ZAGADNIENIA DO EGZAMINU Z HYDROGEOLOGII I GEOLOGII INŻYNIERSKIEJ

1. Warstwa wodonośna; warstwa wodonośna swobodna, warstwa wodonośna napięta

WARSTWA WODONOŚNA (słownik hydrogeologiczny 2001)

• W węższym znaczeniu zbiorowisko wód podziemnych ( poziom wód podziemny) związane z warstwowanymi utworami skalnymi o znacznym rozprzestrzenieniu o określonej miąższości, ograniczone od góry nieprzepuszczalnym stropem (naporowa) lub zwierciadłem wód podziemnych (swobodna), a od dołu nieprzepuszczalnym spągiem (lub podstawą).

• W szerszym znaczeniu niewarstwowa strefa utworów przepuszczalnym nasyconych wodą wykazującą przewodność dostateczną do powstania strumienia wód podziemnych i możliwość ujęcia wód studniami (wodonośna strefa spękań, np. w obrębie fliszu karpackiego).

2. Strefa aeracji, saturacji, zwierciadło wód podziemnych

Strefa aeracji – strefa zawarta pomiędzy powierzchnią Ziemi a swobodnym zwierciadłem wód podziemnych. Pustki skalne wypełnione są powietrzem i wodą występującą w postaci pary wodnej, wody związanej (higroskopijnej, błonkowatej), wody kapilarnej oraz wody wolnej.

Strefa saturacji – strefa znajdująca się pod strefą aeracji i oddzielona jest od niej zwierciadłem wód podziemnych

Zwierciadło wód podziemnych – powierzchnia oddzielająca strefę saturacji od strefy aeracji (strefę kapilarną od strefy podziemnej wód swobodnych, wolnych).

3. Właściwości fizyczne wód podziemnych (temperatura, lepkość, ściśliwość, ciężar

właściwy, przewodnictwo elektryczne)

Temperatura wód występujących w różnych częściach litosfery jest zmienna. Waha się od 0°C do 100°C. W wyjątkowych przypadkach występują wody przechłodzone o temperaturze poniżej 0°C lub przegrzane powyżej 100°C

Temperatura wód zależy m.in. od:

• szerokości geograficznej

• wysokości nad poziomem morza

• głębokości pod powierzchnią ziemi

• prędkości ruchu płynącej wody

• geologiczno-fizycznych właściwości środowiska geologicznego

Podział hydrogeologiczny wód według kryterium temperatury opiera się na kryterium średniej rocznej temperatury powietrza (t_sr) gdzie rozpatrujemy temperaturę wód podziemnych (t):

• wody chłodne t < t_sr

• wody zwykłe t = t_sr

• wody ciepła t > t_sr

Temperatura wód w głębokich otworach można określić przez:

• pomiar termometrami maksymalnymi

• metodami geofizycznymi (profilowanie termiczne)

• obliczyć ze wzoru: T = t_sr+ A + (H – h) /g

gdzie:

T – temp. Na głębokości H [°C]
t_sr - średnia roczna temp. Powietrza w danej miejscowości [°C]
h – głeb. Stałych temp. [m]
g – stopień geotermiczny [m]

Lepkość – tarcie wewnętrzne wynika z istnienia sił tarcia między dwoma warstewkami cieczy przemieszczającymi się równolegle względem siebie z różnymi prędkościami. Miarą lepkości jest współczynnik lepkości dynamicznej ŋ (cP), wartość zależy od temperatury (maleje ze wzrostem) oraz mineralizacji (wzrasta ze wzrostem) ; w granicach 0-25°C maleje mniej więcej dwukrotnie; wody o wyższej temperaturze przemieszczają się łatwiej i szybciej.

Współczynnik lepkości dynamicznej przy temperaturze:

• 0°C – 1,792 cP

• 20°C – 1,005 cP

• 20,2°C – 1,000 cP

Jednostką współczynnika lepkości dynamicznej w układzie CGS jest puaz lub centy puaz, w układzie SI: N*s/m² [Pa x s]
1N x s/m² = 10P

Ściśliwość wody – polega na zmniejszeniu objętości pod działaniem ciśnienia.
Woda jest mało ściśliwa, w zwykłej temperaturze przy zwiększeniu ciśnienia o około 250 kG/cm^2 [at] objętośc zmniejsza się o 1%.
Zmniejszenie objętości wody pod wpływem ciśnienia:
ΔV = - β_w*V * Δp
gdzie:
ΔV – zmniejszanie objętości wody pod wpływem przyrostu ciśnienia [cm³]
V – objętość pierwotna wody cm³]
Δp – przyrost ciśnienia [Kg/cm²]
β_w - współczynnik ściśliwości rzeczywistej wody

Ciężar właściwy wód podziemnych – zależy od mineralizacji i zawartości gazów:

• wody nie zawierające gazów – ciężar właściwy powyżej 1

• wody o małej mineralizacji (np pitne) – ciężar właściwy równy 1

• wody o dużej mineralizacji – 1,3 i więcej

Maksymalny ciężar właściwy osiąga woda w temp. 3,98°C.

Ciężar właściwy wody określa się areometrem (orientacyjnie) lub pikometrem (dokładnie)

Przewodnictwo elektryczne zależy od mineralizacji wód (ilości rozpuszczonych związków stałych):

• wody zwykłe (do 0,5 g/l) 1,3 x 10⁻³ - 2,5 x 10⁻⁴ W⁻¹x cm⁻¹

• woda chemicznie czysta w zależności od temp. 1,5 x10⁻⁸ - 18,7 x 10⁻⁸ W⁻¹x cm⁻¹

• wody mineralne np. 6% solanka prosta 8 x 10⁻² W⁻¹x cm⁻¹

Na podstawie przewodnictwa elektrycznego można określić mineralizację wód (orientacyjna).

4. Właściwości chemiczne wód podziemnych (składniki, mineralizacja, sucha pozostałość,

twardość, pH, agresywność, wskaźnik ChZT iBZT, wskaźniki hydrogeochemiczne).

