Na poprzednim wykładzie mówiliśmy o analizie granulometrycznej, zestawianiu wyników na krzywej kumulacyjnej i wyznaczaniu średnicy miarodajnej – była definicja, która jest ważna. Wyznaczaliśmy też współczynnik nierównomierności uziarnienia. Podany był również sposób wyznaczania średnicy miarodajnej Krugera, gdy U > 5.

Współczynnik filtracji

Te parametry mogą posłużyć do wyznaczenia współczynnika filtracji, najważniejszego parametru hydrogeologicznego. Pierwszy wzór podał amerykański badacz Alen Hazen. Ma on postać:
k=Cd_e²(0,7 + 0,03t) [m/d].

Jest to tak zwany wzór empiryczny. Charakteryzuje się tym, że wartości parametrów w tym wzorze musimy podawać w ściśle określonych jednostkach. Tylko wtedy ma on sens. W przypadku wzorów empirycznych muszą też być podane granice stosowalności danego wzoru. Jest ważny tylko w podanych przez autora granicach. Stworzenie takiego wzoru polega najczęściej na tym, że wykonuje się analizy granulometryczne badanych skał i bada filtrację dla różnych wzorców. Jest to zależność wyznaczona statystycznie. W tym wzorze C jest to współczynnik zależny od nierównomierności uziarnienia.

• Jeżeli U jest zbliżone do jedności C =1200,

• Dla U od 2-4 C = 800

• Gdy U 4-5 , c =400

d_e to oczywiście średnica miarodajna, której sposób wyznaczania już podano (d10 wyznaczone z krzywej kumulacyjnej).
T to temperatura wody w stopniach Celsjusza. Współczynnik bowiem zależy do lepkości a lepkość zależy od temperatury. Jeżeli temperatura nie jest podana zakładamy że wynosi ona 10°C.
Granica stosowalności wzoru to d_e w przedziale (0,1;3mm) i U<5.
Po wzorze Hazena pojawiło się więcej podobnych wzorów. W większości wyprodukowane na zasadzie zależności statystycznych.

Kolejnym wzorem jest ustalony w oparciu o inną metodę. Amerykanie w momencie gdy pojawiły się maszyny obliczeniowe obserwowali zależność między frakcją a próbnymi pompowaniami ze studni. Powstał wzór amerykański. Ma on postać:
k=0,36d₂₀^2,3 [cm/s]
Granica stosowalności wynosi od 0,01 do 20 mm.

Niezależnie od tego że wykorzystuje się analizy granulometrycznej do oceny filtracji, można je wykorzystywać do oceny innych parametrów a także wykonuje się je aby odpowiednio dobrać filtry studzienne. Jest to ta część otworu przez którą następuje dopływ wody do studni. Musi on mieć odpowiednie szczeliny, które powinny umożliwić przepływ wody do studni, ale jednocześnie uniemożliwić przepływ ziarn do studni. W pewnym stopniu może przedostać się, ale tylko część. Aby wykonać to prawidłowo musimy mieć analizę granulometryczną. Stosuje się też obsypkę żwirową, która również musi mieć odpowiednią granulację.

Wodochłonność

Definiujemy jako zdolność skały do pochłaniania i gromadzenia wody. Poprzednio, mówiąc o wodach występujących w strefie aeracji mówiliśmy o tak zwanej wilgotności molekularnej – kapilarnej, wynikającej z obecności wód związanych. Jeżeli do tego dodamy wodę wolną, mówimy o wodochłonności całkowitej.

Potencjalną wodochłonność możemy określić następująco. W = Vp/V. Przy takiej definicji wodochłonność równa się porowatości. W =n.

Możemy ją też wyznaczyć na podstawie wzoru W = $\frac{\mathbf{mn - ms}}{\mathbf{\text{ms}}}$, gdzie:
mn to masa skały nasyconej wodą,
ms to masa skały wysuszonej
Możemy je zmierzyć laboratoryjnie, nasączając wodą i susząc do uwolnienia zarówno wody wolnej jak i związanej.

Istnieje podział, ze względu na wartość wodochłonności.

• pow. 30 bardzo silnie wodochłonne

• 20 -30 bardzo wodochłonne

1 m³ piaskowców pochłania 300-450 l wody, piasków od kilku do 400 l , iłów 200-500 l

Stopień nasycenia skały wodą określa się wskaźnikiem nasycenia k_w ,
k_w= V_w/V_p.
Tutaj V_w to objętość wody w skale,
a V_p objętość porów.
Przy pełnym nasyceniu k_w = 1. Możemy go wyznaczać również laboratoryjnie.

