Co możemy odczytać z hydroizohips –

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

- Kierunek ruchu wody podziemnej. Generalnie są prostopadłe do hydroizohips.

-Wyznaczanie spadku hydraulicznego.

-Obszary zasilania (z których woda płynie) i drenażu (do których woda płynie). -Wododziały. Linie rozgraniczające poszczególne strumienie wód podziemnych. .

-Zasięg obszaru oddziaływania ujęcia – zasięg leja depresyjnego.

-Związki wód podziemnych i powierzchniowych. Najczęściej rzeka drenuje wody podziemne.

Co wpływa na porowatość 

- Jednorodność uziarnienia. Większą mają skały bardziej jednorodnie uziarnione.

- Kształt ziaren. Większa porowatość gdy ziarna są zbliżone do kuli a mniejsza, gdy są elipsoidalne.

- Sposób ułożenia ziaren.: środki ziaren tworzą kwadrat-większa lub tworzą romb- mniejsza=> wpływ kompakcji..

Porowatość nie zależy od wielkości ziaren! stopnia scementowania.

Czynniki wielkości infiltracji:

-Przepuszczalność skał i gruntów – jest to zdolność skały do przewodzenia wody.

-Rzeźba powierzchni terenu – jeżeli teren jest płaski nie ma warunków do spływu powierzchniowego. Przy nachylonym terenie woda spływa i infiltracja się zmniejsza.

-Temperatura – im wyższa temperatura tym parowanie jest większe i infiltracja mniejsza.

-Wilgotności powietrza - Im większy niedosyt wilgotności, tym większe parowanie i tym mniejsza infiltracja.

-Pokrycie szatą roślinną: generalnie rzecz biorąc szata roślinna zwiększa jednak infiltrację.

-Nasycenie wodą środowiska skalnego.

-Przemarzanie gruntu – przemarznięty grunt jest praktycznie nieprzepuszczalny i infiltracja ustaje całkowicie.

-działalność człowieka - najczęściej negatywnie, zmniejszając infiltrację, poprzez wycinanie lasów, kanalizację rzek, likwidację małych zbiorników , ogranicza infiltrację poprzez zabudowę terenów –asfaltowanie, betonowanie.

Czynniki decydujące o pH

-dysocjacja słabych kwasów takich jak kwas węglowy oraz siarkowodór i kwasy organiczne

-procesy utleniania siarczków i procesy organiczne.

-procesy syntezy naturalnego tlenu i azotu w łuku elektrycznym

-zdolności buforujących środowiska skalnego i wód podziemnych.

Formy azotu, geneza i przemiany –

Związki azotowe wyst w formie:

-amoniaku NH3 -azotanow NO3 - azotynowNO2 -jonow NH4
Pochodzą ze ścieków fekalnych i przemysłowych, a także w skutek rozkładu szczątek roślin i zwierząt, subst. białkowych. Główną przyczyna w ich wyst są nawozy sztuczne stosowane w rolnictwie
Amoniak ulega rozkładowi do azotynow. azotyny utleniają sie do azotanów.

Fluacja -Burzliwy (turbulentny) przepływ wody podziemnej z prędkością większą od prędkości krytycznej. Cząstki wody poruszają się bezładnie po torach wirowych i krzyżujących się.

Geneza szczelinowatości + parametr  -

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. Geneza szczelin jest wcześniej.

Gęstość liniowa (G_l) – G_l = n/l , n- liczba szczelin przecinająca wybraną poziomą linię pomiarową, l – długość wybranej linii pomiarowej. Linia powinna być tak wybrana aby była prostopadła do dominującego biegu szczelin. Jeżeli nie jest ten warunek spełniony liczymy gęstość liniową ze wzoru:
G_l = , gdzie
α – kąt upadu płaszczyzn szczelin,

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

Gęstość powierzchniowa szczelin –mazywany jest też współczynnikiem gęstości szczelin (G_p). Jest to stosunek długości wszystkich szczelin do powierzchni pola F, na które one wychodzą.
G_p=

Współczynnik szczelinowatości – najlepszy parametr, d=b_SΣL/F.
b_S -średnia szerokość szczelin.

Influacja -

Wlewanie się wód opadowych z powierzchni w środowisko skalne otwartymi szczelinami i kanałami krasowymi.

Infiltracja efektywna – to infiltracja, która powoduje docieranie wody do zwierciadła wody podziemnej.

