więc lepiej tak stosować.

Przykład dla wody Zuber III, Krynica

Jony związek Mg/kg Mvla/kg % mval
K+ 343 8,72 2,44
Na+ 7235 314,51 88
Li+ 12,9 1,85 0,52
NH4+ 2,16 0,11 0,03
Ca2+ 133,9 6,69 1,87
Mg2+ 307,86 25,31 7,07
Fe2+ 6,90 0,24 0,07
Mn2+ 0,50 0,01 0,00
Razem K 357,45 100,00
Razem A 357,45 100,00

Suma anionów powinna się równać sumie kationów. Dopuszczalny błąd to 3%. Można go wtedy rozrzucić proporcjonalnie. To jest ważne bo jest potrzebne do klasyfikacji wód i określenia nazwy wody. Do nazwy używa się makroskładników w ilości powyżej 20%. Analizę możemy przedstawić w postaci wagowej i miligramorównoważnikowej – ta druga jest potrzebna, żeby sprawdzić czy analizę wykonano prawidłowo.

Najczęściej wyniki przedstawia się diagramami, ale także wzorem Kurłowa:

Sp GM $\frac{\mathbf{\text{aniony}}}{\mathbf{\text{kationy}}}$T

Sp – składnik specyficzny (mg/l), np. I0,5. A radoczynność w nC

G – gazy w mg/l

M – mineralizację ogólną w g

Dalej podaje się aniony i kationy w procentach miliwali

Temperatura w stopniach

Np. I0,5CO21,2M3$\frac{\mathbf{\text{HCO}}\mathbf{3 - 90}\mathbf{,\ }\mathbf{\text{Cl}}\mathbf{9}}{\mathbf{\text{Na}}^{\mathbf{+ \ }\mathbf{88}}\mathbf{,\ \ \ }\mathbf{\text{Mg}}\mathbf{7}}\mathbf{T}^{\mathbf{37}}$

Metody graficzne:

Diagram kołowy Udlufta. – powierzchnia koła wprost proporcjonalna do mineralizacji: 1 mg/l = 1 mm2

r = $\mathbf{\sqrt{}}\frac{\mathbf{M}}{\mathbf{\pi}}$

U góry kationy na dole aniony obszar proporcjonalny do zawartości procentowej. Zawartość gazów podaje się za pomocą współśrodkowych kół o powierzchni proporcjonalnej do zawartości (jak przy mineralizacji). Przydaje się to przy wodach szczawiowych24.

Diagram Tickela. Polega to na tym że rysujemy osie i zaznaczamy na nich w przyjętej skali wartość głównych jonów- kationów i anionów. Sód i potas podajemy razem jako alkalia. Łączymy je uzyskując figurę geometryczną. Możemy obok dorysować wyskalowane strzałki obrazujące zawartość CO2 i M.

Te metody stosuje się najczęściej przy przedstawianiu wyników analiz na mapie. Możemy oczywiście wykorzystać różne kolory przy diagramie kołowym, co wzmacnia widoczność.

Jeżeli chodzi o przedstawianie większej liczby analiz na jednym diagramie wykorzystuje się diagramy Schoellera i Pipera. Schoeller to hydrogeolog francuski. Na diagramie Schoellera stężenia w skali logarytmicznej. Następnie każda analiza to osobna linia łamana. Możemy przedstawić zatem wiele analiz. Widać ich ewentualne podobieństwo lub różnice (ryc. 66, Pazdro).

Na diagramie Pipera analiza jest przedstawiona w postaci punktów. Może być przedstawiona duża liczba analiz. Na diagramach trójkątnych są przedstawione osobno kationy i aniony. Jeśli chodzi o kationy stosuje się sumę Na i K. Przenosimy to wszystko na diagram duży gdzie sumuje się różne aniony i i kationy. Na przykład Ca jest z Mg, Na z K, a SO42- z Cl-, HCO3- + CO2.

Podstawowe pojęcia wykorzystywane w hydrogeologii do określania zbiorowisk wód podziemnych

Zbiorowisko wód podziemnych to bardzo ogólne pojęcie dotyczące występowania wód podziemnych w skałach. W odniesieniu do utworów skalnych zdolnych do gromadzenia, przewodzenia i oddawania wody wolnej stosuje się pojęcie wodonosiec. Bardziej powszechnie stosuje się jednak pojęcia szczegółowe takie jak warstwa wodonośna, zbiornik wodonośny i poziom wodonośny.

Skały dzieli się na wodonośne i niewodośne oraz przepuszczalne i nieprzepuszczalne. Ten drugi podział jest oparty na współczynniku filtracji. Za skały przepuszczalne uważa się takie, które mają współczynnik k powyżej 10-5 m/s. Mogą one stanowić warstwy wodonośne, możemy z nich ujmować wodę. Dalej mamy słabo przepuszczalne albo półprzepuszczalne (aquiclude). Mają współczynnik pomiędzy 10-5 a 10-7. Nie stanowią one warstw wodonośnych ale mogą mieć duże znaczenie w ich zasilaniu. Skały nieprzepuszczalne (izolujące) nie przewodzą wody albo przewodzą ją w bardzo znikomych ilościach. Wówczas k < 10-7 m/s. Unikamy jednak tego pojęcia bo jest względne, a często nie mamy dobrego rozpoznania, co więcej warunki są zmienne (spadek hydrauliczny). Używamy zatem pojęcia skały bardzo słabo przepuszczalne.

Znamy już pojęcia strefy aeracji i saturacji. Jeśli mówimy o warstwie wodonośnej myślimy o skałach przepuszczalnych. Rozpoznawanie odbywa się przez wiercenia, dlatego pojęcie warstwy bo mamy skały kolejno o różnym charakterze. Te fragmenty profilu gdzie występują skały przepuszczalne nazywamy warstwą. Dzielimy ją na warstwę o zwierciadle swobodnym (unconfined aquifer) oraz napiętym (confined aquifer), przykrytym warstwami niewodonośnymi.

Poziom wodonośny rozpatrujemy już w skali regionalnej. Warstwę wydzieloną na podstawie interpretacji z różnych odwiertów nazywamy poziomem wodonośnym. Muszą się z one znajdować w łączności hydraulicznej poprzez utwory przepuszczalne. Jeżeli mamy otwór możemy wydzielić w nim dwie warstwy ale znajdują się one w obrębie jednego poziomu wodonośnego. Poziom wodonośny może dzielić się na warstwy ale nie musi.

Piętro wodonośne – występowanie wód podziemnych w obrębie serii utworów z określonego okresu geologicznego.

Zbiornik wodonośny – pojęcie zostało wprowadzone w znaczeniu obecnym (wcześniej oznaczało ogólne występowanie wód w jakimś basenie sedymentacyjnym) wtedy, kiedy zaczęto interesować się problematyką ochrony wód podziemnych. Jest to w zasadzie pojęcie oznaczające poziom wodonośny wraz jego obszarem zasilania. Najłatwiej wyobrazić to sobie w obrębie doliny wypełnionej utworami aluwialnymi. Tutaj na zboczach mogą występować również serie utworów wodonośnych, które nie tworzą użytkowego poziomu wodonośnego (takiego który może stanowić podstawę do ujmowania wody podziemnej i jej wykorzystywania – o wystarczającej miąższości i przepuszczalności) ale mogą go zasilać i również zanieczyszczać. Ma tu się na uwadze ochronę zasobów tego poziomu. W literaturze anglosaskiej pojęcie aquifer obejmuje zarówno poziom jak i warstwę. Musimy sobie zdawać sprawę, że te pojęcia powstawały historycznie, najpierw warstwa, potem poziom, a na końcu zbiornik.

Systematyka hydrogeologiczna:

W hydrogeologii jak w każdej nauce dąży się do pewnej systematyki, czyli podziału wód podziemnych. W Polsce najważniejszy jest podział Pazdro. Ten podział jest oparty na jednym kryterium, ale bardzo istotnym – związek z powierzchnią terenu i atmosferą.

Wody podziemne dzieli się na wody strefy aeracji i saturacji25. W strefie aeracji wyróżniamy wody związane – higroskopijne, błonkowate, kapilarne, i wolne - wsiąkowe i zawieszone.

Wody strefy saturacji dzielimy na cztery typy: przypowierzchniowe (zaskórne), gruntowe, wgłębne i wody głębinowe. Wody powierzchniowe mają najsilniejsze związki z atmosferą, gruntowe także związek bezpośredni. Wody wgłębne mają pośredni związek a głębinowe żadnego (nie są zasilane infiltracją i ciepłem zewnętrznym). Wody wszystkich typów można podzielić na porowe w okruchowych, szczelinowe (w szczelinach skał litych) i wody krasowe ( w masywach skał węglanowych i innych krasowych). Zajmiemy się teraz charakterystyką tych czterech typów wód podziemnych, które mają swoje specyficzne właściwości.

Wody przypowierzchniowe (zaskórne, hipodermiczne). Na schemacie (ryc. 107, Pazdro) mamy wody zaskórne po prawej stronie. Wody zaskórne występują płytko pod powierzchnią terenu i często pozbawione są strefy aeracji lub jest ona bardzo słabo wykształcona. Pojawiają się w dnach zaklęsłości terenowych, płaskich dnach dolin rzecznych, przy wiecznej zmarzłoci, gdzie odmarza tylko przypowierzchniowa bardzo płytka strefa.

U nas tam gdzie na powierzchni glin zwałowych albo iłach występuje bardzo mała warstewka piasku rzędu 1-3 m. Są to wody silnie związane z opadami. Ponieważ jest mała pojemność tych warstw zaskórnych, mogą one okresowo zanikać, a jak jest bardzo mokro, to może nastąpić całkowite wypełnienie porów wodą i wody nie będą więcej wsiąkać. Teraz mamy długie opady i tworzą się kałuże tam, gdzie woda nie ma jak wsiąkać.

Mogą zamarzać w przypadku mroźnych zim, są zanieczyszczone drobnoustrojami, są zażelazione i zakwaszone, mają dużo substancji organicznej, sąsiadują bowiem z glebą i strefą korzeniową roślin. W obszarach suchych zasolone w wyniku silnego parowania. Właściwie nie mają charakteru użytkowego. Są uciążliwe dla budownictwa w szczególności, bo zwierciadło taki ma duże wahania, często bardzo płytko, co powoduje duże trudności przy fundamentowaniu, bo trzeba wtedy bardzo izolować te obiekty. Ze względu na zawartość kwasów humusowych i CO2 mogą być agresywne w stosunku do Fe i stali. Są więc mało przydatne, choć wiele studni kopanych jest na nich opartych i w wielu miejscach się ją pije. Jest ona szkodliwa. Takie studnie mogą wysychać również.

Takie tereny z wodami zaskórnymi są również niekorzystne dla rolnictwa i ogrodnictwa. Mamy np. kompleks w rejonie sandru Sierosławskiego i tam są miąższości zaledwie 1 -3 m piasku i jest to bardzo niekorzystne, bo jest albo za sucho albo za mokro. Jak jest za mokro, gniją korzenie drzew i rośliny umierają. Jedynym rozwiązaniem jest melioracja, w znaczeniu ulepszanie. Trzeba odprowadzać wodę kiedy jest za mokro i doprowadzać kiedy jest za sucho. U nas wprowadza się tylko odwodnienie i to nie daje właściwego efektu. W okresie wegetacji powinno się doprowadzać wodę.

Następny typ to woda gruntowa, które czasami jest używane potocznie jako woda podziemna. Jest to niewłaściwe z punktu widzenia hydrogeologii. To wynika też z tego że tłumaczy się z ang. groundwater i tłumacze to tłumaczą jako wodę gruntową, nie mając pojęcia. Woda ta ma wyraźnie wykształconą strefę aeracji. Też od powierzchni terenu skały wodonośne, ale ich miąższość jest większa. Wyraźna strefa saturacji i aeracji.

Wody gruntowe oznaczają tylko jeden typ, ale może to być też zamienne określenie na wody podziemne ogółem. Jest to jednak nieścisłe. Wody gruntowe występują w utworach wodonośnych osadzonych od powierzchni terenu i charakteryzujących się wyraźnie rozwiniętą strefą aeracji. Podobnie jak wody zaskórne są zasilane bezpośrednio w wyniku infiltracji opadów. Wykazują one znaczne związki z powierzchnią terenu i atmosferą, a tym samym temperaturą powietrza atmosferycznego, bo jej wpływ sięga średnio 20 m w głąb, a maksymalnie do 40 metrów.

Wody gruntowe w przeciwieństwie do zaskórnych mają znaczenie użytkowe. Są wykorzystywane gospodarczo do zaopatrzenia w wodę. Związki z powierzchnią mają walor pozytywny (zasilanie infiltracją) i negatywny (łatwo mogą ulegać zanieczyszczeniom pochodzenia antropogenicznego). Jeżeli zlikwidujemy bądź ograniczymy ogniska zanieczyszczeń stosunkowo szybko może dochodzić do samooczyszczania tych wód.

W przypadku wód gruntowych wyróżniamy strefę aeracji i saturacji. Granicą jest zwierciadło wody gruntowej. Pojęcie to odnosimy najczęściej do sytuacji, gdy wykonujemy otwór wiertniczy i na pewnej głębokości ustali się zwierciadło. Problemem jest jednak strefa wzniosu kapilarnego, gdzie część porów wypełniona jest wodą. Jest to przejście stopniowe, ale my go nie widzimy. W otworze nie ma wzniosu, tam ustala się średni poziom z wyraźnie oddzieloną strefą aeracji i saturacji.

Jeśli chodzi o zwierciadło wody podziemnej, najczęściej jest ono nachylone. Rzadko się zdarza żeby było całkowicie płaskie w przypadku wód gruntowych. Wynika to z tego że wody są zasilane infiltracją, co powoduje przepływ przez strefę aeracji i saturacji, aż do strefy drenażu. Tam następuje odbiór wód do cieku powierzchniowego. Zwierciadło wody wykazuje zatem pewne nachylenie. To nachylenie jest bardzo ważne bo decyduje o przepływach. W hydrogeologii określamy nachylenie za pomocą pojęcia spadku hydraulicznego. Jeżeli mamy jakąś warstwę musimy przyjąć jakiś poziom odniesienia – najczęściej poziom morza i wyznaczamy położenie zwierciadła wody w dwóch otworach oddalonych o wartość l i określamy wysokość położenia zwierciadła wody nad poziom odniesienia (h2 i h1).

I = $\frac{\mathbf{h}_{\mathbf{1}}\mathbf{+}\mathbf{h}_{\mathbf{2}}}{\mathbf{l}}$

Spadek hydrauliczny to stosunek długości do długości, w związku z czym określamy go w ułamku dziesiętnym. Jest pojęciem zbliżonym do spadku rzeki. Spadek hydrauliczny zależy od:

Informacja o położeniu zwierciadła jest bardzo istotna i dlatego wykonuje się często pomiary zwierciadła wody gruntowej. Są one wykonywane dla różnych potrzeb, w szczególności w celu wykonania map izoliniowych położenia zwierciadła wody – takie mapy nazywają się mapami hydroizohips. Mapy te mają bardzo ważne znaczenie w hydrogeologii. Są bardzo istotną informacją dla hydrogeologa.

Pomiary zwierciadła wody wykonuje się w celu ustalenia zakresu wahań zwierciadła wody gruntowej. Wahania te mają różną wartość. Mogą sięgać nawet 2-3 m w wyniku czynników naturalnych. Są one szczególnie istotne w geologii inżynierskiej. Musimy między innymi wyznaczyć jaki jest zakres wahań zwierciadła, przy posadowieniu budynków. Są także istotne dla rolnictwa, warunków wegetacji roślin itd.

Następny powód to określenie zmian położenia zwierciadła wody w wyniku eksploatacji wód, poboru wód, odwodnień górniczych i budowlanych. Jest to bardzo istotne, ponieważ położenie zwierciadła wody gruntowej może decydować o warunkach wegetacji roślin. Jeśli obniżamy zwierciadło wody gruntowej możemy wpływać negatywnie na pewne siedliska roślinne.