Badania wodochłonności hydrogeologii wykonuje się rzadko. Większe znaczenie mają one w geologii inżynierskiej. Wtedy takie badania wodochłonności wykonuje się w terenie, robiąc specjalne wiercenia i wtłaczając wodę do otworów. Wyznacza się zależność, gdzie wydajność jest funkcją ciśnienia Q = f(H). gdzie Q to wydajność zatłaczania. H to ciśnienie . Wyznacza się tak zwaną wodochłonność właściwą lub jednostkową. Jest to ilość litrów wody na minutę pochłonięta przez 1 metr miąższości warstwy przy ciśnieniu 1 bar lub 0,1 bar. Wodochłonność właściwą wyznacza się ze wzoru w = $\frac{\mathbf{Q}}{\mathbf{\text{Htl}}}$, gdzie:

• Q – ilość wtłoczonej wody w litrach

• t – czas wtłaczania w minutach

• l - długość

• H – ciśnienie, pod którym wtłacza się wodę w atmosferach

Tego typu badania prowadzi się według ściśle określonej normy. W hydrogeologii ma to mniejsze znaczenie bo wodochłonność jest myląca, np. wodochłonność iłów jest duża ale mają niską przepuszczalność. Ma zatem ten parametr niewielkie znaczenie w hydrogeologii.

Odsączalność

Ma większe znaczenie w hydrogeologii. Jest to zdolność skały całkowicie nasyconej wodą do oddawania wody wolnej ściekającej pod działaniem siły ciężkości.

Określa się ją także jako defiltrację lub odsączalność grawitacyjną, co wynika z tego że istnieje także tak zwana odsączalność sprężysta wynikająca tylko ze zmian ciśnienia. Przy obniżeniu ciśnienia zewnętrznego może uwalniać się z warstwy wodonośnej pewna ilość wody. Jest ona wielokrotnie niższa od odsączalności grawitacyjnej.

Miarą odsączalności skały jest współczynnik odsączalności. Jest to drugi najważniejszy parametr po współczynniku filtracji. Oznacza się grecką literą μ. Jest równe V₀ do V.
V_o to objętość wody odsączonej ze skały,
V to objętość skały.
Najczęściej podaje się w ułamku dziesiętnym. Można ewentualnie w procentach.

Ilość wody odsączającej się zależy od wielkości porów. Jest tym większa im większe są pory. Pośrednio zależy zatem od wielkości ziarn. Dlatego największą odsączalność mają żwiry. Bardzo małą lub praktycznie zerową iły, gdzie pory są bardzo małe i w większości zajęte przez wody związane. Zależność obrazuje rycina¹. Jeżeli średnia średnica ziarn jest duża rzędu 5 mm, praktycznie cała woda się odsączy W miarę zmniejszania się średniej średnicy, odsączalność zmniejsza się systematycznie, a wzrasta oczywiście wilgotność molekularna. Poniżej jednej setnej milimetra odsączalność prawie całkowicie zanika i wszystkie pory wypełnione są wodą związaną.

Odsączalność jest bardzo ważnym parametrem. Ma duże znaczenie przy bilansowaniu zasobów wód podziemnych. Dlatego też jest wiele sposobów wyznaczania współczynnika odsączalności. Wyróżniamy metody przybliżone, które polegają na tym że wyznacza się albo na podstawie tabel, w których określone są najczęściej występujące wartości współczynnika odsączalności dla danych rodzajów skał albo sposób wyznaczania na podstawie wzorów empirycznych. Poza metodami przybliżonymi mamy metody laboratoryjne i metody polowe.

Metody przybliżone – w podręcznikach są tabele, gdzie podaje się wartości typowe.

• Piasek mułkowaty 0,12

• Piasek drobnoziarnisty 0,17

• Piasek średnioziarnisty 0,19

• Piasek gruboziarnisty 0,22

• Żwir 0,26

• Rumosz skalny 0,26

• Skały lite, szczelinowate lub skrasowiałe 0,01 – wartość ta jest dużo niższa niż w skałach okruchowych. Dopływ wód może być dobry, ale odsączalność w porowatości intergranularnej jest znacznie lepsza.