Jakie czynniki wpływają na temperaturę wód podziemnych -

szerokości geograficznej

Wysokości nad poziomem morza

Głębokości od powierzchni terenu

Prędkości ruchu wody podziemnej

Geologiczno-fizycznych własności środowiska geologicznego (środowisko cieplne i pojemność cieplna)

Jakie parametry należy znać, aby obliczyć temperaturę wód gruntowych na danej głębokości

- wysokość zalegania nad poziomem morza - średnia roczna temperatura
- stopień geotermiczny - głębokość występowania wody
- głębokość strefy stałych temperatur

Dla określenia głębokości H= g[T-(t_śr + A) ] + h

Dla określenia temperatury T = t_śr+ A +

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

Jakie parametry trzeba znać aby obliczyć dopływ wody do studni

wzory dla studni zupełnej: dla zw. Swobodnego

k= współ. filtr. H= miąższość warstwy wodonośnej/ wysokość zw. statycznego

h= wysokość zw. wody obniżonego w studni R- promień leja depresji

r= promień studni

s=H-h depresja/ wielkość o jaką obniży się zwierciadło wody w studni

dla zw. napiętego

Metoda infiltracyjna - polega na tym, że na określonym obszarze na podstawie rozpoznania geologicznego wyznaczamy poszczególne typy litologiczne osadów występujących w strefie przypowierzchniowej i przyporządkowujemy im określone wskaźniki infiltracji.

Metody Oznaczania Chemizmu Wód -
• diagram Tickela- diagram składający się z trzech osi przecinających się pod kątem 60 st.. Każdemu z powstałych w ten sposób sześciu promieni przyporządkowane SA główne jony (Na, K, Ca Mg, HCO3, SO4, i Cl) Na promieniach tych w obranej skali odklada się procentowa zawartość milivali nastepnie lączy się punkty w wielobok.
• Wzór Kurłowa- ma on postać ogólną SpGM T
Sp- składnik specyficzny np. żelazo, brom, radoczynność
G-gazy M- mineralizacja ogólna T- temperatura
• Diagram kołowy Udlufta- powierzchnia kola określa ogólną mineralizacje M. Promień kola określa się ze wzoru , w górnej połówce koła przedstawia się wycinkami liczbę procentów miligramorównoważników głównych kationów, w dolnej zaś głównych anionów r=$\sqrt{\mathbf{M}}\mathbf{/}\mathbf{\pi}$
• Wykres Schoellera- sporządza się go na siatce półlogarytmicznej. Zawartość składników odkłada się w skali logarytmicznej, następnie łączy się punkty linia łamaną. Zawartość można wyrażać w miligramorownoważnikach lub miligramach.
• Diagram Pipera (2 trójkąty i romb)- skład wody odczytujemy na rombie w ten sposób ze z punktów wskazanych na trójkątach prowadzi się linie równolegle do boku diagramu.

Młaka – powierzchniowy rozległy wypływ wody podziemnej(gł.na torfowiskach)

Ponor - wchłon, na obszarach krasowych, miejsce gdzie wody strumieni, potoków czy rzek wpływają pod powierzchnię terenu.

Prawo Darcy -

Mamy naczynie z dwoma rurkami. Woda będzie doprowadzana od góry i odprowadzana od dołu. 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.

Strata energii przy przepływie wody przez ośrodek porowaty sprowadza się do straty wysokości ciśnienia. Stosunek straty wysokości ciśnienia do odległości na jakiej on zachodzi nazywamy spadkiem hydraulicznym:

I = Δh/l

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

Wzór Darcy to:

Q = -kFΔH/l. (-) oznacza, że przepływ wody jest w kierunku malejących ciśnień.

Prędkość Darcy(prędkość fikcyjna) to V= k*I prędkość przepływu wody podziemnej jest wprost proporcjonalna do J, współczynnikiem proporcjonalności jest k(wsp. filtracji)

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 stosuje się też określenie rzeczywistej prędkości przepływu wody(W)

W = k*I/n_e.

Pieniawa - siłą motoryczna wypływu są gazy; inaczej źródło gazujące, wyprowadzają wodę zagazowaną, to znaczy mieszankę wody i gazu. Jako gaz występuje najczęściej CO2 pochodzenia juwenilnego, rzadziej metan i inne 

Podział genetyczny wód i jak powstają: 

infiltracyjne (meteoryczne)- infiltracja opadów w środowisko geologiczne

Kondensacyjne – kondensacja pary wodnej z atmosfery w postaci rosy

Juwenilne – powstałe w wyniku procesów magmatycznych; wody uwalniane ze stygnącej magmy , 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.