Składniki główne (makroskładniki – stanowią ponad 90/99%) substancji rozpuszczonych w wodzie są to:

• kationy: wapnia (Ca²⁺), magnezu (Mg²⁺), sodu i potasu (Na⁺), (K⁺),

• aniony: chlorkowy (Cl⁻), siarczanowy (SO₄²⁻), węglanowy (CO₃²⁻), wodorowęglanowy (HCO₃⁻),

Składniki podrzędne (drugorzędne) :

• kationy : amonowy (NH₄⁺), żelaza (Fe²⁺ i Fe³⁺), manganu (Mn²⁺)

• aniony : azotanowy (NO₃⁻), azotynowy (NO₂⁻), krzemianowy (HSiO³⁻)

Mikroelementy (mikroskładniki – pozostałe składniki występujące w stężeniach rzędu ppm lub ppB i mniejszych) : Ag, Al, As, Au, B, Ba, Be, Bi, Br, Cd, Co, Cr, Cs, Cu, F, Ge, Hg, In, I, Li, Mn, Mo, Ni, P, Pb, Pt, Ra, Rb, Sb, Sc, Se, Sn, Th, Ti, Tl, U, V, W, Zn, Zr

Mineralizacja wody – suma substancji mineralnych rozpuszczonych w wodzie (wyznaczona na podstawie bilansu jonowego wody)

$\mathbf{M =}\sum_{}^{}\mathbf{K}\mathbf{+}\sum_{}^{}\mathbf{A}\mathbf{\ }\left\lbrack \mathbf{\text{mg\ }}\mathbf{\text{dm}}^{\mathbf{3}} \right\rbrack\mathbf{lub\ \lbrack g\ }\mathbf{\text{dm}}^{\mathbf{3}}\mathbf{\rbrack}$

PODZIAŁ WÓD ZE WZGLĘDU NA MINERALIZACJĘ:

Wody	Mineralizacja
Słodkie	< 1 g/dm^3
Półsłodkie	1-3 g/dm^3
Słonawe	3-10 g/dm^3
Słone	10-35 g/dm^3
Solanki	>35 g/dm^3

Wody	Mineralizacja
Ultra słodkie	<0,1 g/dm^3
Słodkie	0,1-0,5 g/dm^3
Akratopegowe	0,5-01 g/dm^3
Mineralne	>1,0 g/dm^3

Sucha pozostałość – masa osadu pozostającego po odparowaniu 1 dm³ wody i wysuszonego w temperaturze 105°C

Substancje rozpuszczone mineralne (Srm) – TDS (Total Dissolved Solids)
Substancje rozpuszczone mineralne:

• oznacza się analitycznie (Srm_ANL) - odparowanie i spalanie w temperaturze 600°C próbki filtrowanej (filtr membranowy 0,45μm)

• oblicza się ze wzoru (Srm_OBL):

Srm_ANL = M – 0,5 * HCO₃

HCO₃ uwalniane podczas suszenia (105°C) i spalania 600 °C

Twardość wody – właściwość wynikająca z obecności jonów Ca i Mg (także Ba, Sr, Be i jony tworzących sole na wyższym stopniu utleniania niż II); wyraża w stopniach francuskich, niemieckich, angielskich lub mval/dm³

Twardość ogólna (T₀)=(rMg²⁺+rCa²⁺) [mval/dm³]
1 mval/dm³ = 50,05 mg CaCO₃/dm³
1°n = 17,86 mg CaCO₃/dm³
1°f = 10,00 mg CaCO₃/dm³

Twardość węglanowa – powodowana przez sole węglanowe i wodorowęglanowe
T_W=(rCO₃²⁻+rHCO₃⁻) [mval/dm³]

Twardość niewęglanowa – wywołana przez sole innych kwasów (Cl⁻, So₄²⁻ itp.)

T_n=T₀−T_w mval/dm³

PODZIAŁ WÓD Z ZALEŻNOŚCI OD TWARDOŚCI OGÓLNEJ

Woda	mval/dm^3	Mg CaCO3/ dm^3
Bardzo miękka	<1,5	<75
Miękka	1,5-3,0	75-100
Średnio twarda	3,0-6,0	100-300
Twarda	6,0-10,0	300-500
Bardzo twarda	>10,0	>500

Chemiczne (ChZT) I biochemiczne (BZT)

Zapotrzebowanie na tlen podstawowe parametry orientacyjne informujące o ilości substancji organicznej w wodzie.

ChZT wskaźnik określający ilość pobranego tlenu potrzebna do utlenienia substancji znajdujących się w wodzie; określany metodą chromianową lub nadmanganianową (utlenialność – wyrażana w mg/l KMnO₄ lub mg/l tlenu).

BZT określa ilość tlenu potrzebnego do utlenienia wszystkich składników organicznych w warunkach aerobowych przy zastosowaniu metod biochemicznych.

Wartość ChZT_Mn w wodach podziemnych:

• wody niezanieczyszczone nie przekracza 4 mg O₂/dm³

• wody słabo zmineralizowane : 1-10 mg O₂/dm³

Wysoką utlenialność (ChZT_Mn) wód może spowodować obecność związków organicznych pochodzenia roślinnego lub zwierzęcego.
W wodach pitnych nie powinna przekraczać 5 mg O₂/dm³

Stężenie jonów wodorowych w wodzie (pH) decyduje o odczynie wody.
Wartość pH uwarunkowana jest zawartością w wodzie : kwasu węglowego CO₂ , H₂S, kwasów humusowych, mikroorganizmów. Wartość pH wód podziemnych zmienia się w przedziale 6-8

PODZIAŁ WÓD W ZALEŻNOŚCI OD pH

Odczyn wody	pH
Kwaśny	<5
Słabo kwaśny	5<pH<7
Obojętny	7
Słabo zasadowy	7<pH<9
Zasadowy	9<ph<14

Agresywność wody – zdolność wody do niszczenia skał, betonu, cementu, konstrukcji metalowych, może być wywołana czynnikami naturalnymi lub antropogenicznymi.
Wody podziemne agresywne:

• wody bogate w CO₂, o małym pH oraz solanki;

• wody zanieczyszczone ściekami, zakwaszone (SO₄²⁻,Cl⁻,NH₃⁻, agresywny CO₂).
  Wskaźnik agresywności – indeks Langeliera wskaźnik oceny zdolności do rozpuszczania przez wodę węglanu wapnia.

Wszystkie wody podziemne zawierają pewną ilość rozpuszczonych gazów (najczęściej: dwutlenek węgla, tlen, siarkowodór, metan).