Ten wpływ może dotyczyć także płytkich ujęć wody – może dojść do wysychania studni, zwłaszcza kopanych, a także zbiorników, stawów, a w skrajnych wypadkach nawet jezior. W hydrogeologii często dokonujemy pomiaru zwierciadła wody, eksploatując wody podziemne w studniach i otworach hydrogeologicznych. Pobierając wodę z otworu, musimy określić zależność funkcyjną między położeniem zwierciadła wody a poborem.

Q= f(s)

S oznacza depresję.

Pomiary zatem mają powszechne znaczenie w górnictwie, rolnictwie, budownictwie, ochronie środowiska itd. Dlatego we wszystkich krajach prowadzi się pomiary zwierciadła wody gruntowej. W Polsce prowadzi je od 1925 IMGW26. Założył on sieć studni, początkowo płytkich kopanych, ujmujących wody gruntowe. Sieć ta liczyła 1600 punktów pomiarowych. W tych punktach zawsze w poniedziałek o 7.00 wykonywano pomiar zwierciadła wody. Wykonywano czasami dodatkowe pomiary temperatury (gruntu, wody, powietrza), ciśnienia, stanu wód powierzchniowych, opadów, grubości pokrywy śnieżnej i głębokości przemarzania gruntów. Dziś sieć tych punktów uległa znacznej redukcji. W latach 70 –tych uruchomiona została za to sieć pomiarowa zwierciadeł wód (początkowo wgłębnych) PGI. Na początku lat 90 –tych w związku z uruchomieniem Krajowego Monitoringu Środowiska dobudowano na tych punktach płytkie otwory pozwalające na pomiar wody gruntowej. Teraz więc pomiary prowadzą PGI i w ograniczonym stopniu IMGW.

Punktami obserwacyjnymi położenia zwierciadła wody mogą być studnie, otwory wiertnicze i źródła (naturalny skoncentrowany wypływ wody podziemnej). Pomiary można dokonywać za pomocą różnych urządzeń, przy czym najpowszechniejszym przyrządem jest gwizdek hydrogeologiczny. Jest to kawałek rurki zawieszony na taśmie mierniczej. Gdy gwizdek dociera do zwierciadła, woda wchodzi do rurki, wypycha powietrze, które przechodzi przez gwizdek i słyszymy charakterystyczny gwizd. Pomiar zwierciadła należy wykonać z dokładnością 1 cm. Gwizdkiem jest trudno to zrobić, zwłaszcza w głębszym otworze. Musimy wtedy dysponować świstawką ze specjalnymi nacięciami. Wyciągamy wtedy świstawkę i patrzymy, w których nacięciach jest zmoczona woda.

W płytkich otworach można użyć świstawkę jako tzw. kłapaczkę. Wtedy nie ma gwizdu ale jest charakterystyczne kłapanie. To daje szanse na pomiar z dokładnością do 1 cm. Trzeba to jednak wyćwiczyć. Za pomocą zwykłej świstawki można wykorzystać działanie kłapaczki.

To i tak jest już historia, ponieważ powszechnie wchodzą w użycie metody, gdzie pomiar dokonuje się elektrycznymi sondami. Na końcu sondy mamy obwód elektryczny i woda spina obwód powodując to, że na powierzchni woda wywołuje przepływ prądu. Wtedy dokładność jest większa. Ale oczywiście każdy hydrogeolog musi umieć posługiwać się świstawką. Dokładność rzędu 10 cm jest zbyt niska, bo bardzo często różnice w położeniu zwierciadła są niewielkie i nie wystarczają do wykreślenia mapy hydroizohips.

Są też urządzenia do ciągłego pomiaru poziomu wody w otworach wiertniczych. Najprostszy jest pływak zamontowany w otworze i podłączony do urządzenia samopiszącego. Są też urządzenia działające na zasadzie precyzyjnych pomiarów zmiany ciśnienia nad czujnikiem, który montuje się pod zwierciadłem. Takie urządzenia są zainstalowane w rejonie instytutu. Te urządzenia zapisują pomiary i przesyłają do komputera.

Czasami pomiar nie jest taki prosty, np. w przypadku studni mamy taką sytuację, że do studni zapuszczona jest oczywiście pompa i ta pompa jest na przewodach, które są łączone na tak zwane kołnierze i często jest tak, że ta przestrzeń między rurą nadfiltrową i kołnierzem jest niewielka Zwłaszcza powrót świstawki jest trudny. Poza tym jest szum i trudno usłyszeć świst. W prawidłowo wykonanej studni powinna być rurka do pomiaru zwierciadła wody. Czasami również są specjalny otwory do pomiaru zwierciadła wody w obsypce filtra.

Pomiar musi być odniesiony do poziomu odniesienia. Musimy sprowadzić wszystkie pomiary do poziomu odniesienia, tym poziomem jest poziom morza. Dokonując pomiaru musimy określić rzędną punktu pomiarowego. Taka rzędna powinna być wyznaczona w oparciu o niwelację geodezyjną. Punktem pomiarowym w przypadku otworu hydrogeologicznego jest najczęściej kryza rury wiertniczej. Trzeba wyznaczyć rzędną położenia kryzy. Precyzyjnie musi być to wykonane na podstawie pomiarów geodezyjnych. Jeśli nie mamy pomiarów geodezyjnych, wyznaczamy ją na podstawie mapy topograficznej, najlepiej w skali 1:10 000. Na podstawie obrazu poziomicowego wyznaczamy rzędną.

Hydroizohipsa – linia łącząca punkty zwierciadła wody leżące na tej samej wysokości względem przyjętego poziomu odniesienia. Najczęściej jest to poziom morza.

Żeby wykonać mapę hydroizohips musimy dokonać pomiaru zwierciadła wody. Musimy wykreślić hydroizohipsy stosując metodę interpolacji. Powinny być wykonywane dla tego samego poziomu wodonośnego (czyli wód znajdujących się w łączności hydraulicznej).

By dokonać interpretacji musimy mieć pomiary w co najmniej trzech punktach, najlepiej tworzących trójkąty równoboczne. Dokonujemy potem interpolacji. Zasada jest taka że łączymy punkty pomiędzy otworami i wtedy poprzez punkty wyznaczające nam cięcie między hydroizohipsami (co 25, 50, 100 cm) rysujemy hydroizohipsy.

Mamy przykład mapy hydroizohips wykonanej dla ujęcia wody Krajkowo w Pradolinie Warszawsko – Berlińskiej. Obserwujemy warunki jakie dokonały się w wyniku poboru zwierciadła wody w barierze studni.

Informacje z mapy hydroizohips:

Oprócz mapy hydroizohips możemy sporządzać także mapy hydroizobat – równych głębokości zwierciadła wody gruntowej. Musimy znać wówczas głębokości. Mapa może być w formie izoliniowej, a częściej w formie obszarów o określonych głębokościach zwierciadła wody. Wydziela się obszary o różnych głębokościach zwierciadła wody.

Mapę hydroizobat możemy również sporządzić na podstawie hydroizohips i rzędnych powierzchni terenu (mapa poziomicowa powierzchni terenu). Odejmując od mapy poziomicowej mapę hydroizohips uzyskujemy mapę hydroizobat. Te mapy w hydrogeologii nie są ważne, ale ważne rolnictwie, budownictwie i leśnictwie. W hydrogeologii ma to znaczenie przy ochronie wód podziemnych i zanieczyszczeniach antropogenicznych. Wynika to z tego, że strefa aeracji odgrywa bardzo istotną rolę w procesie samooczyszczania wód podziemnych, a miąższość jest ważnym parametrem strefy aeracji. Im wyższa miąższość tym mniejsza wrażliwość wód na zanieczyszczenia pochodzenia antropogenicznego.

Wahania stanu zwierciadła wody gruntowej

Położenie jest zależne od zasilania opadami. Reakcja na opad jest jednak opóźniona. Wynika to z małej prędkości wsiąkania wody infiltrującej wskutek oporów, jakie stawia środowisko skalne. Zanim więc infiltrująca woda dotrze do strefy saturacji, upływa pewien czas, rzędu kilku dni, tygodni lub miesięcy. Odgrywają w tym główną rolę dwa czynniki: stopień przepuszczalności utworów skalnych, z których złożona jest strefa aeracji i długość drogi infiltracji, a więc miąższość strefy aeracji.

Przepływ może być szybki w warunkach krasowych i szczelinowych, a porowych wolny. W skrajnym wypadku kilka metrów może zająć kilka lat. W warunkach krasowych i szczelinowych może być nawet kilka godzin.

Reakcje zwierciadła są opóźnione. Im głębiej położone jest zwierciadło, tym później reaguje na infiltrację i wykazuje mniejsze wahania. Problem wahań został szczegółowo przeanalizowany przez Rosjan. Amplitudę wahań określali Konoplancew i Siemionow (1979). Oni na podstawie pomiarów wyznaczyli amplitudy wahań zwierciadła wody gruntowej. Amplitudy czyli zakres między najwyższym i najniższym położeniem zwierciadła wody. Stwierdzili oni że wpływ na położenie ma wiele czynników- przede wszystkim stan wilgotności molekularnej, Jeżeli gleba jest przesuszona to wpływ jest opóźniony. Cieki powierzchniowe łagodzą wahania. Roślinność też ma znaczny wpływ.

Jak widzimy te amplitudy wahań są zróżnicowane w zależności od głębokości występowania zwierciadła wody gruntowej. Pokazany są maksymalne, średnie i minimalne z wielolecia. Maksymalne są do dwóch metrów. Im głębiej tym są mniejsze. Największe są na głębokości 1 – 1,5 m.

Wahania zwierciadła wody mogą być zróżnicowane, ale obserwuje się pewne prawidłowości związane z rytmem zasilania infiltracyjnego, nawiązują więc do warunków klimatycznych w danym rejonie. Mamy różne typy wahań zwierciadła wody w różnych warunkach klimatycznych.

Na półkuli północnej w strefie klimatu umiarkowanego najwyższe stany notuje się w styczniu, lutym, najniższe w pełni lata, przy klimacie oceanicznym. Okres zimy to wysokie stany bo jest niskie parowania.

W klimacie kontynentalnym najwyższe w marciu najniższe około października, listopada. Uwidacznia się tu problem zamarzania, w wyniku zamarzania następuje bowiem odcięcie infiltracji i uwidacznia się ona dopiero w trakcie roztopów.

W Polsce mamy klimat przejściowy. Przedstawiono wahania linią przerywaną typ oceaniczny, a najniższe w okresie lata lipiec sierpień. W typie kontynentalnym najwyższe marzec, kwiecień, maj. Najniższe październik listopad. W Polsce klimat przejściowy, mamy obszary kontynentalne i oceaniczne. Zachodnia część Polski wpływy głównie oceaniczne a wschodnia kontynentalne.

Oczywiście w innych warunkach klimatycznych wahania mają inny charakter. W górach maksymalne stany wód dopiero w lipcu, bo płaty śniegu można jeszcze wtedy znaleźć, zasilanie infiltracyjne w maju, czerwcu. Minimalne są na końcu zimy, co wynika z dłuższego okresu zimowego i przemarzania gruntu. W krajach tropikalnych wahania nawiązują do pór deszczowych i suchych.

Wahania w Polsce przeanalizowała Bobrowska. Wahania są powiązane ze stanami wód powierzchniowych i zakres wahań jest od 1 do 4 m. Regularne wahania o cyklu rocznym wiosną związane są z wezbraniami. W okresach jesiennych te stany są najniższe. Wyznaczyła ona częstotliwość rocznych amplitud na podstawie 1300 punktów w Polsce. Ustaliła ona że amplitudy mają wielkość:

Te wahania mogą osiągać dość znaczne amplitudy. Nawet w skrajnych przypadkach powyżej 4,6 m, ale najczęściej do 2,5 m stanowiące przeszło 75%.

W Polsce również spotykamy się często z pojęciem stepowienia warunków i pewnych zmian polegających na obniżeniu sumy opadów, infiltracji i zwierciadła wody gruntowej, m. in. w wyniku wylesienia terenu. Jednak dowodów na stałą tendencję nie ma. Według Lambora stany wód nie są niższe niż przed wieloma wiekami, a wylesienie wpłynęło raczej na podwyższenie poziomu wód gruntowych. Natomiast odwadniający charakter nadają lokalnie melioracje.

Trzeba jeszcze dodać, że pomiary zwierciadła wody gruntowej są rzeczywiście bardzo istotne. Mają one aktualnie szczególnie istotne znaczenie, biorąc pod uwagę ochronę środowiska, a w szczególności siedlisk w ramach obszarów Natura 2000. Niektóre z tych siedlisk są szczególnie wrażliwe na obniżanie zwierciadła wody gruntowej. Szczególnie tam gdzie zwierciadło to jest na poziomie mniej niż 2 m głębokości, bo tam wegetują rośliny o korzeniach pobierających te wody.

Także przy eksploatacji ujęć wody powinny mieć badaną amplitudę. Dochodzi do konfliktów. Właściciele wodociągów muszą mieć wtedy dowód czy oni rzeczywiście wpływają na osuszanie studni i stawów. To samo dotyczy górnictwa odkrywkowego, które musi odwadniać wyrobiska. Jest to potrzebne do oceny rzeczywistego wpływu prowadzonych odwodnień. Jest to szczególnie ważne dla środowisk rolniczych.

Wody wgłębne

Jak sama nazwa wskazuje są to wody, które występują już głębiej i nie mają tak bezpośrednich związków z powierzchnią terenu i nie są zasilane w wyniku bezpośredniej infiltracji opadów przez warstwy wodonośne. Są zasilane przez infiltrację ale tylko pośrednio. Ma to określone konsekwencje. Wykazują one wolniejsze tempo krążenia i wymiany wód, słabsze reakcje na zmiany klimatyczne i inne czynniki powierzchniowe. Charakteryzują się większą odpornością na zanieczyszczenia pochodzenia antropogenicznego. Mają większą stałość własności fizycznych i chemicznych oraz składu chemicznego. Jednak jeśli już dojdzie do zanieczyszczenia tych wód to na znacznie dłużej, gdyż samooczyszczanie jest powolne.

Wody wgłębne zasilane są pośrednio. Generalnie rzecz biorąc to takie wody, które występują w warstwie wodonośnej przykrytej od powierzchnie terenu warstwą niewodonośną. Mogą być jednak zasilane na wychodniach warstwy. Infiltracja nie występuje natomiast nad warstwą wód wgłębnych.

Wody mogę być też zasilane w różny sposób pośrednio, np. w sytuacji gdy mamy jakąś górną warstwę wód gruntowych, następnie utwory niewodonośne i jakąś płaszczyznę uskoku. Przez tę płaszczyznę mogą wnikać wody gruntowe do wgłębnych. Inna możliwość to kontakt bezpośredni warstwy wodonośnej z warstwą wód gruntowych.

W utworach czwartorzędu często mamy zasilanie pośrednie wód wgłębnych przez tzw. okna hydrogeologiczne. Wyróżniamy okno erozyjne i sedymentacyjne. Erozyjne gdy warstwa nieprzepuszczalna nad warstwą wodonośną została erozyjnie usunięta. Okno sedymentacyjne, gdy w iłach występują utwory piaszczyste, i poprzez tę strefę następuje ułatwione zasilanie warstwy wód wgłębnych. Wtedy mamy okno hydrogeologiczne sedymentacyjne.

Zasilanie wód wgłębnych niezależnie od okien hydrogeologicznych może również następować przez przesiąkania utworów niewodonośnych ale o sporej przepuszczalności. Na dużych obszarach takie przesiąkanie27 ma duże znaczenie. Taką przepuszczalność mogą wykazywać mułki czy gliny. Jeśli ciśnienia w tej warstwie wód wgłębnych są niższe niż w strefie wód gruntowych, może nastąpić przesiąkanie.

Zasilanie niecki mazowieckiej jest na wychodniach aż 95 km od Warszawy. Wtedy, gdy zostały wykonane pierwsze modele matematyczne okazało się, że nie da się przyjmować zasilania tylko przez wychodnie, ale że istotnym elementem jest przesiąkanie.

Jeżeli mamy gliny o m=20 i k= 10-3 m/d. Jeżeli Δ h. = 5 m następuje przesiąkanie w wysokości 250 m3/dobę/km2. Przesiąkanie ma zatem istotne znaczenie w zasilaniu wód wgłębnych.

