Strefa ciśnień artezyjskich występuje gdy zwierciadło piezometryczne jest powyżej powierzchni terenu. W pozostałych strefach mamy ciśnienia subartezyjskie –zwierciadło wody podniesie się na pewną wysokość ale ta wysokość jest poniżej powierzchni terenu i woda nie zacznie wypływać.
Warunki artezyjskie najczęściej występują wtedy kiedy mamy spełnione następujące czynniki:
Jest objętość warstw zdolna do przewodzenia i akumulowania wody wolnej
Podścielenie warstwami bardzo słabo przepuszczalnymi
Mamy nieckowate lub monoklinalne nachylenie warstw.
Przykładem jest Basen Artezyjski w Niecce Mazowieckiej. Utwory podścielające to utwory kredy bardzo słaboprzepuszczalne. Warstwę wodonośną tworzą przede wszystkim piaszczyste osady oligocenu i częściowo miocenu, które przykryte są warstwami bardzo słabo przepuszczalnych iłów formacji poznańskiej górnego miocenu i częściowo pliocenu.
W Warszawie strop utworów kredy położony jest 155 p.p.m. Na wychodniach w rejonie Dęblina + 60 n.p.m., a w Radomiu + 150 n.p.m. Ciśnienie piezometryczne w centrum wynosiło 23 atmosfery. Wodę nawiercono po raz pierwszy w 1897. Zwierciadło kształtowało się na rzędnej 99,6 n.p.m. Czyli ponad 14 m nad powierzchnię terenu. W pierwszym otworze samowypływ następował z wydajnością 23 m3/h. Potem wykonano 160 studni i zaczęto eksploatować wodę intensywnie, co doprowadziło do zaniku ciśnienia piezometrycznego bo pobór przekraczał zasilanie. Dopiero w latach 60 –tych ograniczono pobór i powoli warunki artezyjskie powróciły. Wody są eksploatowane głównie dla potrzeb zaopatrzenia mieszkańców w systemie zdrojów ulicznych.
Basen artezyjski odkryto także w rejonie trójmiasta, gdzie warunki artezyjskie stwierdzono w utworach kredy, w której występuje tu facja piaszczysta.
W Europie baseny artezyjskie znane są we Francji Akwitański, Rodański, Belgijski na północ od Ardenów, Londyński stanowiący przedłużenie Paryskiego, Lombardzki, Panoński, moskiewski, dnieprowsko-doniecki.
W USA odkryto basen Dakoty w 1885. Położony jest on w obrębie piaskowców Dakoty w obrębie Górnej Kredy. Obszary zasilania znajdują się na obszarze Gór Skalistych. Podłoże słaboprzepuszczalnego Paleozoiku. Uzyskiwano tu ciśnienia od 3 do 15 atmosfer i wydajności od 15 aż 70 m3/h. Wody używano także do napędzania młynów i szybko zanikały wody artezyjskie. Ludzie zawsze popełniali ten błąd, że marnotrawili wypływającą wodę. W krótkim czasie ciśnienie artezyjskie się obniża i warunki artezyjskie zanikają.
Mogą występować na terenie Wielkopolski lokalnie, np. w Dolinie Warty w odniesieniu do poziomu wodonośnego w utworach Miocenu. Lokalnie również w obrębie utworów czwartorzędu.
Przy czym należy zdawać sobie sprawę że warunki artezyjskie mogą występować nawet wtedy, gdy warstwa nie jest przykryta utworami przepuszczalnymi. Jeżeli mamy zbiornik wodonośny w dolinie i dolina jest elementem drenującym, wody są drenowane do doliny. Tutaj mamy też płytką infiltrację. Jeżeli wybudujemy studnię i zafiltrujemy w warstwie wodonośnej w studni może nastąpić niewielki samo wypływ, bo ciśnienia w dolnej części są wyższe niż w górnej.
Jeżeli chodzi o duże baseny podjęto działania w celu ich ochrony. Lokalne baseny mioceńskie i czwartorzędowe to mamy taką sytuację, że studnie i otwory nie są zamknięte i wody wypływają. Jest to oczywiście marnotrawstwem bo często są to wody o bardzo dobrej jakości. Problem polega na tym że trzeba je likwidować, a nie jest to proste. Trzeba zastosować specjalne płuczki barytowe żeby zbić ciśnienie. Zaczopowanie może być z kolei niebezpieczne, bo jeśli potem nastąpi korozja woda artezyjska może wypływać i rozmyć teren, może dochodzić do szkód budowlanych. Często jednak nie bardzo właściciel się do tego bierze. Na terenie Wielkopolski mamy takie samowypływy.