5. Klasyfikacje wód podziemnych

Podział wód podziemnych:
Wody porowe – wody podziemne występujące w porach utworów luźnych i litych

Wody szczelinowe – wody podziemne występujące w szczelinach skał litych niekiedy w szczelinach utworów spoistych , rodzaj mieszaniny wody porowo-szczelinowej

Wody krasowe – wody podziemne występujące w kawernach i kanałach powstałych wskutek agresywnego ługowania skał łatwo przepuszczalnych, przede wszystkim węglanowych, rodzaj mieszaniny wód szczelinowo-krasowych

Wody złożowe – wody podziemne towarzyszące złożom surowców mineralnych

• Nadzłożowa – woda podziemna występująca w ośrodku skalnym budującym nadkład złoża surowca mineralnego

• Śródzłożowa - woda podziemna występująca w ośrodku skalnym budującym złoże surowca mineralnego

• Podzłożowe - woda podziemna występująca w ośrodku skalnym który podściela złoże

Woda okalająca – woda występująca poza konturem złoża ropy naftowej lub gazu ziemnego, w strefach położonych poniżej warstw nasyconych ropą.
Woda podścielająca – Woda leżąca pod zbiorowiskiem ropy naftowej, w przypadku gdy miąższość złoża jest mniejsza od miąższości skały zbiornikowej

Wody zewnętrzne:

• Górne – wody powyżej warstwy nasyconej ropą lub gazem

• Dolne – poniżej warstwy nasyconej ropą lub gazem

• Śródzłożowe – powyżej lub poniżej warstwy nasyconej bituminami

Wody tektoniczne – wody przenikające pod dużym ciśnieniem przez szczeliny; w trakcie eksploatacji mogą zawodnić złoże.

6. Parametry hydrogeologiczne skał (porowatość, przepuszczalność, wodochłonność,

odsączalność, przewodność hydrauliczna)

Porowatość – cecha utworów skalnych wynikająca z obecnych w nich pustek wzajemnie skomunikowanych, dostępnych dla przepływu wody (filtracji). Ilościowo wyraża się ją współczynnikiem porowatości.

Porowatość wynika z obecności w skałach pustek: por, szczelin, kawern.

W zależności od rodzaju próżni i pustek wyróżniamy:

1. Porowatość międzyziarnową

2. Szczelinowatość

3. Kraskowatość

PRZEPUSZCZALNOŚĆ

Przepuszczalność- właściwość utworów skalnych określająca ich zdolność do przewodzenia cieczy lub gazu; ilościowo wyrażana współczynnikiem przepuszczalności.

Współczynnik przepuszczalności - przepuszczalność ośrodka porowatego niezależnie od właściwości płynu.

Współczynnik przepuszczalności- fizycznie jest to objętość płynu o jednostkowej lepkości dynamicznej, który w jednostce czasu, pod wpływem jednostkowego gradientu potencjału ciśnienia przepływa przez jednostkowy przekrój.

Współczynnik przepuszczalności decyduje o wielkości współczynnika filtracji.

WODOCHŁONNOŚĆ
Wodochłonność - zdolność utworów skalnych do pochłaniania i gromadzenia wody.
Wyraża się ją stosunkiem objętości wody wypełniającej próżnie do całkowitej objętości skały V:

$$\mathbf{W}\mathbf{=}\frac{\mathbf{V}_{\mathbf{m}}}{\mathbf{V}}$$

Gdzie:
W- wodochłonność
V_m- objętość wchłoniętej przez skałę wody [m³]
V-objętość próbki skalnej [m³]

ODSĄCZALNOŚĆ

Odsączalność- zdolność skały całkowicie nasyconej woda do oddania wody wolnej pod działaniem siły ciężkości; szczególny przypadek- odsączalność sprężysta- ilość wody oddanej przez badana skałę przy zmianie ciśnienia hydrostatycznego.

Współczynnik odsączalności- jest miara odsączalności grawitacyjnej.

$$\mathbf{\eta =}\frac{\mathbf{V}_{\mathbf{o}}}{\mathbf{V}}$$

Gdzie:

η - współczynnik odsączalności; w ułamku jedności

V_o- objętość wody odsączonej [m³]

V -objętość skały [m³]

PRZEWODNOŚĆ

Przewodność (T)- miara przepuszczalności ( zdolność do przewodzenia wody); jednostkowe natężenie (wydatek) strumienia wody na jednostkę szerokości, przy jednostkowym spadku hydraulicznym, odniesiona do przekroju prostopadłego do kierunku strumienia.
Parametr ten pozwala porównywać pod względem hydraulicznym różne warstwy wodonośne i jest szczególnie wygodny przy analizie przepływów nieustalonych oraz w metodach modelowych.
Liczbowo równa się iloczynowi współczynnika filtracji i miąższości warstwy wodonośnej ( nasyconej warstwie jednorodnej i izotropowej):

T=K * m

7. Ruch laminarny, ruch turbulentny, ruch ustalony, ruch nieustalony

W zależności od torów poruszania się cząstek wyróżniamy:

- ruch laminarny (warstwowy) – cząstki poruszają się równolegle, cały proces nazywa się filtracją wód podziemnych, ten typ ruchu dominuje w środowisku porowym.

- ruch turbulentny (burzliwy) – cząstki krzyżują się i przecinają w sposób chaotyczny, proces fluacji, ten typ ruchu dominuje w skałach skrasowiałych lub spękanych.

Ruch wody w ośrodku skalnym może mieć charakter:

- ustalony – jeżeli rozkład ciśnień, prędkość i kierunek filtracji nie zmieniają się w czasie,

- nieustalony – jeżeli elementy strumienia wód podziemnych są zmienne w czasie.

8. Prędkość filtracji, rzeczywista prędkość przepływu wody w porach (definicje, wzory,

relacje zachodzące między nimi)

Prędkość filtracji

To prędkość przepływu wody podziemnej w ośrodku nasyconym; natężenie strumienia filtracji przypadające na jednostkowy przekrój prostopadły ośrodka porowatego (skały) do strumienia wody:

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

Gdzie:

v – prędkość filtracji [m/s]
Q – natężenie przepływu [m³/s]
F – pole powierzchni przekroju poprzecznego skały [m²]

Rzeczywista średnia prędkość przepływu wody w porach

$$v_{r} = \frac{v}{n_{e}}$$

n_e- porowatość efektywna w ułamku jedności

9. Napór hydrauliczny, hydroizohipsy, linie prądu

Wysokość hydrauliczna H (napór)

w określonym punkcie w polu filtracji wyraża sumę wysokości położenia punktu ponad poziom odniesienia (z) i wysokości ciśnienia p/γ w tym punkcie.

$$H = z + \frac{p}{\gamma}$$

Gdzie:
H – wysokość hydrauliczna w punkcie M w [m]
z – wysokość położenia punktu M nad poziomem porównawczym 0-0 [m]
p – ciśnienie w [N/m²]
γ – Ciężar właściwy wody podziemnej w [N/m³]
p/γ – wysokość ciśnienia piezometrycznego w punkcie M[m]

• Dla niezmineralizowanych wód podziemnych wysokość hydrauliczna jest równoznaczna z rzędną zwierciadła wody, jeżeli poziomem odniesienia jest poziom morza.