Wody artezyjskie

Z wodami wgłębnymi związane jest pojęcie wód artezyjskich. Zanim dojdziemy do tego zapoznamy się z podstawowymi pojęciami określającymi przede wszystkim zwierciadło napięte i zwierciadło piezometryczne i pojęcie ciśnień piezometrycznych. Trzeba zrozumieć o co tu chodzi i jest to trudniejsze niż zwierciadło wód gruntowych.

Mamy rysunek, warstwa jest skośna, gdy się dowiercimy woda zacznie się podnosić i ustabilizuje się na pewnym poziomie. Mówimy, że w takich warunkach występują wody naporowe. W takim przypadku rozróżniamy następujące pojęcia: zwierciadło napięte – występuje wzdłuż stropu warstwy wodonośnej wód wgłębnych. Po nawierceniu podniesie się do pewnej wysokości – ta wysokość to ciśnienie piezometryczne. Natomiast zwierciadło wody ustabilizowane w otworze nazywamy zwierciadłem piezometrycznym.. Zwierciadło piezometryczne nie istnieje fizycznie bez otworu. Jest to tylko linia ciśnień, która odzwierciedla ciśnienia na stropie warstwy wodonośnej wód wgłębnych.

Jeżeli mówimy o ciśnieniach powinniśmy mieć ciśnienie porównawcze. Zaznaczamy sobie trzy otwory. Na zwierciadle wody gruntowej mamy ciśnienie atmosferyczne. Na ciśnienie w punkcie po lewej składają się dwa elementy – wysokość położenia nad poziom odniesienia i tak zwana wysokość ciśnienia z1 przy czym ciśnienie w tym punkcie równa się

p = p0 + z1γ

Gamma to gęstość wody.

Ciśnienie wyrażano kiedyś w atmosferach, teraz w Pascalach. Atmosfera to 1000 hPa. Można też wyrażać w wysokości słupa wody słodkiej. Ciśnienie atmosferyczne to 10 m słupa wody. Także 760 mm słupa rtęci.

Podobnie jak w przypadku zwierciadła wody gruntowej wykonujemy mapy hydroizohips tak dla wgłębnych mamy mapę hydroizopiez. W zasadzie w hydrogeologii wody gruntowe bardzo często przechodzą we wgłębne w czwartorzędzie i przyjęło się że często rysujemy dla obu mapę hydroizohips. Hydroizopiezy wychodzą z mody.

Strefa ciśnień artezyjskich występuje gdy zwierciadło piezometryczne jest powyżej powierzchni terenu. W pozostałych strefach mamy ciśnienia subartezyjskie –zwierciadło wody podniesie się na pewną wysokość ale ta wysokość jest poniżej powierzchni terenu i woda nie zacznie wypływać.

Warunki artezyjskie najczęściej występują wtedy kiedy mamy spełnione następujące czynniki:

Przykładem jest Basen Artezyjski w Niecce Mazowieckiej. Utwory podścielające to utwory kredy bardzo słaboprzepuszczalne. Warstwę wodonośną tworzą przede wszystkim piaszczyste osady oligocenu i częściowo miocenu, które przykryte są warstwami bardzo słabo przepuszczalnych iłów formacji poznańskiej górnego miocenu i częściowo pliocenu.

W Warszawie strop utworów kredy położony jest 155 p.p.m. Na wychodniach w rejonie Dęblina + 60 n.p.m., a w Radomiu + 150 n.p.m. Ciśnienie piezometryczne w centrum wynosiło 23 atmosfery. Wodę nawiercono po raz pierwszy w 1897. Zwierciadło kształtowało się na rzędnej 99,6 n.p.m. Czyli ponad 14 m nad powierzchnię terenu. W pierwszym otworze samowypływ następował z wydajnością 23 m3/h. Potem wykonano 160 studni i zaczęto eksploatować wodę intensywnie, co doprowadziło do zaniku ciśnienia piezometrycznego bo pobór przekraczał zasilanie. Dopiero w latach 60 –tych ograniczono pobór i powoli warunki artezyjskie powróciły. Wody są eksploatowane głównie dla potrzeb zaopatrzenia mieszkańców w systemie zdrojów ulicznych.

Basen artezyjski odkryto także w rejonie trójmiasta, gdzie warunki artezyjskie stwierdzono w utworach kredy, w której występuje tu facja piaszczysta.

W Europie baseny artezyjskie znane są we Francji Akwitański, Rodański, Belgijski na północ od Ardenów, Londyński stanowiący przedłużenie Paryskiego, Lombardzki, Panoński, moskiewski, dnieprowsko-doniecki.

W USA odkryto basen Dakoty w 1885. Położony jest on w obrębie piaskowców Dakoty w obrębie Górnej Kredy. Obszary zasilania znajdują się na obszarze Gór Skalistych. Podłoże słaboprzepuszczalnego Paleozoiku. Uzyskiwano tu ciśnienia od 3 do 15 atmosfer i wydajności od 15 aż 70 m3/h. Wody używano także do napędzania młynów i szybko zanikały wody artezyjskie. Ludzie zawsze popełniali ten błąd, że marnotrawili wypływającą wodę. W krótkim czasie ciśnienie artezyjskie się obniża i warunki artezyjskie zanikają.

Mogą występować na terenie Wielkopolski lokalnie, np. w Dolinie Warty w odniesieniu do poziomu wodonośnego w utworach Miocenu. Lokalnie również w obrębie utworów czwartorzędu.

Przy czym należy zdawać sobie sprawę że warunki artezyjskie mogą występować nawet wtedy, gdy warstwa nie jest przykryta utworami przepuszczalnymi. Jeżeli mamy zbiornik wodonośny w dolinie i dolina jest elementem drenującym, wody są drenowane do doliny. Tutaj mamy też płytką infiltrację. Jeżeli wybudujemy studnię i zafiltrujemy w warstwie wodonośnej w studni może nastąpić niewielki samo wypływ, bo ciśnienia w dolnej części są wyższe niż w górnej.

Jeżeli chodzi o duże baseny podjęto działania w celu ich ochrony. Lokalne baseny mioceńskie i czwartorzędowe to mamy taką sytuację, że studnie i otwory nie są zamknięte i wody wypływają. Jest to oczywiście marnotrawstwem bo często są to wody o bardzo dobrej jakości. Problem polega na tym że trzeba je likwidować, a nie jest to proste. Trzeba zastosować specjalne płuczki barytowe żeby zbić ciśnienie. Zaczopowanie może być z kolei niebezpieczne, bo jeśli potem nastąpi korozja woda artezyjska może wypływać i rozmyć teren, może dochodzić do szkód budowlanych. Często jednak nie bardzo właściciel się do tego bierze. Na terenie Wielkopolski mamy takie samowypływy.

Wypływy artezyjskie rodzą także problemy przy wierceniu. Jeżeli ekipa wiertnicza nie jest na to przygotowane może nastąpić rozmycie terenu, a nawet zapadnięcie wieży wiertniczej. Takie sytuacje miały miejsce w rejonie Piły, ale w XIX wieku. Piła użytkowała wody z poziomu oligoceńsko i jurajskiego. Były rozrzucone na terenie miasta. Kiedy wykonywano pierwsze otwory całe wieże wiertnicze uległy zatopieniu.

Sprężyste własności skał i wód podziemnych

W przypadku wód pod ciśnieniem istotne znaczenie ma fakt, że środowisko skalne i wody podziemne cechują się w pewnym stopniu własnościami sprężystymi. Są one niewielkie, ale jednak występują.

Zdolność skały do zmieniania objętości pod wpływem działania sił określa współczynnik ściśliwości βS

βS= $\frac{\mathbf{\text{ΔVs}}}{\mathbf{\text{VsΔp}}}$

Vs – objętość skały wodonośnej przy początkowym ciśnienieu w m3

Δvs – zmiana objętości

Δ p = p1 – p0 – ciśnienie początkowe i końcowe [Pa]

Wartość współczynnika waha się od 0,3*10-10 – 2 *10-10 Pa-1

Zdolność wody do zmieniania objętości określa współczynnik

βW= $\frac{\mathbf{\text{ΔVw}}}{\mathbf{\text{VwΔp}}}$

Wartość współczynnika ściśliwości wody zmienia się w zakresie: 2,7- 5,0 * 10-10 Pa-1

Wzór nie uwzględnia temperatury, mineralizacji i rozpuszczonych gazów.

Wpływ ściśliwości wody i skał określa współczynnik zasobności sprężystej (S, ang. sorrability). Jest on w pewnym sensie odpowiednikiem współczynnika odsączalności μ. Współczynnik odsączalności polega na odsączeniu całej wody wolnej. A współczynnik S określa nam ile wody może się z warstwy wodonośnej wydobyć w wyniku zmiany ciśnienia. Ten współczynnik zasobności albo pojemności sprężystej według Jacoba to:

s = nγm (βw + $\frac{\mathbf{\text{βsC}}}{\mathbf{n}}$)

γ – ciężar właściwy wody w N/m3

M – miąższość warstwy wodonośnej (m)

βw – współczynnik ściśliwości wody

C – bezwymiarowy współczynnik którego wartość wynosi 1 dla niescementowanych skał ziarnistych.

n – współczynnik porowatości

Ażeby zdefiniować i zrozumieć pojęcie współczynnika zasobności sprężystej musimy wykonać odpowiedni rysunek. Wyobraźmy sobie prostopadłościan. Na dole mamy warstwę wodonośną (ryc. 141). Zaznaczamy ciemnym trójkątem zwierciadło piezometryczne i oznaczamy H jako wysokość zwierciadła piezometrycznego, a m – miąższość warswy wodonośnej. Załóżmy że obniżyło się zwierciadło o ΔH. Powierzchnia podstawy prostopadłościanu to A.

Współczynnik zasobności sprężystej to stosunek objętości wody, która wypływa z prostopadłościanu o podstawie A i wysokości m. w wyniku jednostkowego obniżenia się zwierciadła piezometrycznego o ΔH = 1m, do objętości prostopadłościanu o tej samej podstawie A i wysokości ΔH czyli 1 m.

S = $\frac{\mathbf{V}}{\mathbf{\text{AΔH}}}$

Wartości liczbowe tego współczynnika wyrażamy w ułamku dziesiętnym są oczywiście niskie i pryzjmują zakres od 10-5 do 10-3. Wartości względne są zatem niewielkie, ale przy bardzo dużych basenach są to znaczące ilości wody. W przypadku niecki mazowieckiej oceniano, że uwolniło się około 500 m3 co stanowiło około 2% wszystkich wód. A zatem przy dłuższych basenach ma to swoje znaczenie.

Wody głębinowe

Występują głęboko pod powierzchnią, będąc odizolowane wieloma kompleksami utworów bardzo słabo przepuszczalnych i nieprzepuszczalnych, więc są bardzo słabo odnawialne. Występują w stagnacji. Podlegają tylko ruchom dyfuzyjnym i osmotycznym.

Pod względem genetycznym są to stare wody sedymentacyjne i reliktowe dawnych basenów sedymentacyjnych, bądź też kopalne infiltracyjne, a następnie odcięte od powierzchni terenu.

Znajdują się pod bardzo dużym ciśnieniem. Ciśnienie to nazywamy ciśnieniem petrostatycznym mas skalnych. Im większa głębokość tym ciśnienia te są wyższe. Dodatkowym czynnikiem wzmagającym ciśnienia są sprężyste własności cieczy i rozpuszczonych gazów przy czym po nawierceniu są bardzo duże, a potem spadają gwałtownie. Jeżeli pobór wód artezyjskich ograniczymy do pewnego racjonalnego poziomu to te warunki artezyjskie będą stałe. W przypadku wód głębinowych będą one systematycznie się zmniejszać i zanikać w trakcie eksploatacji.

Wody złożowe

Mamy tu pojęcie wód złożowych – towarzyszą złożom mineralnym które są eksploatowane. Ponieważ złoża eksploatowane pochodzą często z głębokich partii środowiska, mają związek przede wszystkim z wodami głębinowymi ( mogą być te ż oczywiście wgłębne). Tymi zagadnieniami zajmuje się hydrogeologia kopalniana. Jest ona szczególnie rozwijania w AGH w Krakowie. My zapoznamy się tylko z podstawowymi pojęciami dotyczącymi terminologii i powiemy jak określa się zawodnienie złóż.

Otóż jeżeli chodzi o nazwy to jeżeli wyobrazimy sobie złoże które występuje na określonej głębokości, jakieś złoże mineralne np., to wody, które występują nad złożem nazywamy nadzłożowymi. Śródzłożowe w złożu, a pod złożem wody podłożowe. Oczywiście te wody nadzłożowe i podłożowe mogą występować w odrębnych poziomach a mogą się łączyć Są to oczywiście najczęściej wody naporowe. Całkowity dopływ do kopalni zależy od wielu czynników. Zadaniem hydrogeologii kopalnianej jest prognozowanie dopływu wód do kopalń. Problem zawodnienia złóż i ich odwodnienia może decydować o rentowności eksploatacji.

Dopływy przewidywane i rzeczywiste charakteryzuje się ogólnym wskaźnikiem zawodnienia – określa całkowitą ilość wody dopływającą do kopalni w m3/min. Wydajności studni w Polsce mamy m3/h a zagranicą podają l/s. Wbrew pozorom trzymanie się przyjętych w danej dziedzinie jednostek jest przydatne. Wydajność ujęć podajemy w m3/dobę. Jedynie współczynnik filtracji podaje się w bardzo różnych jednostkach.

Drugim współczynnikiem jest górniczy wskaźnik zawodnienia. Jest to ilość wody dopływająca w jednostce czasu na jednostkową powierzchnię wyrobiska górniczego. Wyrażamy w m3/ min/km2.

Ekonomiczny wskaźnik zawodnienia to ilość wody przypadająca na 1 tonę wydobywanego surowca. To pokazuje nam ekonomię tego przedsięwzięcia.

Z punktu widzenia zawodnienia wyróżniamy złoża o prostych warunkach hydrogeologicznych, słabo średnio i zawodnione, o ogólnych dopływach do kopalń poniżej 600 m3./h Takie warunki występują w wapieniach i piaskowcach.

Dalej mamy o skomplikowanych warunkach, powyżej 600 m3/h, gdy mamy sypkie piaski, żwiry, skrasowiałe skały węglanowe i skały zuskokowane. Generalnie im głębiej tym mniejsze zawodnienie.

W GZW wyróżniamy suche do 1 m3/min, słabo zawodnione do 6 m3/min , średnio 6 – 10 m3/min i powyżej 10 m3/min silnie. Wielkość dopływów wahała się tam od 0,1 do 50 m3/min. Łączny dopływ do kopalń wynosił 900 m3/min. Potem gdy zlikwidowano część kopalń 558,5 m3/min. Aktualnie jest on pewnie jeszcze mniejszy, Choć nie wszystkie zlikwidowane kopalnie są pozbawione odwodnień. Trzeba odwodnienia prowadzić ze względu na inne kopalnie sąsiadujące.

Bardzo silnie zawodnione są także kopalnie cynku i ołowiu gdzie dopływy dochodziły do 100 m3/ min. w wyniku dopływu w skrasowiałych wapieniach i dolomitach dolnego triasu.

Swoją własną terminologię dla wód złożowych ma geologia naftowa. Ropa naftowa występuje najczęściej w części przegubowej antyklin. Natomiast niżej występują wody i te wody, które podściełają złoże ropy nazywamy wodą podścielającą. Wody ponad to wody okalające. Natomiast jeżeli mamy bardziej skomplikowany układ mamy wody górne, okalające i dolne.

Wody szczelinowe

Generalnie możemy wyróżnić wody występujące w porach, szczelinach skał litych i w próżniach i kawernach krasowych i wtedy są to wody krasowe.

Wody szczelinowe występują w skałach o teksturze zbitej. Mogą być zasilane albo bezpośrednio albo pośrednio. W przypadku zasilania bezpośredniego może występować zjawisko infiltracji oraz influacji. Influacja to zjawisko wlewania się wody przez szczeliny ziejące na stromych zboczach. Są to szczeliny otwarte na powierzchni terenu. Najczęściej są zamaskowane zwietrzeliną szczeliny, ale na zboczach mogą być właśnie ziejące i nie ma infiltracji tylko influacja czyli wlewanie się bezpośrednio do szczelin.

