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

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

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

Do określenia wielkości wzniosu kapilarnego służą tak zwane kapilarometry.

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

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

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

Następny rodzaj wody to wody kapilarne zawieszone:

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

Kolejny rodzaj wód w strefie aeracji to woda zawieszona:

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

Badania wilgotności w strefie aeracji:

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

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

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

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

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

Podstawowe własności hydrogeologiczne skał

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

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

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

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

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

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

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

Porowatość

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

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

Współczynnik i wskaźnik porowatości

Porowatość skały określamy poprzez stosunki objętościowe. Mianowicie rozpatrujemy:

• V – jest to objętość próbki skały w cm³.

• V_p to objętość porów w tej próbce a

• V_z objętość ziaren.

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

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

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

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

Masa – to własność materii w polu grawitacyjnym

Vz = ms/ρ_S i V = ms/ ρ_O

n = (ρ_S - ρ_O) / ρ_S ,

e = (ρ_S – ρ_O )/ ρ_O

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

Skały ze względu na współczynnik porowatości dzielimy :

• Na słabo porowate (niezwykle szczelne) poniżej 1%

• Mało porowate do 5

• Średnio porowate do 15

• dużej porowatości – powyżej 15%

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

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

Czynniki rządzące porowatością:

• Pierwszy to jednorodność uziarnienia. Większą mają skały bardziej jednorodnie uziarnione. W skale o niejednorodnym uziarnieniu, drobniejsze występują pomiędzy większymi i ograniczając wielkość porów.

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

• Istotny jest również sposób ułożenia ziaren. Mogą być ułożone tak że środki ziaren tworzą kwadrat. Wtedy porowatość jest większa. Drugi rodzaj ułożenia jest taki że środki ziaren tworzą figurę geometryczną romb. Porowatość jest mniejsza. Niejaki Slichter obliczył że jeżeli skała ma kwadrat porowatość wynosi 47,64% a przy rombie 25,95%. Obrazuje to wpływ kompakcji. Skały młode mają układ kwadratu. Przy nacisku nadkładu lub lodowca ziarna przesuwają się do układu rombu i porowatość maleje. Wraz ze wzrostem głębokości obserwujemy zawsze spadek porowatości. W skałach górnego karbonu przy powierzchni skały mają porowatość 25%, na 900 m 15%, a głębiej nawet 0,7%.

• Porowatość nie zależy od wielkości ziaren! Dlatego iły mają bardzo wysoką porowatość mimo drobnego uziarnienia. Teoretycznie porowatość jeżeli byśmy sobie wyobrazili kulę wpisaną w sześcian to porowatość wynosi 0,52.

• Zależy natomiast od stopnia scementowania.

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

Inne rodzaje porowatości:

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

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

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

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

Szczelinowatość –

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

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

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

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

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

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

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

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

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

• 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 = $\frac{\mathbf{n}}{\mathbf{\text{lsinαsinβ}}}$ , gdzie
  α – kąt upadu płaszczyzn szczelin,

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

• Gęstość powierzchniowa szczelin – jest to parametr lepszy. Nazywany jest też współczynnikiem gęstości szczelin (G_p). Jest to stosunek długości wszystkich szczelin do powierzchni pola F, na które one wychodzą.
  G_p=$\frac{\mathbf{\text{Σ\ l}}}{\mathbf{F}}$

• Współczynnik szczelinowatości – najlepszy parametr, d=b_SΣL/F.
  Dodatkiem jest tu b_S czyli średnia szerokość szczelin.
  Mnożąc wartość przez 100% otrzymujemy wynik współczynnika procentach.

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

Badania szczelinowatości jest znacznie trudniejsze niż badanie porowatości.

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

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

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

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

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

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

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

Przepuszczalność hydrauliczna

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

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

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

Miarodajna średnica ziarn i współczynnik nierównomierności uziarnienia

O przepuszczalności decyduje średnica ziaren. Do tego trzeba wykonać analizę granulometryczną, albo tak zwaną analizę sitową. Analizy takie wykonuje się w hydrogeologii, sedymentologii, geologii inżynierskiej itd. W każdym z tych działów wykonuje się ją pod nieco innym kątem. W hydrogeologii wykonuje się generalnie właśnie analizy sitowe, ponieważ nas interesują skały które mają średnicą powyżej 0,07 mm. Jeżeli są mniejsze robi się analizę aerometryczną¹, np. w geologii inżynierskiej.

Analiza sitowa dzieli na frakcję.

Frakcja kamienista powyżej 0,05 – 0,002 mm

Iłowa – poniżej 0,002 mm

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

d’ - średnica dolnego sita,

d” - średnica górnego sita.

---

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