• W przypadku wód o zmiennej gęstości wyznaczenie naporu wymaga określenia tzw. zredukowanej wysokości hydraulicznej przez uwzględnienie zmienności gęstości cieczy i znormalizowanie warunków pomiaru.

• W warunkach filtracji płynów niejednorodnych przepływ zależy od rozkładu „zredukowanych wysokości hydraulicznych”, a nie od jego rozkładu, może nawet odbywać się w kierunku odwrotnym do nachylenia zwierciadła wody podziemnej.

• O kierunku przepływu decyduje różnica wysokości hydraulicznej.

Hydroizohipsy

Są to linie łączące punkty o jednakowej wysokości zwierciadła wody (wysokości hydraulicznej) ponad przyjęty poziom odniesienia (zwykle poziom morza). Są to prostopadłe do wektorów prędkości filtracji (linii prądu). Ogólne równanie hydroizohips ma postać:

h = const

Linie prądu

To linie, których kierunek pokrywa się z kierunkiem prędkości filtracji (wektory prędkości filtracji w każdym punkcie są styczne do linii prądu). W ruchu ustalonym linia prądu odpowiada teoretycznej trajektorii cząstek wody.

10. Prawo Darcy’ego (wzór, objaśnienia, kryteria stosowalności)

Prawo Darcy’ego – liniowe prawo filtracji

Q = K • I • F

Q – natężenie przepływu [m³/s]
I – spadek hydrauliczny, bezwymiarowy
K – współczynnik filtracji [m/s]

Prędkość filtracji w danym punkcie równa się – wyprowadzenie:

$$Q = K \bullet \frac{\text{Δh}}{\text{Δl}} \bullet F$$

$$v = \frac{Q}{F} = K \bullet I$$

$$\overrightarrow{\mathbf{v}}\mathbf{= - K\ gradH}$$

Liczne doświadczenia wykazały, że prawo Darcy’ego nie jest uniwersalne, jego stosowalność jest ograniczona do pewnego zakresu rozmiarów porów oraz zakresu prędkości filtracji.

Liniowe Rawo Darcy’ego jest ograniczone krytyczną prędkością, przy której ruch laminarny przechodzi w turbulentny (fluacja).
Prędkość krytyczna jest wprost proporcjonalna do współczynnika lepkości oraz bezwymiarowego współczynnika (R_e – liczna Reynolds’a) i odwrotnie proporcjonalna do promienia przewodu.

$$V = R_{e} \bullet \frac{v}{r}$$

11. Schematy płaskiego strumienia filtracji (schematy obliczeniowe)

1. Schemat Dupuit’a – dla strumienia o jednorodnej (w przekroju) przepuszczalności, którego przewodność liniowo zalezy od miąższości (T=K * h); warstwy o poziomym spągu i swobodnym zwierciadle,

2. schemat dla strumienia o stałej przewodności – T w dowolnym przekroju jest wielkością stałą (T=Km), charakterystyczny dla strumieni naporowych,

3. schemat dla wielowarstwowego strumienia beznaporowego, przepływającego na poziom spągu; zmiany przewodności związane z wielowarstwowością poziomu i jego wykształceniem,

4. warstwa wodonośna zalega na nachylonym spągu

Schemat Dupuit’a

$$q = K \bullet \frac{h_{1}^{2} - h_{2}^{2}}{2l}$$

Q = qB

$${h_{x} = \sqrt{h_{2}^{2} + \frac{2qx}{K}}\backslash n}{h_{x} = \sqrt{h_{2}^{2} + \frac{h_{1}^{2} - h_{2}^{2}}{l}}\ \bullet x}$$

Strumień naporowy

$$q = Km\frac{H_{1} - H_{2}}{l}$$

Q = qB

$$H_{x} = H_{3}\frac{\text{qx}}{\text{mK}} = H_{2}\frac{H_{1} - H_{2}}{l}x$$

Strumień beznaporowy – wielowarstwowy

Poziom wodonośny złożony z warstw o różnych współczynnikach filtracji, przepływ jednostkowy oblicza się oddzielnie dla każdej z nich, a wyniki sumuje:

$$q_{1} = K_{1} \bullet m \bullet \frac{h_{1} - h_{2}}{l} + K_{2} \bullet \frac{h_{1}^{2} - h_{2}^{2}}{2l}$$

Można także stosować średnią ważoną wartością współczynnika filtracji – charakteryzuje ogólną przepuszczalność poziomu.

Warstwa wodonośna zalegająca na nachylonym spągu

Gdy warstwa wodonośna zalega na nachylonym podłożu, należy obliczać spadek hydrauliczny względem wybranego poziomu odniesienia

$$q = K \bullet \frac{H_{1} - H_{2}}{l} \bullet \frac{h_{1} + h_{2}}{2}$$

12. Depresja, lej depresyjny, promień depresji

Lej depresji

Zwierciadło wody po przewierceniu warstwy wodonośnej ustala się w otworze na poziomie statycznym (poziom swobodny – położenie takie same jak w warstwie wodonośnej w pobliżu otworu, w warstwie napiętej – uzależnione od ciśnienia piezometrycznego w warstwie)

Po rozpoczęciu wydobycia wody zwierciadło wody się obniża (depresja), wywołuje to różnicę ciśnień i przypływ wody do otworu; siły tarcia powodują obniżenie zwierciadła w pobliżu otworu (zeskok zwierciadła), które jest największe w pobliżu odwiertu u zmniejsza się w miarę oddalania od otworu; powstaje obniżona powierzchnia – depresyjna (lej depresyjny).

Lej depresyjny – w przekroju i w planie

Jest regularny gdy miąższość warstwy wodonośnej i przepuszczalność są stałe.