Reliktowe (szczątkowe) – nie pochodzą ani z infiltracji ani z kondensacji ani z procesów juwenilnych. Są to wody dawnych basenów sedymentacyjnych które zachowały się w osadach. Można też wyróżnić tu kopalne wody infiltracyjne i sedymentacyjne

Metamorficzne – mogą powstawać w wyniku pewnych procesów hydrogeochemicznych – przekształceń minerałów

Porowatość efektywna (miarodajna)

Porowatość efektywna to część objętości porów, przez które odbywa się ruch wody wolnej.
Oznaczamy ją literą n_e = V_e/V.
V_{e -} to objętość porów czynna w czasie przepływu wody.

Ruch Laminacyjny- w ruchu tym cząsteczki wody w leżących obok siebie warstewkach poruszaja się równolegle do siebie i do osi przewodu. Poszczególne czastki i warstewki wody nie mieszaja się ze sobą, ich drogi nie krzyżuja się.Predkość ruchu poszczególnych czastek jest bardzo mala ale różna. Najwieksza mają czastki poruszające się w osi przewodu, najmniejsza czastki polożone przy jego sciance.
Ruch turbulentny- gdy prędkość cząstek wody przekroczy pewną prędkość zwaną prędkością krytyczna zmienia się rodzaj ruchu. Mamy wtedy do czynienia z ruchem burzliwym lub turbulentnym. W ruchu tym cząstki wody obok ruchu postępowego odbywają tez ruchy poprzeczne i wirowe. Drogi cząstek krzyżują się a miejscami dochodzi nawet do chwilowego przerwania ciągłości poruszającej się masy wodnej. Prędkość tego ruchu jest proporcjonalna do spadku hydraulicznego w potędze .

Ruch ustalony i nieustalony

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.

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, przewodnictwa wodnego warstwy wodonośnej i własności sprężystych.

Równanie Dupuit na przepływ jednostkowy

Odpowiedz na to pytanie biorę z ćwiczeń bo tego na wykładzie nie było.

Przepływ jednostkowy (q). Jest to ilość wody, która przepływa w jednostce czasu, przez przekrój poprzeczny warstwy wodonośnej o szerokości .

h₁=wysokość jednej warstwy , h₂=wysokość drugiej warstwy m=miąższość

Zwierciadło napięte

q = km

Zwierciadło swobodne

q = k

Przy określeniu zasobów wody bierze się pod uwagę tylko wodę wolną.

Q_d =qB Qd= natężenie przepływu

B – szerokość warstwy wodonośnej.

Różnica miedzy współczynnikiem porowatości a współczynnikiem filtracji 

współczynnik porowatości dotyczy porów a filtracja dotyczy przewodzenia wody , na filtracje wpływa porowatośc

Stosunek objętości porów do objętości całej próbki (V) nazywamy współczynnikiem porowatości n.

n = =

oprócz tego możemy mówić jeszcze o wskaźniku porowatości oznaczany literą

e  =     =  V_P/V_Z.

T współczynnik filtracji (wodoprzewodności)

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

Radoczynność- 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.

promieniotwórczość stała- rzadko występuje w wodach, wynika z obecności izotopów Ra, U i ⁴⁰K .Promieniotwórczość czasowa jest związana z gazami Rn, Tn, An. Są one wychwytywane przez wodę przy przejściu przez skały w której zachodzi promieniotwórczość. Promieniotwórczość ta stosunkowo szybko zanika. Jednostką aktywności promieniotwórczej 1 kiur (1 Ci).
Reżim Źródeł – składa się z:

-wydajności źródła -składu chemicznego wody -cech fizycznych wody

-ciśnienia hydrostatycznego

Szczeliny podział genetyczny 

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. Cios w skałach związany w obecnością synklaz.

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.; jeżeli przecinają serię kilku warstw nazywamy je megadiaklazami.

W paraklazach często mamy do czynienia z serią uskoków (strefą uskokową). Mogą być bowiem aktywne – przepuszczalne dla wody, lub nieaktywne – wypełnione np. materiałem ilastym

Szczeliny wietrzeniowe - Powstają w wyniku zmian temperatur, zamrozu. Nie sięgają zwykle głębiej niż . Głębiej natomiast mogą znajdować się szczeliny kopalne.