Takie wody które są poddawane influacji, szybko reagują na opady i wykazują bardzo duże wahania, nawet w cyklu dobowym.

Wody szczelinowe mogą być zasilane pośrednio również. Jeżeli mamy od powierzchni utwory przewodzące wodę, a gdzieś głębiej występuje masyw szczelinowy spękany. Z wód porowych może występować zasilanie pośrednie.

Wody szczelinowe występują w skałach zwięzłych, twardych, nie zawierających substancji ilastych. Na wyżynie Lubelskiej takie stwierdzono w gezach28, opokach29 i twardych marglach. Wydajności uzyskuje się nawet 100 m3/h a strefa aktywna sięga nawet 300 m głębokości. W kredach piszących i marglistych szczeliny są węższe i rzadsze. Na głębokości 200 kończy się strefa aktywna, a wydajność wynosi tylko 20 – 30 m3/h.

Charakterystyczną cechą może być także to, że zwierciadło może występować na różnych głębokościach. Mogą występować partie nie połączone ze sobą hydraulicznie. To w szczególności dotyczy sytuacji kiedy mamy dolinę. Wtedy na jednym zboczu doliny zwierciadło jest na innej wysokości niż na drugim (ryc. 166). Przepływ wód w obrębie sytemu szczelinowego może być bardzo skomplikowany a drogi przepływu nie wynikają wprost z rozkładu ciśnień, ale mogą być narzucone przez układ szczelin. (ryc. 167).

Wody szczelinowe najczęściej związane są systemem szczelin wietrzeniowych, które sięgają tylko do głębokości 20 – 30 m p.p.t. Głębiej znacznenie mogą mieć głownie szczeliny tektoniczne. Mogą występować też szczeliny kopalne. Hydrogeologia masywów szczelinowych jest bardziej skomplikowana. Często mamy sytuację że jeden otwór ma świetne warunki a niedaleko położony drugi otwór jest praktycznie bez wody. To oczywiście powoduje duże stresy u hydrogeologów. Przy okazji współczynnika odsączalności – wód porowych to 0,22 – 0,23, w masywach szczelino0wych nie przekracza 0,01. Tu o warunkach dopływu w małym stopniu decyduje woda zgromadzona, a w dużym dopływająca.

Jeśli chodzi o wody szczelinowe to one mają duże znaczenie praktyczne w zaopatrzeniu w wodę. W Polsce wody szczelinowe występują głównie w utworach kredy, jury, triasu i dewonu. Oczywiście najwięcej jest ich w obrębie wyżyn małopolskich.. Oczywiście eksploatowane są też w Polsce Srodkowej, a nawet Północnej.

W Dewonie mamy eifel i żywet w górach świętokrzyskich. Tutaj te wody występują w osiowych częściach synklin wypełnionych utworami dewonu, a w antyklinalnych częściach niewodonośne kwarcyty kambryjskie. Kielce zaopatrywane są w wodę z ujęcia w Dolinie Białogońskiej w rejonie Kielc.

Z utworów triasu pozyskuje się wody w Niecce Bytońskiej, w dolomitach kruszconośnej dolnego triasu. Problemem jest wspólzystępowanie z Pb i Zn. Także Dolny Śląsk – wapienie i dolomity.

Jury – jura krakowsko częśtochowska wieluńska. – są to utwory skrasowiałe jury górnej, w dolnej jurze w piaskowcach gór świętokrzyskich.

W największym stopniu wody szczelinowe wykorzystuje się z kredy, na Wyżynie Lubelskiej, Niecce Łódzkiej, Roztoczu Niecki Miechowskiej, Rejon Turka i Konina. To ujęcie pobiera właśnie wodę z utworów kredy zasilanej z płytszych poziomów. Lokalnie wykorzystywane są też w Trójmieście gdzie mamy fację piaszczystą górnej kredy.

Wody krasowe

Ogólnie o krasie już mówiliśmy. Występują w próżniach, kanałach kawernach krasowych. Lokalnie może być gipsowy, oprócz węglanowego, ale ma mniejsze znaczenie. Elementy doprowadzające to lejki, kominy i studnie. Czasami całe rzeki giną w masywie krasowym. Miejsce, gdzie rzeka wpływa do masywu krasowego to ponor. Zwierciadło wody jest zróżnicowane i współkształtne na ogół do powierzchni terenu. Reaguje zwykle intensywnie na opady. Występują znaczne wahania. Według Sokołowa wyróżniamy następujące elementy systemu krasowego:

Najintensywniej zjawiska są rozwinięte w strefie pierwszej i drugiej co wynika z przepływu wód i zawartości dwutlenku węgla. Pochodzi on z atmosfery i glebowej strefy aeracji – procesy rozkładu materii organicznej. Powodują one powstawanie znacznych ilości dwutlenku węgla.

Są również rozwinięte systemy krasowe kopalne na większych głębokościach. Mają często duże znaczenie w hydrogeologii. Takie formy mamy np. w dewonie Gór Świętokrzyskich. Na znacznych głębokościach występują tu próżnie.

W Polsce jak wiemy zjawiska krasowe najbardziej ewidentnie występują w obrębie jury Krakowsko – Częstochowskiej krasowienie sięga do 200 m. W wapieniach jurajskich i trasowych w Tatrach także kras. Często są to systemy odrębne, niepołączone. Hydraulicznie nie muszą się one ze sobą łączyć.

Wtedy gdy występują warunki krasowe są one z jednej strony korzystne bo można uzyskać znaczne wydajności. Z drugiej strony w takich rejonach występuje bardzo duża wrażliwość na zanieczyszczenia antropogeniczne. W okresach suchych dochodzi zaś do znacznego obniżania zwierciadła wody i zmniejszenia wydajności.

Występowanie źródeł wskazuje na występowanie skał wodonośnych i zróżnicowanie warunków hydrogeologicznych.

Podstawowe prawa ruchu wód podziemnych

Przepływ wód podziemnych nazywamy generalnie filtracją. Generalnie rzecz biorąc w skałach porowatych ruch ten ma charakter laminarny – inaczej mówiąc uwarstwiony. Możemy wyróżniać ruch laminarny i ruch turbulentny (burzliwy). W hydrogeologii ze względu na możliwość występowania obu ruchów wyróżniano trzeci rodzaj – tak zwany mieszany, częściowo laminarny, a częściowo turbulentny. Generalnie mamy jednak do czynienia przede wszystkim z ruchem uwarstwionym. Możemy to sobie wyobrazić w ten sposób że jeżeli mamy przepływ wód w przewodzie cząsteczki wody przemieszczają się równo po torach równoległych w stosunku siebie, nie ma przepływów prostopadłych.

Podstawowe prawo opracował w 1856 Henry Darcy. On był inżynierem i zajmował się budową fontann miejskich w mieście Dijon na południe od Paryża. Dla tych fontann sprowadzał wodę w systemach krasowych. Woda była tam mętna i on próbował ją z tej mętności oczyścić. Żeby wodę oczyścić z mętności przepuszczał on ją przez rury wypełnione piaskiem. Przy okazji tych eksperymentów odkrył najważniejsze prawo ruchu wód podziemnych, które dało podstawy rozwoju hydrogeologii jako nauki.

Mamy naczynie z dwoma rurkami. Woda będzie doprowadzana od góry i odprowadzana od dołu (ryc. 75). Ciśnienie w punkcie możemy wyrazić na podstawie wysokości położenia i ciśnienia. Musimy je jednak odnieść do poziomu wyrównawczego. W drugim piezometrze ciśnienie jest niższe o wartość Δ H. Długość oznaczamy jako l.

Całkowitą wydajność cieczy określa równanie Bernoulliego. To jest uogólnienie opracowane po odkryciu Darcy’ego:

z1 + $\frac{\mathbf{p}_{\mathbf{1}}}{\mathbf{\gamma}}$+ $\frac{\mathbf{v}_{\mathbf{1}}^{\mathbf{2}}}{\mathbf{2}\mathbf{g}}\mathbf{=}$ z2 + $\frac{\mathbf{p}_{\mathbf{2}}}{\mathbf{\gamma}}$+ $\frac{\mathbf{v}_{\mathbf{2}}^{\mathbf{2}}}{\mathbf{2}\mathbf{g}}$+Δh

Gamma – cieżar właściwy wody w N/m3

Δ H – strata ciśnienia w metrach

W przypadku przepływu laminarnego prędkości przepływu są bardzo niskie więc możemy pominąć wyrażenie v2/2g. A zatem mamy równanie 53.

To wyrażenie mówi że strata energii przy przepływie wody przez os®odek porowaty sprowadza się do straty wysokości ciśnienia. Stosunek straty wysokości ciśnienia do odległości na jakiej on zachodzi nazywamy spadkiem hydraulicznym:

I = dh/dl

Możemy dalej zapisać : Q = vF. Czyli ilość wody przepływającej przez ośrodek porowaty równa się powierzchnia przekroju i prędkość przepływu. F to pole przekroju.

Wzrór Darcy to:

Q = -kFΔH/l. Przepływ wody zmniejsza się w kierunku malejących cięnien.

Ostateczna forma to v = kI

Wzór Darcy definiujemy tak że prędkość przepływu wody podziemnej jest wprostproorcjonalna do spadku hydraulicznego, a współczynnikiem proporcjonalność jest współczynnik filtracji. Współczynnik filtracji to miara przepuszczalności osrodka skalnego w stosunku do wody. Zależy ona od wartośći ośrodka skalnego i lepkośći wody, a lepkość wody zależy od temperatury. Jeżeli podajemy wartość współczynnika i nie jest podana wartość temperatury oznacza że warttość filtracji mierzone w temperaturze 10 stopni. Można ją przeliczać według tabel lepkości.

Istotne jest to że prędkość przepływu wyznaczona ze wzoru Darcy jest prędkością fikcyjną. Oznacza to, że nie istnieje w przypadku ruchów poszczególnych cząstek wody. Jest tak dlatego że we wzorze przyjęto że woda przepływa prze całą przestrzeń wypełnioną piaskiem, a w rzeczywistości jest tak, że woda przepływa tylko przez pory.

Dlatego oprócz prędkości Darcy w hydrogeologii stosuje się też określenie rzeczywistej prędkości przepływu wody. Jest to potrzebne do wyliczenia czasu przepływu prędkości wody w przestrzeni porowej. Prędkość rzeczywista może być różna w różnych porach. Dlatego mówimy o średniej prędkośći przepływu w przestrzeni porowej. Prędkość Darcy oznaczamy literą

W = Q/s. S to sumaryczna powierzchnia porów w przekroju w metrach kwadratowych. Według Schlichetera. S = neF a zatem

W = vF/neF czyli W = V/ne lub W = kI/ne.

Dochodzi też problem wektorów i tensorów, a także ściśliwości. Nas to nie dotyczy. Musimy wiedzieć co to jest prędkość Darcy lub prędkość rzeczywista.

Następne zagadnienie to będzie współczynnik przepuszczalności. Wspóczynnik przepuszcalnośći jest miarą przepuszczalności ale tylko ośrodka skalnego bez uwzględnienie własności fizycznych medium które się przez to przesącza. Wspólczynnik ten nie jest odniesiony do wody, tak jak współczynnik filtracji. I to jest ważne żeby można było określać czy to płynie woda czy ropa naftowa.

W angielskim nie ma jednoznacznego określenia filtracji.

Teraz przejdziemy do pojęcia współczynnik przepuszczalności. Ponieważ współczynnik filtracji zależy od własności ośrodka skalnego i własności cieczy, a w szczególności jej lepkości30 i ciężaru właściwego31, żeby uniezależnić własności ośrodka skalnego od własności cieczy wprowadzono współczynnik przepuszczalności.

Pierwszym krokiem ku temu było określenie zależności współczynnika lepkości od temperatury. Ustalono ją empirycznie, co wyraża formuła:

ηt= $\frac{\mathbf{1,79}}{\mathbf{1\ + \ 0,0337}\mathbf{t\ + \ 0,00022}\mathbf{t}^{\mathbf{2}}}$

t – temperatura (°C)

ηt – współczynnik lepkości wody o temperaturze t (Pa*s)

Wielkość współczynnika filtracji pozostaje w odwrotnym stosunku do współczynnika lepkości, a zatem rośnie wraz z temperaturą.

Dla celów porównawczych bardzo często oznaczamy współczynnik filtracji względem wody o temperaturze 10 °C. Możemy więc napisać:

$\frac{\mathbf{k}_{\mathbf{10}}}{\mathbf{k}_{\mathbf{t}}}$= $\frac{\mathbf{\eta}_{\mathbf{t}}}{\mathbf{\eta}_{\mathbf{10}}}$

z tego wynika że:


$$\mathbf{k}_{\mathbf{10}}\mathbf{=}\mathbf{k}_{\mathbf{t}}\frac{\mathbf{\eta}_{\mathbf{t}}}{\mathbf{\eta}_{\mathbf{10}}}$$

k10 i kt – współczynniki filtracji

η10 i ηt – współczynniki lepkości w odpowiednich temperaturach

Oznaczając:


$$\frac{\mathbf{\eta}_{\mathbf{t}}}{\mathbf{\eta}_{\mathbf{10}}}\mathbf{=}\mathbf{\lambda}_{\mathbf{t}}$$

Otrzymujemy:


k10=ktλt

Posługując się tym wzorem, możemy sprowadzić wielkość współczynnika filtracji oznaczonego względem wody o temperaturze t °C do temperatury 10 °C.

Przeliczenia współczynnika filtracji oznaczonego względem wody o temperaturze 10°C do dowolnej temperatury t °C można dokonać za pomocą wzoru:

$\mathbf{k}_{\mathbf{t}}\mathbf{=}\frac{\mathbf{k}_{\mathbf{10}}}{\mathbf{\lambda}_{\mathbf{t}}}$

Wartości współczynnika temperaturowego λt podane są w tabelach (np. str. 223 Hydrogeologii Ogólnej).

Żeby odzwierciedlić tylko wartości filtracyjne ośrodka skalnego, niezależnego od własności znajdującej się w nim cieczy, wprowadzono pojęcie współczynnika przepuszczalności. Wykazano, że można go wyrazić następującą relacją:


$$\frac{\mathbf{k}}{\mathbf{\gamma}}\mathbf{=}\frac{\mathbf{\kappa}}{\mathbf{\eta}}$$

γ – ciężar właściwy cieczy

κ – współczynnik przepuszczalności

η – współczynnik lepkości

Z powyższej relacji wynika, że:

k = $\frac{\mathbf{\text{γκ}}}{\mathbf{\eta}}$

Podstawiamy to wyrażenie do uproszczonego prawa Darcy’ego i otrzymujemy:

v = $\frac{\mathbf{\text{γκ}}}{\mathbf{\eta}}$I

Co wykorzystując wzór na spadek hydrauliczny możemy także zapisać jako:

v = $\frac{\mathbf{\text{γκΔh}}}{\mathbf{\text{ηl}}}$

Po przekształceniu otrzymujemy:

κ = $\frac{\mathbf{\text{vηl}}}{\mathbf{\text{γΔh}}}$

Podstawiając z kolei:

v = $\frac{\mathbf{Q}}{\mathbf{F}}$

h = $\frac{\mathbf{\text{Δh}}}{\mathbf{\gamma}}$

mamy ostateczny wzór współczynnika przepuszczalności:

κ = $\frac{\mathbf{\text{Qηl}}}{\mathbf{\text{FΔp}}}$

W tym wzorze Q wyrażamy w cm3/s

Eta wyrażamy w puazach lub inaczej dyn*s/cm2

L wyrażamy w cm

F – powierzchnia w cm2

Dleta p – pascale albo dyny/cm2.sd

Dlatego jednostką przepuszczalności jest cm2. W praktyce jednak ta jednostka jest bardzo duża i w związku z tym jeśli lepkość wyrazimy w centypuasach, to jest milipascalosekundach, a różnice ciśnień w atmosferach technicznych 1at =981.000 dyn/cm2 = 0,98 105 Pa, wtedy mamy jednostkę Darcy, albo milidarcy.