Promień depresji – odległość od osi otworu do miejsca, w którym obniżone zwierciadło łączy się ze statycznym poziomem

13. Prowincje hydrogeologicznych zwykłych wód podziemnych w Polsce

14. Faza stała gruntu (minerały, budowa wewnętrzna)

Minerały budujące grunty dzieli się na dwie grupy:

- minerały pierwotne – kwarc, skalenie, pirokseny i amfibole (92% minerałów pierwotnych w gruntach);

- minerały wtórne – powstają w wyniku wietrzenia chemicznego, cząstki poniżej 0,002mm; minerały ilaste (kaolinit, montmorylonit i illit)

Grubsze frakcje gruntu są zbudowane z minerałów pierwotnych. Charakter mineralny ziaren nie wpływa na właściwości gruntu, mimo zróżnicowania charakteru mineralnego właściwości fizyczne i mechaniczne zbliżone są do siebie.

We frakcjach drobniejszych, zbudowanych z minerałów wtórnych – ilastych, właściwości fizyczno-mechaniczne w znacznym stopniu zależą od charakteru mineralnego.

Struktura gruntu – cechy budowy skał (gruntów), które zależą od wymiarów, kształtu, charakteru powierzchni i wzajemnych stosunków elementów składowych skały (gruntów), a także charakteru powiązań tych elementów.

Rozróżnia się trzy typowe struktury gruntów:

- Struktura ziarnista – jest charakterystyczna dla piasków i żwirów o ziarnach wykazujących znikome wzajemne przyciąganie.

- Struktura komórkowa – jest charakterystyczna dla gruntów ilastych, odłożonych w wodzie bez uprzedniego skoagulowania opadających cząstek.

- Struktura kłaczkowa – powstaje z cząstek prawie wyłącznie ilastych, opadających w wodzie z rozpuszczonymi solami.

Bardzo często grunty posiadają strukturę mieszaną. Struktury komórkowe i kłaczkowe obserwowane w gruntach są wynikiem działania sił wodnokoloidalnych

Tekstura gruntu – cecha określająca rozmieszczenie, układ elementów w przestrzeni oraz stopień wypełnienia przeestrzeni.

Rodzaje tekstur:

- tekstura bezładna – cząstki ułożone są bezładnie

- tekstura warstwowa – cząstki są zorientowane (laminowana, równoległa, przekątna, itd.)

15. Woda występująca w gruncie (stan skupienia, woda związana, wolna, kapilarna)

Grunty mogą zawierać wodę w trzech stanach skupienia:

- stałym – temperatura poniżej 0⁰C. W czasie zamarzania powiększenie objętości wody o 9,1% i rozszerzenie cząstek gruntu, zmiany właściwości fizyczno-mechanicznych; W Polsce strefa przemarzania sięga 0,6-1,2m poniżej powierzchni terenu.

- gazowym – w postaci pary wodnej przede wszystkim w strefie aeracji. Ilość pary wodnej nie przekracza na ogół 0,001% ciężaru gruntu, wyjątkowo może dochodzić do kilku procent. Para wodna może przemieszczać się w gruncie łącznie z innymi gazami pod wpływem różnicy temperatur i ciśnienia z miejsc o większej prężności do miejsc o mniejszej prężności.

- ciekłym – najczęściej występuje w gruncie, najbardziej kształtuje właściwości fizyczno-mechaniczne gruntów.

Woda chemicznie związana – wchodzi w skład sieci krystalograficznej minerałów, jest to woda pozostająca w próbce po suszeniu w temperaturze 105⁰C.

Rodzaje wody chemicznie związanej:

- konstytucyjna – najtrwalej związana z siecią krystaliczną, wchodzi w skład hydratów (wodorotlenków), wydziela się w wysokich temperaturach >200⁰C; rozpada się na jony H⁺ i OH^-;

- krystalizacyjna – występuje w sieci krystalicznej z zachowaniem odrębność cząsteczki (CaSO₄ H₂O), wydzielenie tej wody zachodzi w temperaturach poniżej 200⁰C, powoduje zmianę właściwości (powstanie nowego minerału).

Woda fizycznie związana – jest utrzymywana na powierzchni cząstek gruntowych dzięki działaniu sił przyciągania międzycząsteczkowego.

Właściwości wody otaczającej cząstkę gruntową są zróżnicowane w zależności od odległości od powierzchni cząstki; na powierzchni cząsteczki rzędu 1000-2000 MPa w miarę oddalania się od powierzchni cząstki siły te maleją.

W zależności od intensywności wiązania wody przez powierzchnię cząstki gruntowej wydziela się

- wodę higroskopijną (adsorbowaną) – tworzy powłokę – warstwę kationów trwale związanych z powierzchnią cząstki gruntu na skutek przyciągania molekuł wodnych;

- wodę błonkowatą – związana słabiej z powierzchnią cząstki, przesuwa się z jednej cząstki na drugą niezależnie od siły ciężkości do chwili wyrównania grubości powłoki wodnej na obu cząstkach.

Woda wolna:

- wypełnia wolne przestrzenie między cząstkami gruntu (pory)

- może poruszać się pod własnym ciężarem, grawitacyjnie,

- oddziałuje na cząstki gruntowe chemicznie (rozpuszczanie, rozkład cząstek gruntowych) lub mechaniczne (przejawia się w postaci ciśnienia hydrostatycznego i ciśnienia hydrodynamicznego),

- grunt nasycony wodą stanowi układ dwufazowy o odmiennych właściwościach fizycznych

- traktowana jest jako ośrodek ciągły, nieściśliwy, nie stanowiący oporów na rozciąganie,

- szkielet gruntowy zatopiony w wodzie traktuje się jako ściśliwy, nieciągły, stawiający opór na rozciąganie

- na skutek odmiennych właściwości fizycznych szkielet gruntowy i woda inaczej reagują na obciążenia zewnętrzne.

- w przypadku gruntu całkowicie nasyconego wodą nacisk przekazywany jest wyłącznie na wodę zawartą w porach gruntu, całkowicie obojętny jest w stosunku do szkieletu gruntowego (nie powoduje zagęszczenia szkieletu gruntowego)

- ciśnienie wody gruntowej wywierane na szkielet gruntowy, lecz nie powodujące jego zagęszczenia, nazywa się ciśnieniem porowym

- w porach gruntu całkowicie nasyconego wodą występuje ciśnienie odpowiadające ciśnieniu hydrostatycznemu (ma jednakową wartość we wszystkich kierunkach)

Woda kapilarna – występuje w strefie aeracji, znajduje się na granicy strefy napowietrzania i nawodnienia tworząc pod wpływem sił spójności i przylegania strefę wzniosu kapilarnego.