Wypływy artezyjskie rodzą także problemy przy wierceniu. Jeżeli ekipa wiertnicza nie jest na to przygotowane może nastąpić rozmycie terenu, a nawet zapadnięcie wieży wiertniczej. Takie sytuacje miały miejsce w rejonie Piły, ale w XIX wieku. Piła użytkowała wody z poziomu oligoceńsko i jurajskiego. Były rozrzucone na terenie miasta. Kiedy wykonywano pierwsze otwory całe wieże wiertnicze uległy zatopieniu.
W przypadku wód pod ciśnieniem istotne znaczenie ma fakt, że środowisko skalne i wody podziemne cechują się w pewnym stopniu własnościami sprężystymi. Są one niewielkie, ale jednak występują.
Zdolność skały do zmieniania objętości pod wpływem działania sił określa współczynnik ściśliwości βS
βS= $\frac{\mathbf{\text{ΔVs}}}{\mathbf{\text{VsΔp}}}$
Vs – objętość skały wodonośnej przy początkowym ciśnienieu w m3
Δvs – zmiana objętości
Δ p = p1 – p0 – ciśnienie początkowe i końcowe [Pa]
Wartość współczynnika waha się od 0,3*10-10 – 2 *10-10 Pa-1
Zdolność wody do zmieniania objętości określa współczynnik
βW= $\frac{\mathbf{\text{ΔVw}}}{\mathbf{\text{VwΔp}}}$
Wartość współczynnika ściśliwości wody zmienia się w zakresie: 2,7- 5,0 * 10-10 Pa-1
Wzór nie uwzględnia temperatury, mineralizacji i rozpuszczonych gazów.
Wpływ ściśliwości wody i skał określa współczynnik zasobności sprężystej (S, ang. sorrability). Jest on w pewnym sensie odpowiednikiem współczynnika odsączalności μ. Współczynnik odsączalności polega na odsączeniu całej wody wolnej. A współczynnik S określa nam ile wody może się z warstwy wodonośnej wydobyć w wyniku zmiany ciśnienia. Ten współczynnik zasobności albo pojemności sprężystej według Jacoba to:
s = nγm (βw + $\frac{\mathbf{\text{βsC}}}{\mathbf{n}}$)
γ – ciężar właściwy wody w N/m3
M – miąższość warstwy wodonośnej (m)
βw – współczynnik ściśliwości wody
C – bezwymiarowy współczynnik którego wartość wynosi 1 dla niescementowanych skał ziarnistych.
n – współczynnik porowatości
Ażeby zdefiniować i zrozumieć pojęcie współczynnika zasobności sprężystej musimy wykonać odpowiedni rysunek. Wyobraźmy sobie prostopadłościan. Na dole mamy warstwę wodonośną (ryc. 141). Zaznaczamy ciemnym trójkątem zwierciadło piezometryczne i oznaczamy H jako wysokość zwierciadła piezometrycznego, a m – miąższość warswy wodonośnej. Załóżmy że obniżyło się zwierciadło o ΔH. Powierzchnia podstawy prostopadłościanu to A.
Współczynnik zasobności sprężystej to stosunek objętości wody, która wypływa z prostopadłościanu o podstawie A i wysokości m. w wyniku jednostkowego obniżenia się zwierciadła piezometrycznego o ΔH = 1m, do objętości prostopadłościanu o tej samej podstawie A i wysokości ΔH czyli 1 m.
S = $\frac{\mathbf{V}}{\mathbf{\text{AΔH}}}$
Wartości liczbowe tego współczynnika wyrażamy w ułamku dziesiętnym są oczywiście niskie i pryzjmują zakres od 10-5 do 10-3. Wartości względne są zatem niewielkie, ale przy bardzo dużych basenach są to znaczące ilości wody. W przypadku niecki mazowieckiej oceniano, że uwolniło się około 500 m3 co stanowiło około 2% wszystkich wód. A zatem przy dłuższych basenach ma to swoje znaczenie.
Występują głęboko pod powierzchnią, będąc odizolowane wieloma kompleksami utworów bardzo słabo przepuszczalnych i nieprzepuszczalnych, więc są bardzo słabo odnawialne. Występują w stagnacji. Podlegają tylko ruchom dyfuzyjnym i osmotycznym.