Definicja współczynnika przepuszczalności – skała ma przepuszczalność 1 darcy, kiedy jeden cm kwadratowy przekroju przepuści w ciągu jedenj sekundy 1 cm sześcienny cieczy o lepkości 1 centypuaza32 przy różnicy ciśnień 1 atmosfery na długości 1 cm..

Dla wody słodkiej, przy temperaturze 20 st. C jest następująca zależność pomiędzy współczynnikiem przepuszczalności i współczynnikiem filtracji.

1 darcy = 9,6127*10-4 cm/s

1 cm/s = 1043,3 darcy = 1000 darcy.

Zawsze jednak należy uwzględnić temperaturę. Anglicy używają określenia permeability dla filtracji i int. Permeability dla przepuszczalności.

Nieliniowe prawa filtracji

Przy większych prędkościach, ponad tak zwaną prędkość krytyczną, przepływ laminarny przechodzi w przepływ burzliwy – turbulentny. Może to się dziać np. w rumoszach, głazowiskach, szczelinach krasowych poszerzonych. W odróżnieniu od filtracji przepływ turbulentny nazywamy fluacją.

Wyznaczenie prędkości fluacji jest zagadnieniem trudniejszym niż wyznaczanie prędkości filtracji.. W tym przypadku jest bowiem istotna również szorstkość i chropowatość ścianek szczelin, którymi płynie woda. W kanałach otwartych określa go wzór francuskiego badacza Chezy. On podał wzór na przepływ turbulentny:

v = C$\sqrt{\mathbf{\text{RI}}}$

C – współczynnik zależny od charakteru przewodu (promienia hydraulicznego i chropowatości przewodu)

R – promień hydrauliczny określany stosunkiem przekroju prowadzącego wodę do jego obwodu zwilżanego

I – spadek hydrauliczny

Dla potrzeb hydrogeologii Krasnopolski zastosował wzór Chezy do określenia fluacji w środowisku skalnym. Przyjął on takie założenie

C $\sqrt{\mathbf{R}}\mathbf{= K}$

czyli

V= K$\sqrt{\mathbf{I}}$.

Jest to bardzo podobne do wzoru Darcy, ale wartość I jest pod pierwiastkiem. Ten wzór nazywamy Chezy-Krasnopolskiego. K to współczynnik fluacji, który możemy wyznaczyć jedynie doświadczalnie w pracach polowych. Ale w środowisku skalnym sytuacja komplikuje się o tyle, że mamy czasami do czynienia zarówno z filtracją jak i z fluacją. Jeżeli jest dopływ do studni w dobrze przepuszczalnych utworach, to ruch turbulentny jest tylko przy studni.

W związku z tym w hydrogeologii wprowadzono pojęcie tak zwanego ruchu mieszanego Taką filtrację nieliniową opisuje formuła Smrekera–Missbacha, który uogólnił ten problem pisząc ogólne wyrażenie na przepływ, które brzmi:


$$\mathbf{v =}\mathbf{k'I}^{\frac{\mathbf{1}}{\mathbf{n}}}$$

n – zmienia się od 1 do 2. Jeżeli wstawimy 1 to jest filtracja a 2 to fluacja. Dla ruchu mieszanego mamy wyrażenie 3/2. To jest wtedy filtracja mieszana, czyli odzwierciedlająca zmienność jaka może zachodzić. Okazuje się, że możemy na podstawie analizy wyników próbnych pompowań określić jaki rodzaj filtracji występował przy dopływie do studni (laminarna, turbulentna, mieszana).

Ogólne równanie ruchu wód podziemnych dla filtracji cieczy jednorodnej, nieściśliwej i lepkiej.

Kx…

Kx, y, z – to współczynniki filtracji na osiach x, y i z. Jeżeli mamy izotropowy ośrodek są one równe, ale takie przypadki rzadko się zdarzają

H – wysokość ciśnienia

S – współczynnik pojemności sprężystej

Ss – współczynnik pojemności sprężystej właściwej (czyli przy jednostkowej zmianie ciśnienia)

Jeżeli mamy przepływ poziomy sprawa się upraszcza:

Txd2h/dx2 + Ty…

T to współczynnik wodoprzewodności

T = km, m - miąższość, czyli określa nam potencjalną zdolność warstwy wodonośnej do przewodzenia wody. Wymiar to m2/d.

Tu z nam znika i mamy przepływ tylko poziomy.

Filtracja ustalona to taka gdy parametry strumienia podziemnego nie zmieniają się w czasie. Parametry strumienia to np. spadek hydrauliczny. O tym będziemy jeszcze mówić przy omawianiu dopływu do studnia. Filtracja nieustalona to taka, gdy się zmieniają w czasie. Na ogół dochodzi do ustalenia takich warunków, ale nie zawsze. Zupełnie inne wzory służą do analizowania filtracji ustalonej, a inne do nieustalonej. Dopiero w późniejszym okresie wprowadzono możliwość analizy dla filtracji nieustalonej. W polskiej hydrogeologii te rozwiązania pojawiły się dopiero w latach 70 – tych.

Następny wzór mamy jeśli przepływ jest ustalony. Wtedy dh/dt = 0

Czyli ogólny wzór ma postać

Kx=d2h/dx2 +…+….= 0 Jest to równanie Laplace’a. Nie ma rozwiązania analitycznego. Rozwiązuje się je metodą numeryczną.

Klasyfikacja otworów hydrogeologicznych

Czyli studni oraz otworów obserwacyjnych. Musimy zdawać sobie sprawę z tego że badania środowiska skalnego w aspekcie jego parametrów hydrogeologicznych, dokonuje się po odsłonięciu warstwy wodonośnej za pomocą otworów hydrogeologicznych. Do tego służą studnie kopane, studnie wiercone oraz otwory badawcze.

Rozróżniamy trzy rodzaje otworów hydrogeologicznych: poszukiwawcze, badawczo – eksploatacyjne i obserwacyjne. Poszukiwawcze mają małą średnicę. Ich celem jest wstępne rozpoznanie utworów skalnych – ich stratygrafii i litologii – możliwości uzyskania z nich wód podziemnych. Jest to podział uwarunkowany historycznie. Kiedyś żeby zbadać warunki hydrogeologiczne trzeba było wykonać otwór o dużej średnicy. Tylko wtedy można było wykonać pompę głębinową i wykonać próbne pompowanie w celu otrzymania współczynnika filtracji. Technicznie nie było kiedyś pomp o małych średnicach. Kiedyś najmniej to było 15 cm. Otwór musiał mieć zatem co najmniej 20 cm. W tej chwili to się zmieniło. Mamy już pompy które można zamontować do otworów o małej średnicy. W zakładzie mamy 47 milimetrów, czyli można włożyć do otworu nawet 2 – calowego. Kiedyś nie można było zatem wykonywać pompowań w otworach poszukiwawczych.

Otwory badawczo eksploatacyjne zwane też rozpoznawczymi. O dużej średnicy, tak żeby można było zamontować pompę i wykonać próbne pompowania. Na etapie pompownia jest to otwór badawczy, potem zamienia się w studnię. W tym sensie to pozostało, bo jeżeli wykonujemy studnie liczymy na większą wydajność. Studnie robi się, żeby uzyskać co najmniej kilkadziesiąt metrów sześciennych na godzinę, a ta mała pozwala tylko na 2 m3/h. To jest zresztą tylko pompa indukcyjna, bez wirnika.

Trzeci rodzaj to otwory obserwacyjne, popularnie zwane piezometrami. Pojęcie piezometry ma konotację historyczną. One służyły kiedyś tylko do pomiarów ciśnień. Mogą służyć nie tylko jednak do pomiarów ciśnień, ale można wykonywać pomiary fizyczno-chemiczne a także współczynnika filtracji przy zastosowaniu różnych metod. Nazwa ta nie odzwierciedla zatem już funkcji otworu.

Zwierciadło wody zalega zwykle około 10 m pod poziomem terenu. Do 7 m można zastosować pompę powierzchniową. Poniżej musimy stosować pompy głębinowe.

Jeśli chodzi o otwory hydrogeologiczne to mamy kilka podziałów tych otworów. Pierwszy podział to podział na dogłębione i niedogłębione. Dogłębiony to taki, który sięga do spągu warstwy wodonośnej i stropu warstwy izolującej. W angielskim na filtr mówi się screen. Otwór niedogłębiony może być nazywany także wiszącym. Nie zawsze wykonuje się dogłębiony, ze względów ekonomicznych.

Drugi jest podział otworów ze względu na stopień ujęcia wody. Inaczej mówiąc ze względu na stosunek długości filtra do miąższości warstwy wodonośnej. Z tego punktu widzenia wyróżniamy otwory zupełne i niezupełne. W otworze zupełnym filtr jest prowadzony przez całą miąższość warstwy. Takich studni praktycznie się nie robi. W wodach gruntowych prawie wszystkie studnie są niezupełne. Tego typu rozwiązania robi się tylko w przypadku otworów obserwacyjnych albo oczyszczających, np. z utworów ropopochodnych. Każdy otwór niedogłębiony jest otworem niezupełnym, a dogłębiony może być zupełny albo niezupełny. To pojęcie ma tylko znaczenie ogólne. Ale pojecie zupełny i niezupełny ma bardzo duże znaczenie.

No i jeszcze jeden podział otworów. Mianowicie z punktu widzenia dopływu wody do otworu. Z tego punktu widzenia wyróżniamy otwory, gdzie dopływ wody występuje przez ścianki boczne. Są też inne gdzie dopływ jest przez dno. Trzeci to taki, gdzie przez ścianki boczne jak i przez dno. Taki przypadek ma miejsce w studni kopanej. W studniach wierconych dopływ jest przez ścianki boczne głównie.

Jeśli chodzi o otwory badawcze to mogą być pojedyncze i grupowe. Jeżeli są otwory grupowe, nazywamy je badawczym węzłem hydrogeologicznym albo inaczej hydrowęzłem. Taki hydrowęzeł składa się z jednego otworu badawczo eksploatacyjnego i kilku otworów eksploatacyjnych.

W przypadku, gdy znany jest kierunek ruchu wody podziemnej, należy otwory obserwacyjne usytuować w dwu szeregach umieszczonych prostopadle i równolegle do kierunku przepływu. Pełen hydrowęzeł obejmuje studnie i otwory obserwacyjne umieszczono krzyżowo. Węzeł prostokątny składa się tylko z dwóch promieni obserwacyjnych odchodzących od otworu. Gdy kierunek ruchu wody nie jest znany, rozmieszcza się otwory obserwacyjne tak, aby z otworem badawczo-eksploatacyjnym tworzyły trójkąt równoramienny. Po wyznaczeniu kierunku spadku zwierciadła, wyznacza się jeszcze jeden lub dwa otwory obserwacyjne na tym boku trójkąta, który najbardziej zbliżony jest do kierunku ruchu wody. Węzeł taki jest nazywany trójkątnym lub trójkątem Thiema. …..

Tu mamy warstwę wodonośną. Na górze i na dole utwory niewodonośne. Woda przepływa tę warstwą tak jakby jakimś przekrojem. Są równoległe w planie i w przkeorju.

Dalej mamy strumienń poziomo równoległy

Dalej mamy strumień pionowo – równoległy – w planie nie będą równoległe, natomiast w przekroju mogą być pionowe.

Dalej mamy strumienie radialne – to jest strumień dopływu do studni w warstwie o zwierciadle napiętym. Hydroizohipsy mają kształt kolisty. Będzie to dopływ radialny.

Gdy mamy studnię niezupełną, przepływ będzie sferyczny. W planie to wygląda tak samo, ale przekrój jest inny. W studni gdzie filtr zajmuje tylko fragment warstwy – strumienie napływają sferycznie. Gdy filtr ma bardzo małą miąższość przepływ sferyczny wygląda tak że jest dopływ do jednego punktu tylko.

Może być nierównoległy zarówno w planie jak i w przekroju. Taka sytuacja występuje, gdy mammy studnię w pobliżu granicy zasilającej. Gdy jest ciek i obok mamy zlokalizowaną studnię, strumieni dopływu wyglądają. Wreszcie strumień nieregularny to taki gdzie mamy zróżnicowanie – jest ciek i dopływ do cieku .

Także widzimy, że te strumienie mogą mieć różny charakter i ma to swoje istotne znaczenie przy strumieniach hydrogeologicznych. Czyli pierwszy problem przy schematyzacji to jest określenie rodzaju strumienia.

Druga cecha to określenie czy zwierciadło ma charakter swobodny czy napięty. Osobne wzory są dla swobodnego i napiętego. Musimy też uwzględniać warunki zasilania i drenażu. Pomimo pewnych wahań sezonowych najczęściej przyjmuje się pewne stałe położenie zwierciadła.

Następny problem to odległości do granic jednostki hydrogeologicznej i odległość do takich elementów jak źródła czy studnie oraz określenie zasięgu depresji wywołanej pompowaniem w stosunku do granic jednostki. Granice jednostek musimy sprowadzić do granic geometrycznych – prostej albo koła. Jeżeli zasięg depresji jest mniejszy w stosunku do granic jednostki, przyjmuje się że granica jest położona w nieskończoności.

Jeśli chodzi o granice jednostek, trzeba zdawać sobie sprawę że wyróżniamy dwa rodzaje granic: fizyczne i hydrodynamiczne. Granice fizyczne to po prostu jest granica wynikająca z tego że warstwa się kończy. Jeśli mamy np. jednostkę w dolinie jakiejś to w pewnym momencie kończy się ona i jest ograniczona warstwami niewodonośnymi. Granicę hydrodynamiczną stanowią elementy drenażu, np. rzeka znajdująca się w związku z warstwą wodonośną.

Jeśli chodzi o jednostki hydrogeologiczne którymi się zajmujemy mogą być one nieograniczone albo ograniczone, przy czym mogą być ograniczone jednostronnie, dwustronnie albo wielostronnie. Jednostka nieograniczona to taka, której zasięg depresji jest mniejszy niż granice. Jej rozmiar zaznaczamy do nieskończoności.

Mogą być również jednostki półograniczone – jeżeli mamy studnię przy rzece, to musimy tę rzekę sprowadzić do jakiejś granicy liniowej i w przekroju będzie to np. taki układ, że mamy zwierciadło statyczne a w wyniku poboru wód wytworzy się lej depresyjny. I to jest jednostka półograniczona. Może być także jednostka półograniczona granicą fizyczną.

Dalej mamy jednostki ograniczone dwustronnie. To mamy gdy jest granica fizyczna z jednej strony np. a a drugiej strony granica fizycznaj.

Wreszcie możemy mieć jednostki ograniczone wielostronnie. Ostatni przypadek to jednostka ograniczona wielostronnie to wyspa. Na wyspie jest studnia a dookoła mamy wodę. Musimy wtedy granicę sprowadzić do koła – inaczej nie da się wykonać obliczeń. Jeśli wyspa jest na morzu, może dopływać woda słona.

W dalszej kolejności należy określić reżim przepływu wod – a mianowicie czy ruch jest laminarny, turbulentny czy mieszany. Można tego dokonać na podstawie analizy pompowań.

Dalej musimy sprawdzić czy mamy ruch ustalony czy nieustalony. Często musimy też usprawnić parametry hydrogeologiczne niejednorodnych i anizotropowych warstw i sprowadzić je do jednorodnych i pseudoizotropowych.

Warstwowość możemy pominąć w warunkach ustalonych jeśli

(Δk)/k1 + k2 ≤ ½

Delta m/m1 + m2) mniejsze lub równe ½

Jeśli nie ma takich regularności stosujemy średnią arytmetyczną albo ważoną.

Obliczenia wielkości dopływu do studni

Zwierciadło wody w warunkach zwierciadła swobodnego. Mamy lej depresyjny.

H – h = s

S – depresja – obniżenie zwierciadła w studni

h – wysokość zwierciadła wody w studni

H – miąższość warstwy wodonośnej

R – odległość od osi otworu do miejsca gdzie obniżenie zwierciadła wody łączy się ze zwierciadłem statycznym to lej depresyjny. Teoretycznie zasięg leja depresyjnego dąży do nieskończoności, ale w rzeczywistości w pewnej odległości depresja praktycznie zanika. Przyjmuje się odległość praktyczną.