Kapilarność jest wynikiem działania dwóch zjawisk:

- przyczepności (adhezji) wody do ścianek rurki

- napięcia powierzchniowego wody

Woda kapilarna:

- podlega działaniu siły ciężkości

- temperatura zamarzania jest nieco niższa od 0⁰C

- ma zdolność rozpuszczania soli

- ma zdolność przenoszenia ciśnienia

Przybliżona wysokość podciągania kapilarnego wynosi:

$$H_{K} = \frac{0.15}{r}(cm)$$

Gdzie: r – promień kanalika kapilarnego (cm)

Wysokość podnoszenia kapilarnego jest różna dla gruntów i wynosi od 0,03m dla żwirów do 6-12m w glinach piaszczystych.

16. Fizykochemiczne oddziaływanie cząstek gruntowych (w-wa podwójna jonowa, pojemność wymienna jonów)

Zjawiska fizykochemiczne – w gruncie występują na powierzchni granicznej, czyli powierzchni kontaktu pomiędzy fazą stałą a ciekłą. Mają wpływ na jakość i pracę gruntu oraz strukturę, ściśliwość i wytrzymałość gruntu. Intensywność składu mineralnego zależy od składu mineralnego ziaren i cząstek, oraz składu chemicznego roztworu wodnego znajdującego się w porach gruntu

Warstwa podwójna jonowa – jest to warstwa jonów utwierdzonych na powierzchni cząstki i warstwa dyfuzyjna z adsorbowanych jonów. Grubość warstwy podwójnej i warstwy wody związanej zależy od:

- składu chemicznego cząstki

- wartościowości adsorbowanych jonów

Pojemność wymienna jonów – jest to liczba wymiennych jonów, wyrażonych w miliwalach na 100gramów suchej masy gruntu.

Pojemność wymienna gruntów mieści się w granicach 0-150 mwal/100g.

Dla minerałów ilastych wynosi:

-kaolinit 3-15 mwal/100g

-illit 10-40 mwal/100g

- mintmorillonit 80-150 mwal/100g

W warstwie dyfuzyjnej występuje zmienna koncentracja kationów w związku z tym występuje w niej spadek potencjału.

Potencjał elektrokinetyczny (ɛ) – różnica potencjału w warstwie dyfuzyjnej

Potencjał termodynamiczny – różnica potencjału pomiędzy powierzchnią cząstki a zewnętrzną granicą warstwy dyfuzyjnej.

17. Frakcje gruntu i metody badań składu granulometrycznego gruntu

Frakcja – zbiór wszystkich ziaren (cząstek) gruntu nieskalistego o średnicach znajdujących się w określonym zakresie wielkości

Wg PN-86/B-02480:

- kamienista (f_k) d>40 mm

- żwirowa (f_ż) 40 ≥ d > 2 mm

- piaskowa (f_p) 2 ≥ d > 0,05 mm

- pyłowa (f_π) 0,05 ≥ d > 0,002 mm

- iłowa (f_i) 0,002 > d mm

Wg PN-EN ISO 14688-1:2006:

- duże głazy d > 630 mm

- głazy Bo 630 mm ≥ d > 200 mm

- kamienie (frakcja kamienista) Co 200 mm ≥ d > 63 mm

- żwiry (frakcja żwirowa) Gr 63 mm ≥ d > 2 mm

- piaski (frakcja piaskowa) Sa 2 mm ≥ d > 0,063 mm

- pyły (frakcja pyłowa) Si 0,063 mm ≥ d > 0,002 mm

- ił (frakcja iłowa) Cl d < 0,002 mm

Metody badań składu granulometrycznego gruntu

Metody mechaniczne:

- analiza sitowa – przesiewanie wysuszonego piasku przez sita o określonych wymiarach oczek i obliczaniu w procentach zawartości ziaren, pozostających na kolejnych sitach w stosunku do całkowitej masy badanej próbki.

Analiza sitowa dla żwirów i piasków o uziarnieniu powyżej 0,063mm.

Metody sedymentacyjne:

- analiza areometryczna – przygotowanie jednorodnej zawiesiny badanego gruntu i wyznaczeniu jej gęstości objętościowej, zmniejszającej się, w miarę opadania cząstek zawiesiny.

Metoda aerometryczną dla gruntów spoistych zawierających dużą część cząstek mniejszych niż 0,063mm

- analiza pipetowa

- analiza mikroagregatowa

- analiza laserowa

18. Klasyfikacja gruntów budowlanych – kryterium genezy fazy stałej (PN-86/B-02480)

19. Cechy fizyczne gruntów (wilgotność, gęstość, porowatość)

20. Właściwości mechaniczne gruntów (ściśliwość, wytrzymałość na ścinanie)

21. Procesy geologiczno-inżynierskie związane z oddziaływaniem wód podziemnych i

infiltrujących, z przemarzaniem gruntów

Procesy geologiczno – inżynierskie – procesy zachodzące w środowisko inżynieryjno-geologicznym bądź powstałe na skutek działalności ludzkiej lub też zmienione w wyniku tej działalności.

Działalność wód infiltrujących i podziemnych

W wyniku chemicznego i mechanicznego oddziaływania strumienia wód gruntowych na szkielet gruntowy zachodzą:

- zmiany substancjonalne (chemiczne) – przeważają grunty o krystalizacyjnych wiązaniach strukturalnych oraz gruntach spoistych zasolonych (wysoka mineralizacja wód porowych),

- strukturalno-teksturalne, zmiany objętościowo-postaciowe (mechaniczne) o charakterze ścięciowym występują w gruntach sypkich oraz spoistych.

Charakter tych zmian, intensywność ich rozwoju są funkcją różnorodnych czynników geologiczno-środowiskowych, które ogólnie można podzielić na:

- wewnętrzne – tekstura i struktura gruntów, charakter, kierunek i dynamika ruchu wody w ośrodku,

- zewnętrzne – budowa masywu, stopień pokrycia i rodzaj szaty roślinnej, rzeźba terenu, charakter jego zagospodarowania i warunki klimatyczne.

Chemiczne oddziaływanie wód gruntowych na ośrodek gruntowy przejawia się w:

- rozpuszczaniu soli,

- zmniejszaniu koncentracji roztworów porowych (demineralizacja),

- wymianie jonowej pomiędzy wodą gruntową a kompleksem sorpcyjnym gruntu.