Spadek hydrauliczny - to stosunek długości do długości, w związku z czym określamy go w ułamku dziesiętnym. Jest pojęciem zbliżonym do spadku rzeki. J=$\frac{\mathbf{h}\mathbf{1 - h}\mathbf{2}}{\mathbf{l}}$

Spadek hydrauliczny zależy od: przepuszczalności utworów:

-Spadki są większe jeżeli przepuszczalność jest słabsza.

-zróżnicowania morfologii terenu

-zasilania infiltracyjnego.

Stan bakteriologiczny, teoria coli i indeks coli

Wody podziemne 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 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

Wskaźnik Coli to liczba pałeczek okrężnicy w 100 cm³ wody.

WC = 100/Mc

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. Dezynfekcja ma zapobiegać zagrożeniom. Powszechnie wykorzystuje się do niej chlor gazowy, a ostatnio dwutlenek chloru, nie powodujący charakterystycznego zapachu chloru. Ozon też, ale on służy przede wszystkim do uzdatniania.

Średnica miarodajna - 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 wyznaczona z krzywej granulometrycznej. Zawartość ziarn poniżej tej średnicy stanowi 10% masy skały.

Wody w strefie aeracji + krotka charakterystyka 

Wyróżniamy: higroskopijne i błonkowa(związane), kapilarne, kapilarne zawieszone(na pograniczu), zawieszone oraz wsiąkowi(wolne).

Wody higroskopijne otaczają ziarno, błonkowate tworzą zewnętrzną powierzchnię na wodach higroskopijnych.

Woda higroskopijna –sorbowana z powietrza 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( zależy od wielkości ziaren- im większe tym mniejsza wodochłonność higroskopijna.

Woda błonkowata – wiązaniu ulegają drobiny pochodzące z ciekłej wody. 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

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

Uproszczony wzór na wysokość wzniosu kapilarnego h=0,15/r cm wody względem szkła.

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.

Woda zawieszona:

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.

Wody strefy saturacji dzielimy na cztery typy(wg Pazdro): 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).

Woda gruntowa - Od powierzchni terenu skały wodonośne o znacznej miąższości. Wyraźna strefa saturacji i aeracji.

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. Mają znaczenie użytkowe.

Wody wgłębne -

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. 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 artezyjskie ­-

Z wodami wgłębnymi związane jest pojęcie wód artezyjskich.

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 zacznie wyplywać.

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 Współczynnik odsączalności- 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.

Miarą odsączalności skały jest współczynnik odsączalności.

μ= V₀ / V.
V_o to objętość wody odsączonej ze skały,
V to objętość skały.

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.

Współczynnik filtracji- miara przepuszczalności ośrodka skalnego w stosunku do wody. Zależy ona od wartości ośrodka skalnego i lepkości wody, a lepkość wody zależy od temperatury. Jeżeli podajemy wartość współczynnika i nie jest podana wartość temperatury oznacza że wartość filtracji mierzone w temperaturze 10 stopni.

Pierwszy wzór podał amerykański badacz Alen Hazen
k=Cd_e²(0,7 + 0,03t) [m/d].

Jest to tak zwany wzór empiryczny. Granica stosowalności wzoru to d_e w przedziale (0,1;3mm) i U<5.

wzór amerykański. k=0,36d₂₀^2,3 [cm/s]
Granica stosowalności wynosi od 0,01 do .

Współczynnik przepuszczalności – skała ma przepuszczalność 1 darcy, jeżeli jeden cm kwadratowy przekroju przepuści w ciągu jednej sekundy sześcienny cieczy o lepkości 1 centypuaza¹ przy różnicy ciśnień 1 atmosfery na długości . (kappa)ϰ=$\frac{\mathbf{Q*\eta*l}}{\mathbf{F*\Delta*p}}$ [cm²]

Współczynnik Lepkości – wielkość współ. lepkości rośnie ze wzrostem temp. dlatego wspól. Filtracji musimy odnosić do konkretnej temperatury.

Współczynnik Wodoprzewodności – określa potencjalną zdolność warstwy wodonośnej do przepuszczalności wody

Wskaźnik 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; mierzymy to lizymetrem

Współczynnik Ściśliwości Sprężystej -

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 β_S

β_S=

Vs – obj. skały wodonośnej przy początkowym ciśnienieu w m³

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

Zdolność wody do zmieniania objętości określa współczynnik

β_W=

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 .