Jeżeli z otworu pompujemy stałą ilość wody Q i między trzema wartościami to jest Q, s i R ustali się równowaga czyli będą one stałe w czasie, to mówimy że jest ruch ustalony. Ruch jest zawsze nieustalony w pierwszym okresie pompowania potem ustala się na pewnym poziomie. Dopiero kiedy depresja będzie stała przy stałej wydajności to mówimy że ruch jest ustalony. Wzory na dopływ do studni w warunkach filtracji ustalonej wyprowadził jako pierwszy francuz Dupuit opierając się na wzorze Darcy. Założenia jakie musiał przyjąć Dupuit żeby wyprowadzić równanie krzywej depresji :

Przy takich założeniach Dupuit wyprowadził wzór na dopływ do studni wychodząc ze wzoru Darcy, Q= Fv

Niejaki Dupuit, francuz również korzystając z podstawowego wzoru Darcy wyprowadził wzór na dopływ do studni, a właściwie wyprowadził równanie krzywej depresji, które umożliwia obliczenie dopływu do studni. Założenia tak zwanego schematu Dupuit mieliśmy podane. Mamy warstwę wodononośną o zwierciadle swobodnym. Miąższość warstwy wodonośnej oznaczamy jako H. W trakcie pompowania woda obniża się o wielkość s. Powstaje lej depresji. Czyli następuje osuszanie fragmentu warstwy wodonośnej. Wysokość zwierciadła wody obniżonego w studni oznaczamy jako h, a promień zasięgu de represji jako R. Wprowadzamy też litery x i z oznaczające położenie. Krzywa leja depresji ma charakter symetryczny jeżeli zwierciadło wody i spąg warstwy są poziome.

Równanie krzywej depresji wyprowadzone przez Dupuit jest dla warunków filtracji ustalonej. O ustalonej filtracji możemy mówić wtedy gdy przy pomowanieu wody z określoną wydajnością ustali się depresja i zasięg leja depresji.

Dopiero w roku 1935 zostało rozwiązane równanie filtracji nieustalonej.

Wyprowadzenie (por. 2).. s zakładamy, nie znamy promienia leja depresji (R). Generalnie jest zasadea że depresja nie może być mniejsza niż połowa miąższości studni. Przy obliczaniu zasięgu leja depresji stosuje się uproszczone wzory empiryczne. Przy warstwie o zwierciadle swobodnym stosuje się uproszczony wzór Kussakina (3a). Musimy wstawić określone ściśle jednostki bo jest to wzór empiryczny. Możemy obliczyć współczynnik filtracji na podstawie próbnego pompowania i wtedy trzeba zakladać wartość R i obliczać k i potem k podstawiać do wzoru na R itd..

W warstwie o zwierciadle napiętym sprawa się upraszcza, bo miąższość warstwy wodonośnej (m) jest stała, a poza tym wyniki są dokładniejsza, ponieważ jeżeli studnia jest zupełna mamy dopływ radialny a nie sferyczno radialny i się nie zakrzywia. W wyniku pompowania następuje obniżenie o depresję s i też mamy lej depresyjny, ale jest to tylko linia ciśnień.

Możemy wyjść ze wzoru Darcy (4). Także tu oblicza się w sposób uproszczony promień depresji wzorem Sichardta, który ma postać (5) Współczynnik filtracji k wstawiamy w m/s.

Obliczanie dopływu do studni na podstawie obserwacji depresji w otworach obserwacyjnych

Wartość leja depresji jest zwykle przybliżona. Teoretycznie jest on asymptotą i sięga do nieskończoności, ale w praktyce zakłada się ze dochodzi on tam gdy nie zauważa się różnicy gołym okiem.

Są też tak zwane zeskoki hydrauliczne. Jeżeli mamy studnię i mierzymy w niej zwierciadło wody. Okazuje się że obniżenie w warstwie wodnonośnej jest mniejsze niż w studnia. Następuje pewne zwiększenie depresji w samej studni (ΔH) wynikające z oporów hydraulicznych na filtrze.

Tych dwóch błędów możemy uniknąć stosując otwory obserwacyjne. Jeżeli mamy warstwę wodonośną o zwierciadle napiętym, lej depresyjny budujemy jeden albo dwa otwory obserwacyjne i mierzyny w nich depresję.

To wszystko dotyczyło dopływu do studni zupełnej – czyli takiej gdzie filtr obejmuje całą warstwą wodonośną, w praktyce można za taką uznać gdzie obejmuje 85% miąższości. Jeżeli l/m jest poniżej 85 % trzeba stosować inne wzory. Generalnie mamy dwa schematy: Muscata – Hantusha i Giryńskiego. Generalnie rzecz biorąc dopływ do studni niezupełnej powoduje zaburzenia strumienia dopływu i bardzo komplikuje obliczenia. Dla praktyki hydrogeologicznej zostało to uproszczone. W starszych podręcznikach hydrogeologii stosowano inne rozwiązanie przy studni niezupełnej – poprawkę na miąższość warstwy wodonośnej, ponieważ często jest to jednocześnie studnia niedogłębiona i nie znamy miąższości warstwy wodonośnej. Chodzi o to że studnia została odwiercona i dopływ wody następuje z większej miąższości (9).

Muscate wprowadzil następujące założenia:

Problem polega na tym że funkcja którą rozwiązał Muscat i Hantush jest bardzo skomplikowana. Funkcję stabelaryzował Wieligin i możemy jej wartość odczytać z tabel na podstawie dwóch parametrów l/m i m/x, gdzie:

l- długość filtra

m –miąższość warstwy wodonośnej

x – promień studni albo odległość otworu obserwacyjnego od studni

zakrzywienie sięga 1,5*m. Jeżeli otwór obserwacyjny jest dalej niż 1,5*m zakrzywienia już się nie zaznacza i woda płynie całą miąższością.

Problem niezupełności studni możemy rozwiązać poprawką do wzoru Dupuit (11).

Jeżeli filtr jest na środku dzielimy warstwę na dwie częśći (12)

Jeśli zamiast m wstawimy H – 0,5s przekształcimy to na wzór dla zwierciadła swobodnego.

Schemat Giryńskiego :

Jeżeli miąższość warstwy wodonośnej jest bardzo duża a długośc filtra stosunkowo mała, to można zastosować schemat Giryńskiego. W praktyce ten schemat Giryńskiego stosuje się gdy stosunek l/m jest poniżej 0,15 (ewentualnie 0,3 bez otworów obserwacyjnych?). W tym schemacie że dopływ wody następuje do punktu czyli strumień ma charakter sferyczny (13).

Wtedy wzór na dopływ ma postać (14). Parametr alfa równa się dwa w stropie i 1 w środku gdy promień jest sferyczny.

Jeżeli weżmiemy podręczniki jest tak dużo wzorów że możemy się załamać. To co my mmay to jest pewne uporządkowanie i uproszczenie zabawy ze wzorami. Wyprowadzenie tych wzorów jest proste i producentów tych wzorów było bardzo dużo. Mamy zatem wzory Dupuit które kiedyś były stosowane tylko, potem Muschata z tabelami Wieligina dodają poprawkę do wzoru. W skrajnych warunkach o bardzo dużej miąższości stosujemy schemat Giryńskiego.

Ten wzór najczęściej przekształcamy w formę do obliczenia współczynnika filtracji, bo próbne pompowanie mamy empirycznie. Czasem jednak mając dane litologiczne możemy przewidzieć filtrację a zatem i wydajność. Musimy zaprojektować studnię, pompę i próbne pompowanie.

Próbne pompowania studni

W hydrogeologii przy omawianiu otworów hydrogeologicznych najważniejszą czynnością jest próbne pompowanie, które prowadzi się po wybudowaniu studni. Celem próbnego pompowania jest wyznaczenie współczynnika filtracji albo fluacji (K), ponadto uzyskanie danych odnośnie depresji jaka kształtuje się w studni, uzyskanie danych odnośnie stwierdzenia depresji, zależności wydatku od depresji i okręślenieu zasobów jakie możemy pozyskać z warstwy wodonośnej w określonych warunkach. Początkowo prowadzono je i inertpertowano tylko w oparciu o zasady filtracji ustalonej. Dopiero w dlaszych latach ww 1935 pierwsze rozwiązanie, a w praktyce dopiero po II wojnie światowej, a w Polsce dopiero w latach 70 –tych. My w tej chwili omówimy sobie zasady stosowane przy założeniu ruchu ustalonego. Pewne sprawy są od tego niezależne.

Próbne pompowanie przeprowadza się w zależno,s ći od potrzeby w pojedynczej studni albo w zespole węzłów badawczych – studnie z otworami obserwacyjnymi. Pomopowania generalnie dzielono na tak zwane krótkotrwałe i długotrwałe. Krótkotrawłe były parametryczne ( w cleu wyznaczania parametrów), długotrwałe były prowadzone w celu zbadania jakości i wydatku i wody. W tej chwili prawie się ich nie stosuje. Jak wykazała praktyka nawet je.śli pompoiwaniae trwało miesiąc czy trzy miesiące a nawet roczna lub dwuroczna próbna eksploatacja. Najczęściej nie dawało to szansy ustabilizowania jakości wody czy odzaiływania na sąsiednie pozimy wodonośne. Te procesy mogą zachodzić tylko w znacznie dłuższych okresach czasi. Podstawowoa kategoria to kat. B oparta na próbym pompowaniu i kat. A gdzie zakładano że zasoby są ustalane w oparciu o roczną eksploatację Potem okazało się ze rok to za ało i kategoria A nie była używana. Obecnie w praktyce stosuje się własiciwe pomopoania parametryczne, czasami w hydrowęzłach są to pompowania dłuższe by zbadać rekacje na granicę warswy. Zadamia zwiazanae z oddziałyuwnaiem ujęcia na sąsiednie poziomy wodonośne ropzatruje się już na modelach matematycznych. Próbnee pompowania e na nowym ujęciu najczęściej nie mamy wo ogólke energii w związku z tym prowadzi się je prz wykorzystaniu agregatów prądotwórczych. Są duże, ciężkie zużywające dużo paliwa urządzenia i jest to bardzo kosztowne. Nawet jeśli gdzieś się podłączymy i tak jest dużo prądu. Nie zawsze zatem udaje się to uzyskać. Oczywiści pompowanie próbne prowadzi się po wybudowaniu (wywierceniu otworu) i założeniu filtra. Jeżeli są to warstwy porowe. Filtry mogą być bardzo rózne. Najczęściej stosuje się siatkowe – rura perforowana owiniętea siatką nylonową , czasami miedziane. Mogę być też szczelinowe, pręgowe żwirowe – z okładziną żwirową. Konstrukcji jest bardzo dużo. Wod szczelinowych bardzo często w ogóle się nie filtruje. Czasami daje się tylko tak zwane rury perforowane. Pompowanie probne prowadzi się według założonego programu:

Odrpowadzana woda nie może infiltrować od razu do tej samej warstwy wodonośnej bo zaburzy to wyniki badan- jeżeli utwory są słaboprzepuszczalne można odprowadzić blisko, jeśli zwierciadło jest swobodne trzeba ją dalej odprowadzić na odległość 2 razy większą niż stumień leja depresji w kierunku przepływiu.

Trzeba też zniwelować wszystkie otwory w stosunku do poziomu morza. Czasami takie repery do porównań widać na budynkach. Niweluje się najczęściej kryzę wylotu rury wiertniczje. Trzeba dokonać dokładnego pomiaru zwierciadła wody statycznego, nie tylko w otworze ale też w otworach sąsiednich w promieniu 0,5 km od studni.

Zqanim przystąpi się do właściwego pompowania próbnego powinno być wykonane pompowanie oczyszczające. Polega ono na tym że trzeba usunąć ze strefy przylegającej do filtra drobne cząstki w warstwie wodonośnej nadające wodzie metność.Początkowo woda jest mętna, zawiera cząstki ilaste i pylaste, któ®e po pewnym czasie znikają , woda zaczyna się klarować. Na ogół trwa to 24 h pompowanie oczyszczające. Pompoowania eoczyszczające w utworach zafiltraowanych tam gdzie mamy wody prowe najczęściej prowadzi się ze wzrastającą wydjanośćią aż do maksymalnej. W przypadku warstw szczelinowych zaczyna się z maksymalną a potem obniża. Chodzi o to żeby udrożnić szczeliny. Szczeliny które mogą być wypełnione materiałem ilastym przy dużej wydajności mogą być oczyszczone. tutaj trzeba jeszcze dodać że takie pompowanie oczy czające powinno się wykonywać również w tuworach obserwacjuyjnych, szczególnie jeśli służyć mają badaniam fizyczno chcemicznycm. Tutaj takie pompowaniae może trwać krórce.

W trakcjie pompowania oczyszczającego prowadzi wsię również obserwację i bada zawartość piasku. Generalnie filtr jest tak zaprojektowany że część drobnej frakcji piaszczystej przechodzi przez filtr i gromadzi się w tak zwanym osadniku – rurze podfiltrowej w której może gromadzić się ta frakcja. Pod koniec pompowania oczyszczającego zawartość piasku w wodzie oczyszczanej nie może być wysoka i zgodna z normą. Filtr skałada się z tak zwanej częśći czynej rury nadfiltrowej i podfiltrowej (15). Jeżeli piasku jest bardzo dużo powinno się go usunąć z osadnika.

Najczęśćiej prowadzi się tak zwane chlorowanie studni, ponieważ studnia była wykonywanoa poprzez zabudowę róznych materiałów z terenu. Wokół filtra daje się też obsypke żwirową. Oba mogą zawierac zanieczyszczenia. Wlewa się za tym do studni podchloryn sodu w celu dezynfekcji.

Największy problem jeśli koty czy psy sięzałątwią w obsypkę studnia przez długi czas może wykazywać podwyższoną awartość bakterii.

Pompowanie [prowadzi się tradycyjnei na trzech stopnia ch dynamicznych – wydajnośćiach:

Dla każdej studni trzeba określić tak zwaną maksymalną przepustowość. Ograniczenia mogą dotyczyć np. depresji, która nie może przekraczać połowy warstwy wodnośćnej w warstwach swobodnych, a w warstwach napiętych nie może schodzić poniżej stropu warstwy wodonośnej.

Inne ogranicznenie to maksymalna prędkość dopływu wody do filtra.

Q max = π dlvdop

vdop. określa się za pomocą wzorów empirycznych, średnicę - d przyjmuje się. razem z obsypką, l długość częśći roboczej filtra. Jest szereg wzoró empirycznych dla prędkości dopuszczalnej. Najczęściej stosuje się tak zwany wzór Sichardta:

vdop = pierw. k/30, k podaje się w m/s.

Dla studni eksploatowanych okresowo stosujemy inny wzór Sichardta:

vdop= 65 pierw. 3 stopnia z k. Tutaj k jest m/d.

Jest jeszcze wzór Truelsena:

v dop = de/280, de to średnica efektywna d10 w mm, a vdop oczywiście m/s

Potem rozpoczynamy probne pompowanie polegające na tym że rozpoczyna się z wydajnością 1/3 wydajności max. i prowadzi się obserwację zwierciadła wody w studni. Na początku pomiar ten powinien być co 10 -15 przy interpretacji ruchu ustalonego. W momencie gdy dochodzi do ustalenia się depresji to pompowanie prowadzi się 24 godziny, a pomiary powinny być prowadzone co 60 – 120 minut. I nie wolno przerywać takiego pompowania. Jeżeli ze względów technicznych wysiadła pompa można je kontynuować jeżeli przerwa jest nie dłuższa niż 6 godzin. Można zamonotować urządzenie samorejestrujące. Po 24 godznach do 2/3 i ta sama zabawa i następnie ustawia się maksymalną.

W trakcie3 próbnego pompowania należy pobrać probę wody do analizy fizyczno – chemicznej i bakteriologicznej. Czasami takie próby były pobierane pod koniec każdego stopnia dynamicznego ale teraz już tyko podczas ostanietniegl. Podczas analizy bakteriologicznej trEba pobierać wodę do wyjałowionych butelek. Po zakończeniu pompowania trzeba obserwować wznios zwierciadła wody po pompowaniu – powrót do statycznego. Powinny być też obserwowane sąsiednie studnie i otwory bo wtedy można wykorzystać do obliczęn pomiary depresji w otworach – można uniknąć nbłędów zwiążanych ze skokiem hydraulicznym. Na podstawie próbnego pompowania sporządza się wykres depresji i wydatku w funkcji czasu. I wykres zależności wydatku od depresji i wykres zależności wydatku jednostkowego od depresji.