Zespół zjawisk związanych z rozpuszczaniem i wynoszeniem doli przez krążące wody nazywa się krasem.

Szybkość ługowania skał należy od szeregu czynników. Do najważniejszych zaliczamy:

- przepuszczalność skały,

- udział i wykształcenie składnika rozpuszczalnego,

- prędkość przepływu wody,

- chemizm i temperatura wód.

Ze względu na postęp ługowania skały dzielą się na:

- niezwykle podatne, o bardzo szybkim postępie ługowania (np. sól kamienna),

- bardzo podatne, postęp ługowania widoczny po okresie wielu miesięcy (skały siarczanowe: gips, anhydryt),

- podatne, postęp ługowania widoczny po wielu latach (skały węglanowe: wapień i dolomit),

- niepodatne, postęp ługowania praktycznie niezauważalny (większość skał krzemionkowych).

Mechaniczne oddziaływanie wód gruntowych na ośrodek gruntowy przejawia się w reorientacji, przemieszczeniu i odtransportowaniu cząstek gruntowych poza ośrodek gruntowy pod wpływem ciśnienie hydrodynamicznego wód filtracyjnych.

Rozwój i przebieg procesu uzależnione są w głównej mierze od:

- cech strukturalno-tekstoralnych gruntu,

- charakteru wody w ośrodku gruntowym (ustalony – nieustalony, laminarny – turbulentny),

- kierunku działania ciśnienia hydrodynamicznego względem siły grawitacji (równolegle-prostopadle).

Przemarzanie zachodzi w sposób naturalny w okresach dłuższego spadku temperatury poniżej 0^oC lub w sztuczny – podczas zabiegu mrożenia gruntów (dla zwiększenia wytrzymałości i ograniczenia dopływu wody do wyrobisk).

Przemarzanie gruntów prowadzi do tworzenia się wysadzin. Stwierdzono, ze występowanie wysadzin jest związane z płytkim zaleganiem zwierciadła wód gruntowych, długotrwałym działaniem niskich temperatur oraz wysadzi nowym charakterem gruntów.

22. Zmiany deformacyjne gruntów

Deformacje filtracyjne – procesy deformacyjne spowodowane mechanicznym oddziaływaniem przepływającej wody gruntowej.

Do najważniejszych deformacji filtracyjnych należy zaliczyć:

- sufozję,

- przebicie hydrauliczne,

- upłynnienie,

- wyparcie gruntu.

Sufozja – proces polegający na wynoszeniu (przemieszczenie lub ich wyniesienie poza obręb gruntu) pod wpływem przepływającej (filtrującej) wody drobniejszych cząsteczek lub ziaren szkieletu mineralnego gruntu.

W rezultacie sufozji dochodzi do powiększenia przestrzeni porowych, wzrasta współczynnik filtracji. Minerał zostaje przemieszczony w inne miejsce lub wyniesiony poza obręb gruntu.

Grunt równoziarnisty nie może być gruntem sufozyjnym, o ile elementu jego szkieletu są nierozpuszczalne w wodzie.

Gruntami sufozyjnymi są tylko grunty nierówno ziarniste, bowiem w nich drobniejsze ziarna i cząstki mogą się przemieszczać w przestrzeni porowej między ziarnami większymi.

Sufozja może się odbywać na drodze mechanicznego lub chemicznego oddziaływania wody podziemnej.

- Sufozja mechaniczna – przemieszczenie drobniejszy cząstek i ziaren odbywa się mechanicznie bez rozpuszczającego, chemicznego oddziaływania wody podziemnej,

- sufozja chemiczna – następuje przez rozpuszczenie przez przepływającą wodę podziemną rozpuszczalnych cząstek i ziaren występujących między nierozpuszczalnymi w wodzie większymi ziarnami.

Sufozja przyczynia się do zmian wewnątrz podłoża gruntowego, polegających w głównej mierze na zmianie parametrów gruntu:

- zwiększenia się porowatości,

- zmniejszenia stopnia zagęszczenia,

- zmianie składu granulometrycznego.

W konsekwencji prowadzi do osiadania gruntu oraz do spękań szczelin sięgających powierzchni gruntu.

Przebicie hydrauliczne – tworzenie się kanału (przewodu) w masie gruntowej, wypełnionego gruntem o naruszonej strukturze (w końcowej fazie zjawiska zawiesiną), łączącego miejsca o wyższym i niższym ciśnieniu wody w porach. Na powierzchni terenu przebicie hydrauliczne widoczne jest w postaci źródła. Zjawisko przebicia hydraulicznego występuje zazwyczaj w gruntach mało spoistych podścielonych gruntami przepuszczalnymi.

Przebiciom hydraulicznym sprzyja m. in. sufozja, powodująca zwiększenie prędkości przepływu wód. Woda o większej prędkości może poruszać coraz większe ziarna gruntu i powodować dalszy rozwój procesu sufozji aż do utworzenia się kawern lub kanałów w gruncie.

Upłynnienie gruntów jest zjawiskiem polegającym na gwałtownym przejściu tych materiałów ze stanu o makroskopowych cechach ciała stałego, do stanu o cechach gęstej cieczy lepkiej.

Zjawisko to jest wywołane naprężeniami ścinającymi w gruncie wskutek silnych wymuszeń, takich jak trzęsienia ziemi, wybuchy czy falowanie sztormowe.

Podatne na upłynnienie są osady o wysokiej porowatości. Upłynnienie może prowadzić do tonięcia ciężkich przedmiotów w osadzie, powstawania osuwisk i spływów grawitacyjnych, w tym spływów upłynnionego materiału.

Wyparcie gruntu – przesunięcie pewnej objętości gruntu. Wyparta masa ma większą objętość i porowatość. Zjawisko to występuje w kierunku pionowym oraz poziomym, czasem w kierunku do dołu.

Wymienione wyżej procesy oprócz kolmatacji wewnętrznej oraz filtracyjnej konsolidacji wywołują w podłożu gruntowych strefy osłabienia gruntowego lub prowadzą do powstawania na powierzchni terenu znacznych deformacji.