Teraz wzory empiryczne. Otóż mamy tutaj do dyspozycji tak zwany wzór Kozerskiego i również Biecińskiego. Różnią się one. Kozerskiego opiera się na badaniach uziarnienia. Biecińskiego opiera się o zależność ze współczynnikiem filtracji. Kozerski był profesorem na UW i PG. Jest współautorem „Hydrogeologii Ogólnej”. Kozerski mianowicie wykonywał badania współczynnika odsączalności metodą laboratoryjną – granulometryczne i poszukiwał zależności między parametrami granulometrycznymi i odsączalnością. Udowodnił następującą zależność funkcyjną

μ = f($\frac{d10}{\sqrt{U2}}$)
a mianowicie:
μ = 0,027 + 0,342N^0,174_. . gdzie N = $\frac{\mathbf{d}\mathbf{10}}{\sqrt{\mathbf{U}_{\mathbf{2}}}}$
d₁₀ to średnica miarodajna.
u₂ to nierównomierność uziarnienia wyznaczana z ilorazu $\frac{d_{60}}{d_{5}}$.
Granica stosowalności N ∈<0,04;0,35>. Jest to wzór wyznaczony statystycznie. Można tylko go stosować w zakresie przebadanym. Może być tak, że daje on wiarygodne wyniki także dla innych wartości, ale to nie zostało udowodnione.

Drugi wzór (Biecińskiego) opiera się na zależności między k i μ. Podany został w 1960. Ma postać
μ  = 0,117$\sqrt[\mathbf{7}]{\mathbf{k}}$ (%) k podane jest w [m/d].

Metody laboratoryjne

Otóż pierwsza metod, która ma jednak wiele wad, polega na suszeniu próbki skały nasyconej wodą. Suszenie prowadzi się przy bardzo powoli wzrastającej temperaturze aż do 105-110°C. Odparowana zostanie woda wolna pozostanie zaś w próbce woda molekularnie związana. Współczynnik odsączalności wyznacza się z różnicy mas ze wzoru:
μ = $\frac{\mathbf{m}_{\mathbf{n}}\mathbf{-}\mathbf{m}_{\mathbf{s}}}{\mathbf{m}_{\mathbf{s}}}$.

Inną jest metoda odwirowania. Ma ona tę zaletę że można stosować do skał luźnych i zwięzłych. Siła odśrodkowa powoduje usuwanie wody wolnej. W zależności od wielkości siły odśrodkowej może dochodzić niestety do usuwania części wody związanej np. kapilarnej. Jest to metoda dobra do porównań względnych. Ale pomiar bezwzględny może być obarczony błędami.

Najbardziej wiarygodna jest metoda Kinga, z 1899. Jest zwana metodą wysokich kolumn. Nadaje się do skał luźnych, sypkich. Tę stosował Kozerski przy swoim współczynniku. Metoda ta uwzględnia problem wód kapilarnych. Kolumny muszą mieć co najmniej 3 metry wysokości. Na ogół muszą one przechodzić przez sufit. Tak to był zrobione na UW. W piwnicy było laboratorium a kolumny przechodziły przez sufit do położonego wyżej pomieszczenia. Cylindry wypełnia się skałą, a następnie od dołu wprowadza się wodę nasycając całą próbę. Potem podstawia się naczynie i mierzy ściekającą wodę. Jest to metoda pracochłonna i czasochłonna. Napełnianie odbywa się bardzo wolno, a  ściekanie też trwa do kilku dni. Trzeba uwzględnić też straty na parowanie. Jest to jednak jedyna metoda, która neutralizuje wpływ wód kapilarnych przy oznaczaniu odsączalności.

Metody polowe – uznaje się za najbardziej wiarygodne. Pozwalają na wyznaczenie współczynnika dla większych fragmentów warstw wodonośnych. Polega to na tym, że trzeba uzyskać dane dotyczące ilości odsączonej wody i objętości skały, z której się odsączyła.

Najbardziej znana jest metoda Clarka². Metoda ta opiera się na obserwacji wyników pierwszego pompowania studni, kiedy tworzy się tak zwany lej depresyjny, w wyniku obniżenia poziomu zwierciadła. W pierwszym etapie ilość wody dopływającej do studni pochodzi z leja depresyjnego. Według Clarka:
μ =Vp/Vr
Vp to objętość wody wypompowanej ,
Vr to objętość leja depresji mierzona na podstawie pomiarów w sąsiedztwie.
Metoda jest kłopotliwa i rzadko stosowana. Inne metody poznamy później.