S =

Współczynnik filtracji a przepuszczalność hydrauliczna -
Współczynnik przepuszczalności jest miarą przepuszczalności ale tylko ośrodka skalnego bez uwzględnienie własności fizycznych medium które się przez to przesącza. Współczynnik ten nie jest odniesiony do wody, tak jak współczynnik filtracji(- zależy od własności filtracyjnych , lepkości –temperatury). I to jest ważne żeby można było określać czy to płynie woda czy ropa naftowa.

Wskaźnik Wydajności Źródeł – określany na bazie obserwacji wieloletniej, dlatego dzielimy źródła na stałe, zmienne i bardzo zmienne. R=$\frac{\mathbf{\text{Qmax}}}{\mathbf{\text{Qmin}}}$

Wskaźnik Krenologiczny – liczba źródeł na 1km² powierzchni

Wydajność Źródeł –

-obj. i rozprzestrzenienie utworów wodonośnych, w których alimentuje

-od przepuszczalności utworów skalnych

-od stopnia zasilania przez opady atmosferyczne i ich rozprzestrzenienie w czasie

Wskaźnik pojemności źródła-

Jest to stosunek sumarycznej rocznej wydajności źródła do pojemności wody w poziomie wodonośnym, który zasila źródło.

P=Q/V dla małych poziomów wodonośnych P dochodzi do 10; dla dużych basenów 10^-5-10^-10

Zasoby statyczne obejmują całą objętość wody wolnej zawartej w porach lub szczelinach skalnych. Ilość tych zasobów określa się niezależnie od ruchu wody. Zasoby statyczne dzielimy na stałe i zmienne. Stałe to takie które występują poniżej poziomu wahań zwierciadła wód podziemnych. Wyróżniamy podkategorie zasobów sprężystych. Ze względu na własności sprężyste środowiska skalnego i wody z poziomów wodonośnych mogą uwalniać się pewne ilości wody tylko z powodu zmian ciśnień.Jest to pewna część zasobów statycznych. Zmienne zasoby pojawią nam się w wyniku obniżenia zwierciadła. Statyczne mają mniejsze znaczenie z punktu widzenia kształtowania zasobów możliwych do wykorzystania.

Zasoby dynamiczne - charakteryzują stopień odnawialności zasobów. Możemy je utożsamiać ze średnim wieloletnim przepływem przez określony przekrój. Można je również wyrazić ilością wody zasilającej poziom wodonośny z wielolecia lub za pomocą średniego wieloletniego odpływu wód podziemnych z poziomu wodonośnego.

Zasoby dyspozycyjne - to ilość wody podziemnej obszaru bilansowego możliwa do zagospodarowania w określonych warunkach środowiska i hydrogeologicznych bez wskazywania lokalizacji i warunków techniczno ekonomicznych ujęć.

Zasoby eksploatacyjne - są to zasoby możliwe do pobrania z ujęcia w określonych warunkach środowiska oraz warunkach hydrogeologicznych i technicznych w przyjętej jednostce czasu.

Zasadnicza różnica polega na tym że zasoby dyspozycyjne określamy dla jakiegoś obszaru wydzielonego w oparciu o określone kryteria w którym bilansujemy zasoby wód podziemnych. Zasoby eksploatacyjne natomiast określa się tylko dla ujęć wód podziemnych.

Klasyfikacja wód wg Pazdro + opisac wody zaskorne 

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

Wody przypowierzchniowe (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. Są to wody silnie związane z opadami. Są zanieczyszczone drobnoustrojami, 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, szkodliwe dla zdrowia człowieka

Źródło – naturalny skoncentrowany wypływ wody podziemnej. Jest możliwością kontaktu z naturalną wodą podziemną

Zwierciadło Napięte - zwierciadło, które występuje na powierzchni utworów niewodonośnych występujących w stropie warstwy wodonośnej

ciśnienie piezometryczne- wysokości do której podniesie się zwierciadło

zw. Piezometryczne- zwierciadło wody ustabilizowane w otworze(jak nie ma otworu to fizycznie nie istnieje.

Źródło ascenzyjne- inaczej artezyjskie; motorem wypływu jest ciśnienie hydrostatyczne

Źródło descensyjne -Źródło, którego motorem wypływu jest grawitacja

Źródło intermitujące – pulsacja przepływu; związane z przepływem lewarowym w kanałach krasowych

---