Pod względem genetycznym są to stare wody sedymentacyjne i reliktowe dawnych basenów sedymentacyjnych, bądź też kopalne infiltracyjne, a następnie odcięte od powierzchni terenu.
Znajdują się pod bardzo dużym ciśnieniem. Ciśnienie to nazywamy ciśnieniem petrostatycznym mas skalnych. Im większa głębokość tym ciśnienia te są wyższe. Dodatkowym czynnikiem wzmagającym ciśnienia są sprężyste własności cieczy i rozpuszczonych gazów przy czym po nawierceniu są bardzo duże, a potem spadają gwałtownie. Jeżeli pobór wód artezyjskich ograniczymy do pewnego racjonalnego poziomu to te warunki artezyjskie będą stałe. W przypadku wód głębinowych będą one systematycznie się zmniejszać i zanikać w trakcie eksploatacji.
Mamy tu pojęcie wód złożowych – towarzyszą złożom mineralnym które są eksploatowane. Ponieważ złoża eksploatowane pochodzą często z głębokich partii środowiska, mają związek przede wszystkim z wodami głębinowymi ( mogą być te ż oczywiście wgłębne). Tymi zagadnieniami zajmuje się hydrogeologia kopalniana. Jest ona szczególnie rozwijania w AGH w Krakowie. My zapoznamy się tylko z podstawowymi pojęciami dotyczącymi terminologii i powiemy jak określa się zawodnienie złóż.
Otóż jeżeli chodzi o nazwy to jeżeli wyobrazimy sobie złoże które występuje na określonej głębokości, jakieś złoże mineralne np., to wody, które występują nad złożem nazywamy nadzłożowymi. Śródzłożowe w złożu, a pod złożem wody podłożowe. Oczywiście te wody nadzłożowe i podłożowe mogą występować w odrębnych poziomach a mogą się łączyć Są to oczywiście najczęściej wody naporowe. Całkowity dopływ do kopalni zależy od wielu czynników. Zadaniem hydrogeologii kopalnianej jest prognozowanie dopływu wód do kopalń. Problem zawodnienia złóż i ich odwodnienia może decydować o rentowności eksploatacji.
Dopływy przewidywane i rzeczywiste charakteryzuje się ogólnym wskaźnikiem zawodnienia – określa całkowitą ilość wody dopływającą do kopalni w m3/min. Wydajności studni w Polsce mamy m3/h a zagranicą podają l/s. Wbrew pozorom trzymanie się przyjętych w danej dziedzinie jednostek jest przydatne. Wydajność ujęć podajemy w m3/dobę. Jedynie współczynnik filtracji podaje się w bardzo różnych jednostkach.
Drugim współczynnikiem jest górniczy wskaźnik zawodnienia. Jest to ilość wody dopływająca w jednostce czasu na jednostkową powierzchnię wyrobiska górniczego. Wyrażamy w m3/ min/km2.
Ekonomiczny wskaźnik zawodnienia to ilość wody przypadająca na 1 tonę wydobywanego surowca. To pokazuje nam ekonomię tego przedsięwzięcia.
Z punktu widzenia zawodnienia wyróżniamy złoża o prostych warunkach hydrogeologicznych, słabo średnio i zawodnione, o ogólnych dopływach do kopalń poniżej 600 m3./h Takie warunki występują w wapieniach i piaskowcach.
Dalej mamy o skomplikowanych warunkach, powyżej 600 m3/h, gdy mamy sypkie piaski, żwiry, skrasowiałe skały węglanowe i skały zuskokowane. Generalnie im głębiej tym mniejsze zawodnienie.
W GZW wyróżniamy suche do 1 m3/min, słabo zawodnione do 6 m3/min , średnio 6 – 10 m3/min i powyżej 10 m3/min silnie. Wielkość dopływów wahała się tam od 0,1 do 50 m3/min. Łączny dopływ do kopalń wynosił 900 m3/min. Potem gdy zlikwidowano część kopalń 558,5 m3/min. Aktualnie jest on pewnie jeszcze mniejszy, Choć nie wszystkie zlikwidowane kopalnie są pozbawione odwodnień. Trzeba odwodnienia prowadzić ze względu na inne kopalnie sąsiadujące.