W przypadku wyznaczania współczynnika odsączalności czasami ważne jest również określenie zależności pomiędzy czasem odsączania a wartością współczynnika odsączalności. Odsączalność może być pełniejsza jeżeli następuje bardzo wolno. Jeżeli zwierciadło szybko się obniży wartość μ może być mniejsza. Wiąże się to z histerezą. Dlatego wprowadza się pojęcie tak zwanego chwilowego współczynnika odsączalności. Jest to stosunek objętości wody odsączonej w określonym czasie do całkowitej objętości wody, która może być oddana przez skałę.

Porowatość efektywna (miarodajna)

Otóż porowatość efektywna to część objętości porów, przez które odbywa się ruch wody wolnej.
Oznaczamy ją literą n_e = V_e/V.
V_e to objętość porów czynna w czasie przepływu wody.

W hydrogeologii niekiedy utożsamia się porowatość efektywną z odsączalnością. Jednakże sens fizyczny tych dwóch parametrów jest różny. Odsączalność to grawitacyjne odsączanie się wody. Porowatość efektywna jest związana z ruchem wody. Znowu główny problem jeśli chodzi o porównanie tych dwóch parametrów wynika z obecności wód kapilarnych. W zależności bowiem od szybkości przepływu wody kapilarne mogą być włączane do przepływu (jeśli jest on szybki). Generalnie mówimy o tak zwanej

• porowatości efektywnej dynamicznej maksymalnej przy maksymalnych spadkach,

• porowatości efektywnej dynamicznej przy naturalnych spadkach

• porowatości efektywnej odciekowej, która jest zbliżona do odsączalności.

Generalnie rzecz biorąc w utworach o dużej przepuszczalności porowatość efektywna jest w przybliżeniu równa odsączalności. W skałach drobnoziarnistych porowatość efektywna jest większa od odsączalności.

Porowatość efektywną możemy wyznaczyć ze wzoru:
n_e = $\frac{\mathbf{k}\mathbf{J}}{\mathbf{W}}$
k - współczynnik filtracji (m/s),
J – spadek hydrauliczny,
W – rzeczywista prędkość ruchu wody (m/s)
Spadek hydrauliczny to stosunek różnicy ciśnień która wywołuje przepływ do drogi na której następuje przepływ. Jeżeli mamy np. (rycina z tablicy)
to J = $\frac{h_{1} + h_{2}}{l}$
Rzeczywista prędkość ruchu wody jest to średnia prędkość ruchu wody w przestrzeni porowej. Możemy ją wyznaczyć barwnikiem. Później poznamy tak zwaną prędkość ruchu Darcy, która mówi nam o prędkości fikcyjnej przepływu, tak jakby woda płynęła przez cały przekrój skały.

Możemy również badać w terenie i w laboratorium, przy czym badania te nie są łatwe. Metodę polową opracował Płotnikow. Polega to na tym że trzeba mieć studnię i otwór obserwacyjny. Pompuje się wodę ze studni, rozwija się lej depresyjny. W pewnej odległości od studni mamy otwór obserwacyjny p. Wartość zwierciadła wody w warunkach statycznych to h_x, a dynamicznych h. odległość otworu obserwacyjnego od studni to x. Gdy mamy zwierciadło napięte sytuacja jest trochę inna. Wówczas bierze się pod uwagę m czyli miąższość warstwy. Do otworu obserwacyjnego wprowadza się znacznik. Rozpoczyna się pompowanie i mierzy czas pojawienia się znacznika. Może być nim jakiś barwnik albo wskaźnik chemiczny (chlorki, bromki) a czasami nawet substancja radioaktywna, którą łatwo wykryć. Na podstawie obserwacji pompowania i czasu pojawienia się znacznika wyznacza się porowatość efektywną na podstawie wzorów.

• n_e =$\frac{\mathbf{\text{Qt}}}{\mathbf{\pi}\left( \mathbf{x}^{\mathbf{2\ }}\mathbf{-}\mathbf{r}^{\mathbf{2}} \right)\mathbf{m}}$ dla zwierciadła napiętego

• Dla swobodnego n_e =$\mathbf{\ }\frac{\mathbf{\text{Qt}}}{\mathbf{\pi}\left( \mathbf{x}^{\mathbf{2\ }}\mathbf{-}\mathbf{r}^{\mathbf{2}} \right)\mathbf{(}\frac{\mathbf{h +}\mathbf{h}_{\mathbf{x}}}{\mathbf{2}}\mathbf{)}}$

t – czas,
Q - wydatek w czasie pompowania w m³/s,
x – odległość otworu od studni,
h – wysokość zwierciadła wody,
m – miąższość,
r – promień otworu pompowanego w m

