• Typy genetyczne wód podziemnych i

  • ich charakterystyka,

  • badania infiltracji.

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 podziemnych¹. 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:

• infiltracyjne (meteoryczne)

• Kondensacyjne – kondensacja pary wodnej

• Juwenilne – powstałe w wyniku procesów magmatycznych

• 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.

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

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:

• Najistotniejszy czynnik to przepuszczalność skał i gruntów – jest to zdolność skały do przewodzenia wody. Kałuże tworzą się przede wszystkim na glinie, gdyż woda nie wsiąka, a jedynie tylko paruje. Na piasku i żwirze woda wsiąknie szybko. O klasyfikacji skał ze względu na przepuszczalność będziemy jeszcze mówili szczegółowo.

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

• Czynnikiem wpływającym na parowanie jest temperatura – im wyższa temperatura tym parowanie jest większe i infiltracja mniejsza. W naszych warunkach klimatycznych decydujące ilości wód infiltrują w okresach późnej jesieni, zimy, wczesnej wiosny. Latem wysokie parowanie oraz wegetacja roślin ograniczają infiltrację. W czerwcu i lipcu w ogóle nie ma infiltracji efektywnej (Jeśli infiltracji to wsiąkanie wody opadowej do środowiska geologicznego, infiltracja efektywna powoduje docieranie wody do zwierciadła wody podziemnej (bo nie każda woda musi tam dotrzeć, występuje zjawisko parowania ze strefy aeracji).

• Duży wpływ ma również tak zwany niedosyt wilgotności powietrza²(d = E –e):
  E- prężność pary wodnej nasyconej możliwej w danej temperaturze. E rośnie wraz z temperaturą
  e – Prężność aktualna – prężność obserwowana w danym miejscu oraz w danej chwili.

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.

• Pokrycie szatą roślinną. Gdy teren pokryty jest szatą roślinną, woda zostaje zatrzymana na roślinach. Jest to tak zwana intercepcja. Jeśli nie jest pokryty, woda szybko spływa. Intercepcja z kolei zwiększa infiltrację bo woda kapie powoli i infiltruje. Natomiast szata roślinna może zmniejszać też infiltrację zwłaszcza efektywną. Dotyczy to przede wszystkim lasów, w szczególności liściastych. Występuje bowiem wtedy intensywne parowanie poprzez liście (transpiracja). Generalnie rzecz biorąc szata roślinna zwiększa jednak infiltrację.

• Nasycenie wodą środowiska skalnego. Niekiedy zdarza się tak że deszcze długo padają i następuje wysycenie wodą płytkich poziomów wodonośnych i woda przestaje wsiąkać. Tak było np. w zeszłym roku i następne zjawiska powodziowe nasiliły się m.in. dlatego bo grunt nie był w stanie infiltrować nowej wody.

• Przemarzanie gruntu – przemarznięty grunt jest praktycznie nieprzepuszczalny i infiltracja ustaje całkowicie. Dopiero po odmarznięciu gruntów następuje infiltracja.

• Następny istotny czynnik to działalność człowieka. Najczęściej człowiek oddziałuje negatywnie, zmniejszając infiltrację, poprzez wycinanie lasów, kanalizację rzek, likwidację małych zbiorników wodnych (bo musimy zdawać sobie sprawę że czasami wody powierzchniowe infiltrują do wód podziemnych, mimo że częściej jest tak że je drenują). Człowiek przede wszystkim ogranicza infiltrację poprzez zabudowę terenów –asfaltowanie, betonowanie. Jest mało obszarów gdzie ta infiltracja może zachodzić w terenie zurbanizowanym. Wody opadowe rynnami a potem rynsztokami uchodzą bezpośrednio do rzek. Zwiększa to ryzyko powodziowe i zmniejsza liczbę wody podziemnej. Został zatem wprowadzony w Polsce podatek od deszczu. Właściciele gruntów płacą podatek od tych części terenu które zostały wyłączone z infiltracji. Uświadomiono sobie na początku lat 90-tych po intensywnych powodziach w krajach Beneluksu o zagrożeniach powodziowych. Zaczęto mówić, że nie powinno się kanalizować wszystkich rzek i likwidować zbiorników. Zaczęto się w Polsce cieszyć, że nie udało się skanalizować Wisły. Człowiek może wpływać na infiltrację poprzez orkę. Orka równoległa do poziomicy ogranicza spływ i zwiększa infiltrację, zmniejsza też erozję gleb.

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:

• żwirów lekko zaglinionych 12,00 cm/h,

• piasków gliniastych 1,20 cm/h,

• iłów zwartych 0,05 cm/h.

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

• E – ewapotranspiracja

• Ie – infiltracja efektywna

• δR można pominąć przy dłuższych pomiarach (są to zmiany w retencji).

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/m^3
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.

• Sedymentacyjne to wody dawnych basenów sedymentacyjnych które zachowały się w osadach.

• Infiltracyjne to takie które w przeszłości geologicznej infiltrowały do środowiska geologicznego a następnie zostały pokryte i odcięte i zachowały się jako reliktowe.

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:

• żwiry 0,05%

• piaski 1%

• Piaski pylaste 7%

• gliny i iły 20%³

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:

• charakteru cząstek,

• występujących w nich ładunków,

• stopnia spolaryzowania wody

• stężenia rozpuszczonych w nich substancji.

• Przede wszystkim zależy jednak od średnicy ziaren. Im mniejsze tym wilgotność molekularna jest większa. Wilgotność jest wyrażana w procentach w stosunku do masy suchej skały.

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.

• Dla żwirów 0,03 m

• Piaski gruboziarniste do 0,12

• Średnioziarniste do 0,35

• Drobnoziarniste 1,2

• Piaski pylaste, pyły, lessy 3,5 m

• Przy iłach i glinach wszystkie pory są już wypełnione wodą higroskopijną i błonkowatą. Nie ma już miejsca na wodę kapilarną. Dlatego gleby na lessach i pyłach są najbardziej urodzajne

Dokończymy o wodach kapilarnych za tydzień.

---

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

2. 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]↩

3. to wielkości maksymalne.

   ↩