Bardzo silnie zawodnione są także kopalnie cynku i ołowiu gdzie dopływy dochodziły do 100 m3/ min. w wyniku dopływu w skrasowiałych wapieniach i dolomitach dolnego triasu.
Swoją własną terminologię dla wód złożowych ma geologia naftowa. Ropa naftowa występuje najczęściej w części przegubowej antyklin. Natomiast niżej występują wody i te wody, które podściełają złoże ropy nazywamy wodą podścielającą. Wody ponad to wody okalające. Natomiast jeżeli mamy bardziej skomplikowany układ mamy wody górne, okalające i dolne.
Generalnie możemy wyróżnić wody występujące w porach, szczelinach skał litych i w próżniach i kawernach krasowych i wtedy są to wody krasowe.
Wody szczelinowe występują w skałach o teksturze zbitej. Mogą być zasilane albo bezpośrednio albo pośrednio. W przypadku zasilania bezpośredniego może występować zjawisko infiltracji oraz influacji. Influacja to zjawisko wlewania się wody przez szczeliny ziejące na stromych zboczach. Są to szczeliny otwarte na powierzchni terenu. Najczęściej są zamaskowane zwietrzeliną szczeliny, ale na zboczach mogą być właśnie ziejące i nie ma infiltracji tylko influacja czyli wlewanie się bezpośrednio do szczelin.
Takie wody które są poddawane influacji, szybko reagują na opady i wykazują bardzo duże wahania, nawet w cyklu dobowym.
Wody szczelinowe mogą być zasilane pośrednio również. Jeżeli mamy od powierzchni utwory przewodzące wodę, a gdzieś głębiej występuje masyw szczelinowy spękany. Z wód porowych może występować zasilanie pośrednie.
Wody szczelinowe występują w skałach zwięzłych, twardych, nie zawierających substancji ilastych. Na wyżynie Lubelskiej takie stwierdzono w gezach1, opokach2 i twardych marglach. Wydajności uzyskuje się nawet 100 m3/h a strefa aktywna sięga nawet 300 m głębokości. W kredach piszących i marglistych szczeliny są węższe i rzadsze. Na głębokości 200 kończy się strefa aktywna, a wydajność wynosi tylko 20 – 30 m3/h.
Charakterystyczną cechą może być także to, że zwierciadło może występować na różnych głębokościach. Mogą występować partie nie połączone ze sobą hydraulicznie. To w szczególności dotyczy sytuacji kiedy mamy dolinę. Wtedy na jednym zboczu doliny zwierciadło jest na innej wysokości niż na drugim (ryc. 166). Przepływ wód w obrębie sytemu szczelinowego może być bardzo skomplikowany a drogi przepływu nie wynikają wprost z rozkładu ciśnień, ale mogą być narzucone przez układ szczelin. (ryc. 167).
Wody szczelinowe najczęściej związane są systemem szczelin wietrzeniowych, które sięgają tylko do głębokości 20 – 30 m p.p.t. Głębiej znacznenie mogą mieć głownie szczeliny tektoniczne. Mogą występować też szczeliny kopalne. Hydrogeologia masywów szczelinowych jest bardziej skomplikowana. Często mamy sytuację że jeden otwór ma świetne warunki a niedaleko położony drugi otwór jest praktycznie bez wody. To oczywiście powoduje duże stresy u hydrogeologów. Przy okazji współczynnika odsączalności – wód porowych to 0,22 – 0,23, w masywach szczelino0wych nie przekracza 0,01. Tu o warunkach dopływu w małym stopniu decyduje woda zgromadzona, a w dużym dopływająca.
Jeśli chodzi o wody szczelinowe to one mają duże znaczenie praktyczne w zaopatrzeniu w wodę. W Polsce wody szczelinowe występują głównie w utworach kredy, jury, triasu i dewonu. Oczywiście najwięcej jest ich w obrębie wyżyn małopolskich.. Oczywiście eksploatowane są też w Polsce Srodkowej, a nawet Północnej.
W Dewonie mamy eifel i żywet w górach świętokrzyskich. Tutaj te wody występują w osiowych częściach synklin wypełnionych utworami dewonu, a w antyklinalnych częściach niewodonośne kwarcyty kambryjskie. Kielce zaopatrywane są w wodę z ujęcia w Dolinie Białogońskiej w rejonie Kielc.
Z utworów triasu pozyskuje się wody w Niecce Bytońskiej, w dolomitach kruszconośnej dolnego triasu. Problemem jest wspólzystępowanie z Pb i Zn. Także Dolny Śląsk – wapienie i dolomity.