Wykres wydatkiu i depresji w czasie sporządza się w sposób następujący (16). Wprowadza się oś czasu i oś depresji. Robi się dla wszystkich trzech stopni dynamicznych i powrotu..

Następnie robimy wykres zależności wydatku od depresji (17). Zależność może być paraboliczna (a) lub liniowa (b). Zależność paraboliczną obserwuje się w warstwach o zweirciadle swobodnym bo tam im wieskza drepresjia tym mniejsza miąsżośc warstwy wodnośnej. Zalżność liniowa jest typowa dla wastwy wodnoścej o zwierciadle napiętym.

Oprócz tego oblicza się tak zwany wydatek jednostkowy. Przez wydatek jednostkowy rozumiemy ilość wody otrzymywanej w jednostce czasu na 1m depresji. W warstwie o zwierciadle napiętym wydatek jednostkowy wylicza się bardzo prosto, mianowicie:

q = Q./s

Dla warstwy o zwierciadle swobodnym oblicza się ze wzoru Duputi (18).

Wykres wygląda jak na 19. Czasami stosuje się też obliczanie wydatków właściwych. Jest to wydatek jednostkowy na 1 m długości filtra albo wydatek jednostkowy przypadający na m2 długości filtra.

Ruch nieustalony

Musimy najpierw zrobić sobie rysunek. Warstwa wodonośna o zwierciadle napiętym. Studnia, zwierciadło statyczne, woda pompowana zwierciadło dynamiczne, otwór obserwacyjny w odległości R od studni, depresja w otworze obserwacyjnym s, Ruch nieustalony polega na tym że przy stałej wydajności poszerza się początkowo lej depresji. Zarówno wydajność jak i zmiany powierzchni depresyjnej w czasie zależą od wysokości ciśnienia, przewodnicwa wodnego warstwy wodonośnej i własności sprężystych. Zjawisko to jest opisane ogólnym równaniem różniczkowym. To równanie we współrzędnych biegunowych ma postać (22).

h – wysokość ciśnienia

r – odległość otworu pomiarowego od pompowanego

S – współczynnik zasobności sprężystej

T – współczynnik wodoprzewodności (równa się km)

t – czas mierzony od początku pompowania

Theiss (USA) rozwiązał to równanie w roku 1935. To równanie nie ma ogólnego rozwiązania. Są tylko rozwiązania dla przyjętych założeń. Założenai są następujące:

Theiss wykorzystał analogię mi.ędzy przepływem wody podziemnej a przewodnictwem cieoła które opisują podobne równania

Przyjął on jednocześnie że wydatek jesta stały i przyjął następujące warunki brzegowe h = H, t = 0 i dalej h H a r nieskończoność dla t równe lub większe niż zerol.

Otrzymał następujący wzór: (23)

Q – stały wydatek studni

s – obniżenie zwierciadła wody w odległości r od studni

Wzór ten jest znany jako równanie Theissa. Całka jest funkcją dolnej granicy u i może być rozwinięta w tak zwany szereg zbieżny. Całkę wykładniczą oblicza się symbolicznie jaki W (u) i nazywa się ją funkcją charakterystyczną studni albo funkcją Theissa. I możemy w związku z tym to równanie zapisać w prostszej formie 24, a po przekształceniach 25 Możemy określić zatem S i T. Jednakże występowanie dwóch niewiadomych uniemo0żliwia rozwiązanie analityczne i możemy rozwiązać tylko za pomocą przybliżonych metod graficznych.

Wyznaczanie parametrów hydrogeologicznych w oparciu o filtrację nieustaloną sobie omówiliśmy. Schemat Theissa. Można z nich wyprowadzić wzory na wodoprzewodność T i współczynnik zasobności sprężystej. Na podstawie wzorów przy dopływie ustalonym wyznaczamy tylko parametry filtracyjne, a na podstawie wzoru Theissa także współczynnik zasoboności sprężystej T. W celu wyznaczenia parametrów T i S i obserwować depresję w jednym albo w kilki otworach obserwacyjnych położonych w strefie działania… Pomiary musza być prowadzone częściej ponieważ musimy wykreślić zależność depresji od czasu. Polega to na tym że wykonuje się w skali logarytmicznej wykres zależności depresji (s) i czasu (t). Przy czym nie rozwiązania analitycznego równania Theissa bo mmay dwie niewiadome. Musimy zastosować przybliżone metody graficzne w celu rozwiązania. Polega to na ty, że porównuje się dwie krzyw _ krzywą Theissa i krzywą uzyskaną z pomiarów. Jeżeli chodzi o krzywą Theissa to ona może być. w formie (ryc. 318) normalnej lub odwróconej. W skali logarytmicznej jeżeli to jest zależnośc zwykła to jest to w skali W/U od U. Jeżeli badamy zależność W/U do 1/U wtedy ta krzywa ma ten przebieg. Teraz na czym polega to rozwiązanie graficzne Rozwiązanie graficzne ryc. 315 polega na tym że nakładamy na sienbe dwie krzywe czyli krzywą wzorcowaW/U od 1/U cyzli odwróconą częściej stosowaną w praktycę i mamy też krzywą doświadczalną w postaci punktów.

Jeżeli mmay dwa otwory obserwacyjne nasonimy to w postaci r…. Następnie szukamy maksymalnej zgodności geometrycznej krzywej wzorcowej z krzywą doświadczalną. To się robi na kalce przeżroczystej. Szukanie zgodności poleg na przesuwaniu krzywej doświadczalnej przy zachowaniu równoległości układu współćzrędnych. Przesuwając ją po iksach i po ygrekach szukamy takiego położenia by uzyskać maksymalną zdolność geometryczną tych dwóch krzywych. Gdy to zrobimy wybieramy punk arbitralny który nie mus być położony na krzywej. Najprościej wybrać go dla określonej wartości jeśli chodzi o skalę logarytmiczną czyli w tym przypadku 10 -3. I odczytujemy współrz33 z krzywej Theissa. Dalej odczytujemy wartość 1/U, a z krzywej doświadczannej s i t/r21. Mając te dwie pary możemy doświadczalnie wyznaczyć parametry i wtedy T = Q/4 pi śr raz W(U)

a S (2)

Jeżeli byśmy mi8eli tylko jeden otwór obserwanycjny n8e mmay t/r2 tylko jeden przez t. Jeżli mamy trzy nakładają się trzy krzywe

W pierwszym okresie obserwacji istnieje rozbieżność między punktami bo schemat Theissa nie spełnia warunków w tym okresie ale po stosunkowo krotkim czasie dostosowuje się.

To jest tak zwane rozwiązanie równanie Theissa za pomocą metody graficznej.

Istnieje jeszcze druga możliwość jego rozwiązania – metoda przybliżenia logarytmicznego. Metoda ta może być zastosowana jeżeli pompowanie trwa dłużej i wtedy jeśli wartość U jest (3). Wtedy sprawa się upraszcza ponieważ możemy wzór Theissa możemy zapisać w postaci (4)

Do tej metody też musimy sporządzić wykres zależności depresji w czasie, przy czym w tym przypadku już na skali logarytmicznej jest cza a depresja jest w skali dziesiętnej. Teraz jak widzimy te pomiary możemy przybliżyć linią prostą i z tej krzywej mając tę prostą możemy ją przedłużyć do miejsca gdzie s=0 i odczytać wartość t0 z osi gdzie jest czas. (ryc. 320).

Jeżeli podstawimy to do wzoru mmay (6)

Z tej prostej wyznaczamy warość delta s w taki spos.ónb żę delta s zmienia się o jeden cykl logarytmu. Następnie możemy wyznaczyć …(7)

Takie sporządzanie wykresu depresji w zależności od logarytmu czasu jest też przydatne do analizy zmieności warunków w samej warstwie wodonośnej. Jeżeli ta warstwa nie jest jednorodna to wtedy mogą z tej krzywej doświadczalnej możemy wyznaczyć kilka tak zwanych prostych odpowiadających . jeżeli warstwa wodonośna jest jednorodna to wtedy ten wykres s depresji od logarytmu czasu (8)

Natomiast jeśli mielibyśmy do czynienia z facjalnymi zmianami współczynnika filtracji w warstwie wodonośnej to wtedy ten wykres może wyglądać tak że mamy tu jedną prostą, a po pewnym czasie ten układ punktów poim arowych zminienia kierunek, następuje załamanie i to obrazuje na m wpływ tej strefy (9).

Czyli te wykresy pozwalają nam również na analizę struktury warstwy wodonośnej.

Oprócz tego klasycznego schematu Theissa mamy do czynienia jeszcze z innymi schematami, np. Hantusha z przesączaniem, z opóżnionym przesączaniem itd.. Na dalszych kursach hydrogeologii to będzie.

Natomiast dodamy tylko jeszcze że ten wzór możemy zapisać w odniesieniu do wydajności … 10

Schemat Theissa dotyczy warstwy o zwierciadle napiętym i tutaj nie dochodzi do ustalenia się leja depresji. On rozwija się w czasie.

Źródła

Naturalny, samoczynny i skoncentrowany wypływ wód podziemnych na powierzchnię. W rejonie Poznania jest źródło Lisówki. Źródło jest obiektem interesującym dla hydrogeologia, gdyż to jedyna możliwość kontaktu z naturalną wodą podziemną. Wszelkie inne kontakty są już obarczone pewnymi zmianami jakie musimy dokonać, by móc badać wody podziemne. Musimy to już robić porpz pewne wyrobiska otwory i one naruszają naturalność. Źródło jest jak odkrywka dla geologa. Może on poczuć własnymi zmysłami to źródło, może badać swoimi zmysłami smak zapach barwę. Powszechniej bada się zapach niż smak.

Źródła dla hydrogeologa powinny być sygnałem że występują poziomy wodonośne a z drugiej strony, że występuje zmienność warunków hydrogeologicznych. Najczęściej jeśli mamy nawet bardzo korzystne warunki hydrogeologiczne, ale tej zmienności nie ma, to źródła nie będzie. Kiedyś popełniono trochę błędów kierując się występowaniem źródeł. W miejscowości Zagnańsk nad rzeką Bobrzą koło Kielc w pobliżu dębu Bartek kierowano się obecnością źródeł, pojedyncze wiercenia wykazały nawet dobre warunki hydrogeologiczne ale uzyskano jedynie 23 z planowanym 50 tys. m3/d.

Dział hydrogeologii który zajmuje się źródłami nazywa się krenologią od greckiego słowa krene czyli źródło. Oprócz źródeł według podanej wcześniej definicji wyróżniamy również wypływy wód podziemnych, które nie są źródłami według podanej wcześniej definicji. Wyróżniamy następujące rodzaje młaka, wyciek, wysięk, wypływ kroplisty lub wykap.

Młaka to powierzchniowo rozległy wypływ wody podziemnej. Miejsce tego wypływu jest najczęściej zatorfione lub zabagnione. Młaki pojawiają się tam gdzie następuje zatamowanie swobodnego odpływu wód podziemnych na powierzchnię, głównie na terenach płaskich lub słabo nachylonych. Woda która nie może swobodnie odpływać nasyca warstwę powierzchniową lub zwietrzelinę, często jest to zwietrzelina u podnóża zboczy. Są często porośnięte bujną roślinnością, nawet w okresie długotrwałej suszy. Czasami w tymi miejscu nie następuje zamarzanie – mówimy wtedy o oparzeliskach, tam przy niskich temperaturach tworzą się też zamglenia.

Wyciek jest to bardzo słaby nieskoncentrowany, przeważnie powierzchniowy rzadziej liniowy wypływ wody z odsłoniętej warstwy wodonośnej lub zwietrzeliny skalnej. Woda łączy się w stróżki i spływa po stokach lub zboczach dolin. Wycieki często są okresowe. Czasami warstwa powierzchniowa jest nadcięta i następuje taki wypływ wody.

Wysięk to słabe powierzchniowe sączenie się wody przeważnie ze zwietrzeliny przeważnie podścielonej utworami nieprzepuszczalnymi. Woda powoduje zawilgocenie terenu i może parować, ale nie powoduje odpływu na zewnątrz. Wtedy mówimy że jest to wysięk ewaporacyjny. Jeśli woda wsiąka z powrotem do gruntu mamy tak zwany wysięk infiltracyjny.

Wypływ kroplisty lub wykap polega na tym że woda przesącza się przez skały i wypływa na zewnątrz w postaci pojedynczych wskał lub kropel. Takie wypływy występuje zwykle na wychodniach skał składających się z warstw o różnej przepuszczalności, np. z piaskowców i łupków ilastych (warunek ten spełniają choćby utwory fliszowe, zdarza się również w wyrobiskach górniczych).

Źródła występują pojedynczo lub mogą być usytuowane wzdłuż pewnej linii np. linii uskoku. Mówimy wtedy o linii źródeł.

Dzielimy je generalnie na dwie grupy ascensyjne i descensyjne. Ascensyjne to inaczej mówiąc artezyjskie. Czasami można się pomyliśc czy jest źródlo – bo czasami są otwory wietnicze gdzie następuje wypływ artezyjski, ale to nie jest naturalne. Źródło ascensyjne to takie gdzie motorem wypływu jest ciśnienie hydrostatyczne, a przy descensyjnych grawitacja. Źródło descensyjne to będzi np. takie źródło gdzie mamy warstwę wodonośną która jest nadcina nam pozoim wodonośny i woda nam wypływa. Inaczej mówiąc jest to źródło warstwowe.

Źródło ascensyjne to takie gdzie mamy jakąś warstwę wodnośną. i wypływ nstępje pod wpływem ciśnienia. Czasami siłą motoryczną mogą być gazy lub pary. W gejzerach są pary a w pieniawach dwutlenek węgla pochodzenia endogenicznego.

Źródłą m ożemy klasyfikować wg bardzo różnych kryteriów: fizycznych, chemicznych, geologicznych, hydrogeologicznych morfologicznych, genetycznych itd. W Polsce przyjmujemy podział Pazdry, gdzie klasyfikujemy źródła według podstawowego kryterium jakim jest rodzaj przewodów hydraulicznych jakie wyprowadzają wodę do źródła. Mogą być to pory, szczeliny i próżnie krasowe. Wyróżniamy źródła warstwowe gdzie woda jest wyprowadzania poprzez pory, szczelinowe przez szczeliny, z uwzględnieniem podkategorii źródeł uskokowych i wreszcie źródła krasowe.

Te typy możemy jeszcze dzielić na rodzaje wg różnych kryteriów. Jeśli chodzi o warstwowe źródła, to drenują one wody, które występują w porach utworów okruchowych. One występują tam gdzie warstwa wodonośna rozcięta jest powierzchnią Ziemi. Przykład źródła descensyjnego. Mogą być warstwowo kontaktowe gdzie utwory okruchowe występują na podłożu słaboprzepusczalnym34 albo takie gdzie nie ma zaniku ale istnieje zmniejszenie miąższości warstwy i w pewnym momencie pojawia się źródło gdzie woda się spiętrza (ryc. 233). Warstwowe są niewielkie, niskoprzepuszczalne i są przede wszystkim na niżu.

Szczelinowe mogą być ascensyjne i descensyjne. W descensyjnym woda jest wyprowadzana pod wpływem siły grawitacji. W ascensyjnym woda jest wyprowadzana przez ciśnienie hydrostatyczne. Uskokowe wyprowadzają wodę szczeliną uskokową biegnącą przez utwory nieprzepuszczalne albo bardzo słabo przepuszczalne. Krasowe nazywamy wywierzyskami często mają bardzo duże wydajności i dają poczatek strumieniom i rzekom. W Tatrach np. wywierzysko lodowe ma wydajność 3500 l/s ale są wywierzyska o znacznie większych wydajnościach . Największe występują we Francji. Wywierzyska mamy również w jurze Krakowsko – Częstochoweskiej. Szczególnym rodzajem są tak zwane źródła intermitujące. Polega to na pulsacji przeopływiu i związane jest z chartakterrem przepływu lewarowego w kanałach krasowych. Bardzo ważną cechą określającą rodzaj źródła jest jego położenie w stosunku do układów morfologicznych.