23. Ruchy masowe (rodzaje)

Klasyfikacja ruchów masowych

- osiadanie – stopniowe obniżanie się powierzchni terenu,

- staczanie – okruchy skalne staczają się po nachylonym stoku,

- spełzywanie – odbywa się nawet na słabo nachylonych stokach dzięki uplastycznieniu mas skalnych,

- spływanie – zachodzi w bardzo silnie nasączonych wodą luźnych skałach,

- osuwanie – szybki ruch mas o dużej objętości powierzchni zbocza,

- obrywanie - następuje przy niemal pionowych ścianach, jest najszybszą formą ruchów masowych.

24. Osuwiska (przyczyny powstawania, rodzaje, stadia rozwoju, obszary osuwiskowe w

Polsce)

Osuwiska powstają na zboczach naturalnych lub sztucznych wówczas, gdy wzdłuż dowolnej ciągłej powierzchni w zboczu siły ścinające przekroczą wytrzymałość gruntu na ścinanie.

Naruszenie równowagi może być wynikiem przeciążenia zbocza (zabudowa, nadsypanie, zmniejszenia przekroju nośnego, no. przez podcięcie w wyniku erozji), pogorszenia się własności mechanicznych i fizycznych gruntów budowlanych zbocza, występowaniem sił dodatkowych (np. napór filtracyjny, obciążenie dynamiczne).

Klasyfikacja osuwisk na podstawie ich stosunku do przebiegu struktur geologicznych:
- asekwentne tworzą się w jednorodnych, niewarstwowych utworach (gliny, lessy, iły). Powierzchnia, po której nastąpiło osunięcie się mas skalnych jest wklęsła i uzależniona wyłącznie od spoistości i tarcia wewnętrznego utworów budujących zbocze;
- konsekwentne powstają wskutek przemieszczenia się mas skalnych po jakiejś powierzchni strukturalnej (powierzchnia warstwy, powierzchnia spękania, granica między skałą a zwietrzeliną),
- insekwentne tworzą się, gdy przemieszczenie następuje w poprzek powierzchni strukturalnych.

Osuwiska wprawiane w ruch wielokrotnie nazywamy osuwiskami periodycznymi. Osuwiska, które są w ciągłym ruchu – osuwiska chroniczne.

Na podstawie kryteriów morfologicznych, osuwiska dzieli się na:
- dolinne powstają w obszarach źródłowych rzek,
- zboczowe powstają na stokach podcinanych w wyniku erozji bocznej rzek.

Ze względu na skład materiału biorącego udział w ruchu osuwiskowym:
- osuwiska zwietrzelinowe,
- osuwiska skalne.

Przyczyny powstawania osuwisk można ogólnie podzielić na:
- zewnętrzne – obciążenie naturalnej i obciążenie spowodowane działalnością człowieka,
- wewnętrzne – obejmują czynniki zmniejszające wytrzymałość, do których zalicza się wietrzenie, działanie wód powierzchniowych oraz infiltracyjnych i podziemnych, a także proces pełzania.

Przyczyny powstawania osuwisk:

Przyczyny geologiczne:
- Słaby oraz wrażliwy materiał,
- zwietrzały materiał,
- rozdrobniony, spękany materiał,
- zróżnicowanie w przepuszczalności (np. sufozja,…) i sztywności materiału, przeciwna orientacja nieciągłości (warstwowanie, uskoki, łupliwość, niezgodne ułożenie warstw, itp.),
- trzęsienia ziemi,
- wybuchy wulkanów.

Przyczyny morfologiczne:
- wypiętrzenia tektoniczne lub wulkaniczne,
- rzeczne, morskie lub glacjalne erozje stopy zboczy albo bocznych krawędzi brzegów,
- podziemna erozja – rozpuszczanie, płynięcie, sufozja,
- odtajanie (soliflukcja),
- przemarzanie, odmarzanie zwietrzeliny, gruntu,
- pęcznienie i kurczenie zwietrzeliny, gruntu,
- obciążanie skarp.

Czynnik ludzki:
- podcinanie skarp i zboczy,
- obciążanie skarp
– nasypy, budowle inżynierskie,
- obniżanie poziomu wód lub zbiorników,
- wycinanie, wypalanie roślinności,
- nawadnianie,
- górnictwo (obniżanie wód, wybuchy, wydobywanie, zawały, tąpnięcia),
- sztuczne wstrząsy, drgania (pociągi, kopalnie),
- pęknięcia rur kanalizacji wodnej,
- niewłaściwe projektowanie skarp.

Przyczyny niestabilności
- podcięcie stoku,
- obciążenie stoku, zwłaszcza górnej części,
-usunięcie roślinności,
- wpływ wody,
- brak znajomości budowy geologicznej.

Fazy rozwoju ruchów masowych

Okres przygotowania do ruchu (Faza 1)	wietrzenie, naruszenie struktury wewnętrznej, zmiana właściwości fizycznych, zmiana warunków hydrogeologicznych
Stadium początkowe (Faza 1,2)	lokalne przekraczanie wytrzymałości na ścinanie i powstawanie lokalnych ścięć, miejscowe niewielkie wzajemne przemieszczenia, które nie powodują jeszcze naruszenia stateczności całej masy gruntu, na powierzchni pojawiają się pęknięcia, które stopniowo poszerzają się, tworząc szczeliny – zarys niszy osuwiskowej czas trwania – kilka dni, tygodni a nawet lat
Stadium główne (Faza 3)	powstanie ciągłej powierzchni ścięcia, jednoczesne przemieszczanie masy gruntu jako całości, charakter przemieszczenia jednokrotny, wielokrotny, ciągły o stałej lub zmiennej prędkości, w górnej części zbocza – powstanie niszy osuwiskowej i bezodpływowych zagłębień, w środkowej – spękania, szczeliny, sfałdowania i wybrzuszenia, kolejne niższe i bezodpływowe zagłębienia, u podstawy zbocza – czoło w postaci wypiętrzonego zwału, czas trwania – zazwyczaj krótko ( minuty, godziny, rzadziej dni),
Stadium końcowe	prędkość osuniętych mas gwałtownie maleje, ruch stopniowo zamiera, niewielkie ruchy zmierzają do ustalenia stanu równowagi, ostateczne uformowanie się morfologii osuwiska, czas trwania – trwa przez rożny okres czasu, niekiedy mogą występować wtórne ruchy.

Obszar aktywności osuwisk polskich:
- Wybrzeże klifowe Bałtyku
- Pas nizin Polski północnej
- Pas wyżyn Polski środkowej
- Sudety
- Karpaty
- Osuwiska na obszarze Karpat
- Osuwisko Lachowice 2001
- Osuwisko Falkowa 2001