Jury – jura krakowsko częśtochowska wieluńska. – są to utwory skrasowiałe jury górnej, w dolnej jurze w piaskowcach gór świętokrzyskich.
W największym stopniu wody szczelinowe wykorzystuje się z kredy, na Wyżynie Lubelskiej, Niecce Łódzkiej, Roztoczu Niecki Miechowskiej, Rejon Turka i Konina. To ujęcie pobiera właśnie wodę z utworów kredy zasilanej z płytszych poziomów. Lokalnie wykorzystywane są też w Trójmieście gdzie mamy fację piaszczystą górnej kredy.
Ogólnie o krasie już mówiliśmy. Występują w próżniach, kanałach kawernach krasowych. Lokalnie może być gipsowy, oprócz węglanowego, ale ma mniejsze znaczenie. Elementy doprowadzające to lejki, kominy i studnie. Czasami całe rzeki giną w masywie krasowym. Miejsce, gdzie rzeka wpływa do masywu krasowego to ponor. Zwierciadło wody jest zróżnicowane i współkształtne na ogół do powierzchni terenu. Reaguje zwykle intensywnie na opady. Występują znaczne wahania. Według Sokołowa wyróżniamy następujące elementy systemu krasowego:
Strefa pierwsza – z ruchem pionowy
Strefa druga – z ruchem pionowym i poziomym. Jest to strefa wahań. Tworzą się jaskinie związane z przepływem poziomym i studnie gdzie dominuje ruch pionowy.
Strefa trzecia – wpływ systemu krasowego – drenujące oddziaływanie cieków
Strefa czwarta – głębokiej i powolnej cyrkulacji, gdzie rozwój krasu jest niewielki.
Najintensywniej zjawiska są rozwinięte w strefie pierwszej i drugiej co wynika z przepływu wód i zawartości dwutlenku węgla. Pochodzi on z atmosfery i glebowej strefy aeracji – procesy rozkładu materii organicznej. Powodują one powstawanie znacznych ilości dwutlenku węgla.
Są również rozwinięte systemy krasowe kopalne na większych głębokościach. Mają często duże znaczenie w hydrogeologii. Takie formy mamy np. w dewonie Gór Świętokrzyskich. Na znacznych głębokościach występują tu próżnie.
W Polsce jak wiemy zjawiska krasowe najbardziej ewidentnie występują w obrębie jury Krakowsko – Częstochowskiej krasowienie sięga do 200 m. W wapieniach jurajskich i trasowych w Tatrach także kras. Często są to systemy odrębne, niepołączone. Hydraulicznie nie muszą się one ze sobą łączyć.
Wtedy gdy występują warunki krasowe są one z jednej strony korzystne bo można uzyskać znaczne wydajności. Z drugiej strony w takich rejonach występuje bardzo duża wrażliwość na zanieczyszczenia antropogeniczne. W okresach suchych dochodzi zaś do znacznego obniżania zwierciadła wody i zmniejszenia wydajności.
Występowanie źródeł wskazuje na występowanie skał wodonośnych i zróżnicowanie warunków hydrogeologicznych.
Przepływ wód podziemnych nazywamy generalnie filtracją. Generalnie rzecz biorąc w skałach porowatych ruch ten ma charakter laminarny – inaczej mówiąc uwarstwiony. Możemy wyróżniać ruch laminarny i ruch turbulentny (burzliwy). W hydrogeologii ze względu na możliwość występowania obu ruchów wyróżniano trzeci rodzaj – tak zwany mieszany, częściowo laminarny, a częściowo turbulentny. Generalnie mamy jednak do czynienia przede wszystkim z ruchem uwarstwionym. Możemy to sobie wyobrazić w ten sposób że jeżeli mamy przepływ wód w przewodzie cząsteczki wody przemieszczają się równo po torach równoległych w stosunku siebie, nie ma przepływów prostopadłych.
Podstawowe prawo opracował w 1856 Henry Darcy. On był inżynierem i zajmował się budową fontann miejskich w mieście Dijon na południe od Paryża. Dla tych fontann sprowadzał wodę w systemach krasowych. Woda była tam mętna i on próbował ją z tej mętności oczyścić. Żeby wodę oczyścić z mętności przepuszczał on ją przez rury wypełnione piaskiem. Przy okazji tych eksperymentów odkrył najważniejsze prawo ruchu wód podziemnych, które dało podstawy rozwoju hydrogeologii jako nauki.