Często są źródłą w obszarze o zróżnicowanej morfologii. Z tego puntku widzenia wyróżniamy zboczowe albo stokowe, dolinne (15). krawędziowe albo klifowe (16) albo tarasowe. Mogą być też osuwiskowe czyli pojawiać się. pod czołem osuwiska, także zaporowo uskokowe, np. źródło (17). Taki charakter mają błękitne

Ze względu na stopień mineralizacji dzielimy je na słodkie i mineralne. Przy czym te z wodąminralną dzielimy na solankowe, siarczanowe i szczawy. Solanka to jest powyżej 35 g/l.

Wody kwasoweglowe mają co najmniej 250 mg/l a szczawy ponad 1000 g/l. Ze względy na t dzielimy na chłodne zwykłe i ciepl.ice. Chłodne jeśli temperatura jest niższ o śrdniej , a cieplice tam gdzie temperatura jest wyższa od średniej roczenju.

Ze względu na genezę wydzielamy meteoryczne i juwenilne. Meteoryczne to takie gdzie wypływają infiltracyjne, juwenilne związane z magmatyzmem są . Specyficzny rodzaj źródeł stanowią gejzery występujące w obszarach młodego wulkanizmu. Wody gejzerów mają niską min. 1 – 2 g/l ale podwyższoną zawartością krzemionki 0,2 – 0,7 g/l. . Wokół gejzerów osadza się zatem gejzerty. osad krzemionkowy skład któ®ego wchodzi głównie opal. Inen specyficzne rodzaj to pieniawy czyli źródłą gazujące. Najcześciej wyprowadzją wodę i juwenilny CO2. Mogą być też pieaniway wyprowadzające metan lub inne węglowodory. Teraz powiemy sobie o tak zwanym reżimie xs®ódel.

Nareżim źródlę składają się następujące sprawy. Weydajność skałd chemiczny cecy fizyczne wody i ciśnienie hydrostatyczne. Jeśli chodzi o wydajnośc źródeł to najczęściej przyjmujemy podział na 8 klas wydajnośći

I Pow. 10.000 l/s
II 1.000 – 10.000
III 100-1.000
IV 10-100
V 1-10
Vi 0,1-1
VII 0,01-0,1
VIII 0,001 – 0,01

W Polsce największe średnie wydajności osiągają klasę III.

Określa się też wskaźnik wydajności źródeł R. To jest Qmax do Qmin. Ten wskaźnik powienie być określony na podstawie obserwacji wieloletnich. Ze wzaglęu na zmienność wieloletnią dzielimy źródła na:

Oprocz zmienności wieloletniej (najlepiej jeśli jest to okres 20 lat) stosuje się też wskaźnik zmienności jednorocznej.

Mamy teź źródla oikrewsowe które występują tylko w pewnym orkesie. W innych w ogólne nie wypływają.

Wydajność źródła zależy od zasialnai zależy od objętości i rozprzestrzeniana poziomu wodonośnego który alimentuje źródło, od przepuszczalności utworów skalnych doprowadzających wodę do źrodła, odległości obszaru zasialnia od żródła, stopnia zasilania źró35 dła przez opady i ich rozkładu w czasie i ciśnienia hydrostatycznego które jest siłą motoryczną wyprowadzająca wode ze źródłą ascnzyjnego.

określamy też wskaźnik pojemnośći źródłą – jest to stosunke sumarycznej roczenuj wydajności źródłą do pojemności wody w poziomie wodonośnym który alimentauje źródła. r = Q/v, Q to wydajność a v pojemność wody. Dla małych poziomów wodonośnych P może dochodzić do 10. Natomiast jeżeli źródła są alimentowane z dużych basenów wodonośnych p może mieć w granicach od 10 -5 do 10 – 10 nawet.

Z hydrogeologicznego punktu widzenia regularotrem wydajności źródła jest …

I regulatorem ejst jest spadek hydrauliczny (18. W okresie gdy zbiornik wodonośny alimentujący źród ła nie jest zasilany źródła mają reżim własny. Jest ona wtedy funkcją czasu i maleje wg wzoru 19, gdzie Q gto przewidywana wydajność źródłą po czasie t , Q0 początkowa obserwowana wydajność źródła kiedy rozpoczyna się reżim własny. Alfa to współczynnik regresji źródła w czasie t – zależy od przepuszczalnościm, miąższości, odsączalnośći utworów wodonośnych oraz odległości źródła od wododziału. T – czas liczony w dniach opowiadający zmniejszaniu się wydajnośći od Q0 do Q. Współczynnik alfa wg badań ekip. zmienia się od 0,04 do 0,7. Możemy go wyznaczyć dla każdego źródła na podstawie obserwacji znając Qo i Q. Wtedy alfa równa się 20 . Jeżeli mamy taki wsskąźmiok wyznaczony możemy prognozować wydajność źródła pracującego w reżimie własnym.

Je.żęli wykonujemy badnia źródłe w określonym terenie wyznacza is…ę tak zwany wskaźnik krenologiczny, czyli liczbę źródłe na km2 powierzcni W Polesce największy w Tatrach 5,38 a na niżowej częśći najwyższy na Pojezierzu Suwalskim gdzie wynosi 0,21, a więćjest wielokrotnie niższy. Na NIżeu zwykle wydajonśći rzędu klasy od 7 do 4. Trzeba jeszcze dodać że źródlą występują przede wszystkim w górach – Karpatach i Sudetach i że wody wypływające ze źródlą czasami charakteryzują się określonymi cechami, np. szczawy albo wod kwasow węglowe, czasami charakeryzjujaće się podwyższonym zasoleniem, czasami radoczynne. Źeódła dały podstqawe rozwoju uzdrowiska , stać np. Cieplice koło Jeleniej Góry, teraz już włączone, w Lądku Zdroju. Większosć uzdrowisk w Polsce zlokalizowana jest na terenie Sudetów i Karpat. W tej chwili w większości uzdrowisk korzysta się także z otworów wiertniczych. np. w rejonie Ciepl;ic wykonano otwór 2.000 m o wyższe temperaturzez początkowo ale potem zaczęło za nikać i zmniejszyła się temperatura.

Metody badania źródeł:

Źródla są naturalnym odłonięciem warstwy wodonośnej i dlatego należy je badań. Jeżeli wykonujemy zdjęcie hydrogeologiczn, chociażby do pracy magisterskiej, to jest kartowanie hydrogeologiczne, obejmuje rejestracje wszelkich dostępnych przejawó wód podziemnyc, możliwości wykonanai pomiarów, oczywiście wsyzedkie źródłłą a nawet nieskoncetnorqaowe wypływy trzeba zaznacanzyć. Trzeba zlokalizować po pierwsze źródła. Lokalizacja powinna być wykonwana pod względem topograficznym, morfolloticznym, administaracyujnym stanu zabudowy, stanu sanitarno technicznego, określi.ć właściciela. Określić czy wypływ jest naturalny czy zmineiaony przez człowiek,a. Trzeba wykonać pomiar obliczyć rzę36dną wypływu żeby skonstruować mapę hydroizohips. Trzba określić morfologię terenu. To nest niezbędne do klasyfikacji i genezy źródłą. Powiny być także zbadane i określone stosunku hydrograficzne w szerszy, oteoczeniu. Jaka jrst relacja tego źródłą do cieków i zbionrikó wodnych. Istotne czy są dizałani pochodzenia atnorpogenicznego. Czy wsytępują melioracje i irygację Powinna być okrelaonba forma i sposób wypływu. Misa, kociołek itp. Czy źródło jest obudowane czy naturalnie bez żadnych doatadtkowych obudów. Niezbędne jest również określenie budowy geologifzcnej a wiec litologii utworów występujących w promieniu kilku kilomet®ow wolkół źródła. Mając te dane powinniśmy określic genezę oraz typ i rodzaj źródłą. Dalej obserwacjom powinniśmy opdawać osady źródlane .czy mmay do czynie Az z wytrącaniem się osadów. bo nast.ępuje natlenianie do trójwartościowego. Mogą równeiż wytrącać się węglany bądź związki siarki czy inne., Przy cieplicach także krzemu. Jak wiem typowym osadem źró37dlanym jest trawertny lano martwica. Paryż jest z rawortynu. i urząd wojewódzki.

Przy małych wydajnośćiach można zmierzyć przez napełnianie naczynia miarowego. To rzadko się udaje raczej wtedy gdy źródło jest obudowane i można podstawić naczynie. W związku z tym najlepszą i najczęściej stosowaną jest metoda przelewo. Wyrózniamy dwa rodzaje tak zwany przelew Thompsona i Poncelleta.

Przelew Poncelleta to przelew prostokątny, a Thompsona trójkątny (21). Thomsopna stosuje się przy wydajnościahc 1-10 a poncelleta pow. 10.

Wzrór jest następujący dla Poncelelta 22. Mi to współczynnik kontrakcji przepływu i zależy od dławienie astrumineia przelewego, wysokości i kształci. Wartość zmienia się od 0,56 do 0,65. Możemy go oddczytac w podręcznikach hydrauliki. B to szerokość przelewu, a h to wysokość przelewającej się warstwy wody. Pomiaru dokonujemy tylko wysokości przelewającej się wody.

Jeżeli wartość h zmienia się w zakresie od 0,01 do 0,20 m wrór się upraszca do 24. Stosuje się przy skrzyniach przelewowych.

Jeżeli chodzi o pomiar powinien być nie dokonywany na smam przelewie ale tam gdie woda nie ulega jeszcze zakrzywieniu.

Dalej mamy pomiary fizycznych własnośći wody w źródłach. Powinniśmy badając źródło podać temperature, przezroczystość, sma, , zapach oi przewodnictwo elektyczne co można łąt2wo zrobić za pomocą konduktometry. Gdy bada się wiele źródeł często jest tak że bramny tylko określony wskaźnik albo kilka wskaźników i często stosuje się tak żeby m ożna było bdać bezpośredno w terenie.

Czasmi pobiera się próbe i wykonuje anliza fizyczno chemiczną w laboratorim . Często jest tak że wykonujemy bdania w terenie i dopiero na poodsawie anlizy decydumem y cyz należy i wkjaikim cleu wykona.ć analiza ficzyno chemiczną i jaki powininien być jej zakres.

Badania źródeł mogą być jednorazowe w trakcie kartowania lub stacjonarne, kiedy dokonuje się pomiarów w jakimś wyznaczonym okresie, powtarza się pomiary. Jeżeli takie pomiary stacjonarne się prowadi niezbe38dne jest róznowległę prowadzeni pomiarów meteoroliccznych, takich jak pomiary temperatury czy opadów i trzeba wtedy założyć stajcę albo korzystać z pobliskiej

  1. Pazdro, s. 35↩

  2. frakcja związków próchnicznych o barwie czarnej nierozpuszczalnych w wodzie w całym zakresie pH ↩

  3. Więcej na stronie http://www.gios.gov.pl/monbada/component/option,com_frontpage/Itemid,1/↩

  4. Prężność pary wodnej (ciśnienie pary wodnej) – ciśnienie cząstkowe wywierane przez parę wodną zawartą w powietrzu, określane w jednostkach ciśnienia – milimetrach słupa rtęci (mm Hg) lub hektopaskalach (hPa). Średnie ciśnienie pary wodnej na kuli ziemskiej przyjmuje najniższe wartości w obszarach podbiegunowych, zwłaszcza w zimie (poniżej 1 hPa), a największe w strefie równikowej, do 25-30 hPa [wikipedia.org]↩

  5. to wielkości maksymalne.

    ↩

  6. Metoda jest oparta na prędkości opadania kulistych cząstek w zawiesinie wodnej.↩

  7. Ryc. 43 w Pazdro, Kozerski „Hydrogeologia Ogólna”↩

  8. W.O. Clark↩

  9. Dlatego są głębokie kopalnie po diamenty lub złoto, bo temperatury są znośne.↩

  10. Kolmatacja (ang. colmatage) – osadzanie się w przestrzeni porowej ośrodka porowatego drobnych cząstek stałych unoszonych przez przepływający płyn.

    Kolmatacja związana jest z blokowaniem przewężeń kanałów porowych przez cząstki stałe adwekcyjnie unoszone przez poruszający się płyn.

    Przykładem procesu kolmatacji jest stopniowe zatykanie się filtrów porowatych (np. sączki, samochodowy filtr powietrza) przez drobne cząstki stałe zawarte w filtrowanym płynie. [wikipedia.org]↩

  11. Stopniowe niszczenie tworzyw konstrukcyjnych, głównie metali, wskutek działania środowiska. Niszczenie zaczyna się na powierzchni i postępuje w głąb. Korozję żelaza wywołuje głównie tlen i para wodna.↩

  12. Cząstki w roztworze o średnicach 1-500 nm (zawiesina powyżej 500 nm)↩

  13. Kaolin, glinka porcelanowa – skała osadowa zawierająca w swym składzie głównie kaolinit, a także m.in. kwarc i mikę. Nazwa skały pochodzi od chińskiej góry Gaoling, skąd rzekomo pierwszy raz wydobyto kaolin.

    Kaolin powstaje na skutek wietrzenia skał magmowych, metamorficznych i osadowych↩

  14. Zlepianie się cząstek w większe zespoły↩

  15. Toron i aktynon to mniej trwałe izotopy radonu↩

  16. MgSO4↩

  17. KCl↩

  18. Dr Koszela wspominał o odkryciu piątego podstawowego smaku↩

  19. Bor jest piąty w układzie okresowym. Ma 5 protonów i tyle samo neutronów.↩

  20. Praktycznie tylko złoto występuje rodzimie↩

  21. Reakcja chemiczna przebiegająca między materiałem palnym lub paliwem a utleniaczem (np. tlen), najczęściej towarzyszą jej wydzielenie ciepła i światła.↩

  22. Agar wytwarza się z krasnorostów↩

  23. Uzdatnianie wód podziemnych (groundwater conditioning/treatment) Proces dostosowania właściwości wód podziemnych do wymogów stawianych wodom dla różnych celów. Z uwagi na cechy wód podziemnych główne procesy uzdatniania to odżelazienie i odmanganienie, odkwaszenie, zmiękczenie i dezynfekcja↩

  24. Ponad 1g CO2 [portal wiedzy.onet.pl, pl.wikipedia.org]↩

  25. Tab. 43, Pazdro↩

  26. Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej↩

  27. Przesiąkanie to przepływ przez utwory półprzepuszczalne, a przesączanie to przepływ przez utwory przepuszczalne↩

  28. Krzemionkowa skała osadowa, która zawiera kwarc detrytyczny i krzemionkę organiczną↩

  29. Skała mieszana złożona z krzemionki organicznej i węglanu wapnia↩

  30. Lepkość obniża się silnie wraz ze wzrostem temperatury↩

  31. Zmienia się stosunkowo nieznacznie wraz z temperaturą↩

  32. Czyli zbliżoną do wody o temperaturze 20°C↩

  33. ęne punktu arbitralnego, przy czym odczytujemy dwi pary tych współczrzdnych. Minaowicie odczytujemy W(U)↩

  34. Pazdro, ryc. 239↩

  35. łą↩

  36. ną↩

  37. lame↩


Wyszukiwarka

Podobne podstrony:
pieniadze nie sa wszystkim
dostalem wszystko
(1967) GDY WSZYSTKIE NARODY ZJEDNOCZĄ SIĘ POD POD KTRÓLESTWEM BOŻYMid 888
Identyfikacja Chrystusa we wszystkich wiekach 640409
Litania do Wszystkich Świętych Melodia II
Najpotężniejsza Nowenna z wszystkich nowenn do Opatrzności Bożej
MAS wszystkie pytania testowe 2007
Ze wszystkich kwiatków świata, dzień mamy i taty
WOJNA W AFRYCE POĄNOCNEJ, wszystko do szkoly
wszystkie wykłady z matmy stoiński - wersja na telefon, MATMA, matematyka
POPRAWA WSZYSTKICH KOLOKWIËW. 5fantastic.pl , Ćwiczenia
Pewnego razu wszystko zaczęło się od stworzenia świata, Filozofia
licencjat - opracowania (wszystkie

więcej podobnych podstron