Mamy naczynie z dwoma rurkami. Woda będzie doprowadzana od góry i odprowadzana od dołu (ryc. 75). Ciśnienie w punkcie możemy wyrazić na podstawie wysokości położenia i ciśnienia. Musimy je jednak odnieść do poziomu wyrównawczego. W drugim piezometrze ciśnienie jest niższe o wartość Δ H. Długość oznaczamy jako l.
Całkowitą wydajność cieczy określa równanie Bernoulliego. To jest uogólnienie opracowane po odkryciu Darcy’ego:
z1 + $\frac{\mathbf{p}_{\mathbf{1}}}{\mathbf{\gamma}}$+ $\frac{\mathbf{v}_{\mathbf{1}}^{\mathbf{2}}}{\mathbf{2}\mathbf{g}}\mathbf{=}$ z2 + $\frac{\mathbf{p}_{\mathbf{2}}}{\mathbf{\gamma}}$+ $\frac{\mathbf{v}_{\mathbf{2}}^{\mathbf{2}}}{\mathbf{2}\mathbf{g}}$+Δh
Gamma – cieżar właściwy wody w N/m3
Δ H – strata ciśnienia w metrach
W przypadku przepływu laminarnego prędkości przepływu są bardzo niskie więc możemy pominąć wyrażenie v2/2g. A zatem mamy równanie 53.
To wyrażenie mówi że strata energii przy przepływie wody przez os®odek porowaty sprowadza się do straty wysokości ciśnienia. Stosunek straty wysokości ciśnienia do odległości na jakiej on zachodzi nazywamy spadkiem hydraulicznym:
I = dh/dl
Możemy dalej zapisać : Q = vF. Czyli ilość wody przepływającej przez ośrodek porowaty równa się powierzchnia przekroju i prędkość przepływu. F to pole przekroju.
Wzrór Darcy to:
Q = -kFΔH/l. Przepływ wody zmniejsza się w kierunku malejących cięnien.
Ostateczna forma to v = kI
Wzór Darcy definiujemy tak że prędkość przepływu wody podziemnej jest wprostproorcjonalna do spadku hydraulicznego, a współczynnikiem proporcjonalność jest współczynnik filtracji. Współczynnik filtracji to miara przepuszczalności osrodka skalnego w stosunku do wody. Zależy ona od wartośći ośrodka skalnego i lepkośći wody, a lepkość wody zależy od temperatury. Jeżeli podajemy wartość współczynnika i nie jest podana wartość temperatury oznacza że warttość filtracji mierzone w temperaturze 10 stopni. Można ją przeliczać według tabel lepkości.
Istotne jest to że prędkość przepływu wyznaczona ze wzoru Darcy jest prędkością fikcyjną. Oznacza to, że nie istnieje w przypadku ruchów poszczególnych cząstek wody. Jest tak dlatego że we wzorze przyjęto że woda przepływa prze całą przestrzeń wypełnioną piaskiem, a w rzeczywistości jest tak, że woda przepływa tylko przez pory.
Dlatego oprócz prędkości Darcy w hydrogeologii stosuje się też określenie rzeczywistej prędkości przepływu wody. Jest to potrzebne do wyliczenia czasu przepływu prędkości wody w przestrzeni porowej. Prędkość rzeczywista może być różna w różnych porach. Dlatego mówimy o średniej prędkośći przepływu w przestrzeni porowej. Prędkość Darcy oznaczamy literą
W = Q/s. S to sumaryczna powierzchnia porów w przekroju w metrach kwadratowych. Według Schlichetera. S = neF a zatem
W = vF/neF czyli W = V/ne lub W = kI/ne.
Dochodzi też problem wektorów i tensorów, a także ściśliwości. Nas to nie dotyczy. Musimy wiedzieć co to jest prędkość Darcy lub prędkość rzeczywista.
Następne zagadnienie to będzie współczynnik przepuszczalności. Wspóczynnik przepuszcalnośći jest miarą przepuszczalności ale tylko ośrodka skalnego bez uwzględnienie własności fizycznych medium które się przez to przesącza. Wspólczynnik ten nie jest odniesiony do wody, tak jak współczynnik filtracji. I to jest ważne żeby można było określać czy to płynie woda czy ropa naftowa.