Metodą laboratoryjną dla porowatości efektywnej opracował nieżyjący już Kleczkowski (wraz z Mularzem) dla zwięzłych skał klastycznych. Trzeba wysuszyć w 105-110 °C, czyli pozbawiając próbkę wody wolnej. Tę próbkę nasyca się naftą w eksykatorze próżniowym. Następnie próbka ważona jest w nafcie i w powietrzu. Istota tej metody polega na tym, że nafta ma własności hydrofobowe w stosunku do skały. Nasyca tylko większe pory. Wyznacza się wzorem
n_e=mp-ms/mp-mn %
m_p- masa próbki nasyconej w powietrzu
m_n – masa próbki nasyconej w nafcie
m_s – masa próbki suchej.
Badania wykonane tę metodą wykazały że porowatość efektywna jest mniejsza od porowatości całkowitej o 10-40 % i zmniejsza się wraz ze wzrostem głębokości Jest to dobra metoda porównawcza. Bezwzględna może być obarczona błędem.

Własności fizyczno – chemiczne wód podziemnych

Zajmuje się nimi hydrogeochemia. My zapoznamy się tylko z podstawowymi zagadnieniami hydrogeochemii, która jest obszernym działem hydrogeologii. Własności te oznacza się za pomocą badań analitycznych. Trzeba wykonać określone badania. Istnieje specyfika jeśli chodzi o badania analityczne wód podziemnych . Polega ona na tym, że by ją zbadać trzeba ją wydobyć. W procesie wydobywania mogą zachodzić pewne procesy wynikające ze zmiany ciśnienia. Poprzez pompowanie na powierzchnię terenu następuje zmniejszenie ciśnienia. Powoduje to zaburzenie równowagi gazowej. Najpierw zajmiemy się własnościami fizycznymi i organoleptycznymi wód podziemnych. Wśród własności fizycznych wyróżniamy temperaturę, przeźroczystość, mętność, barwę, przewodnictwo elektryczne i radoczynność. Organoleptyczne to smak i zapach. Wyodrębniamy je od fizycznych ponieważ oceniamy je na podstawie zmysłów. Nie ma dotychczas precyzyjnych metod które pozwalały by zastąpić jeżyk i nos przy ocenie tych własności.

Temperatura wody podziemnej

Może zmieniać się w szerokim zakresie od 0 °C do 100 °C. Przy czym są też wody poniżej 0 °C w formie płynnej (wody przechłodzone) i powyżej 100 °C (wody przegrzane). Wynika to z ciśnienia. Jeżeli ciśnienie jest wysokie woda będzie w stanie ciekłym nawet powyżej 100 °C.

Temperatura zależy:

• Od szerokości geograficznej

• Wysokości nad poziomem morza

• Głębokości od powierzchni terenu

• Prędkości ruchu wody podziemnej

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

Wody podziemne występujące płytko poddawane są zmianom temperatur atmosferycznych. Wpływ zmian temperatur powietrza atmosferycznego zaznacza się do określonych głębokości. Wahania dobowe występują w przedziale 0,8-1 m, sezonowe 5-8 m, roczne 15-40 m, przy czym średnio jest to 20 metrów. Głębokości wpływu wahań dobowych, sezonowych i rocznych zależą od przewodnictwa geotermicznego skał i gleby, tekstury i struktury skał, wilgotności, porowatości, gęstości szczelin i ich wielkości, pokrycia szatą roślinną i zabudową, nachylenia terenu i co najważniejsze temperatury powietrza.

Na głębokości maksymalnego zasięgu temperatur atmosferycznych występuje tak zwana strefa stałych temperatur zwana termicznie neutralną, średnio na głębokości 20 m od powierzchni. Temperatura w strefie neutralnej jest nieco wyższa od średniej rocznej temperatury powietrza danej miejscowości (t_śr). Głębokość strefy neutralnej w Polsce wynosi średnio 18 m, przy średnim wzniesieniu kraju 174 m n.p.m. Temperatura średnioroczna wynosi 7,5 °C, choć w ostatnich latach mówi się o pewnym jej wzroście. Natomiast temperatura na głębokości 18 m jest o 0,8 °C wyższa od t_śr. Temperatura w strefie termicznie neutralnej zależy od wzniesienia nad poziom morza i jest wyższa o pewną poprawkę A. Wartość tej poprawki w zależności od położenia wynosi:

wysokość (m n.p.m.)	0	500	1000	1500	2000	2500
Wartość A (°C)	0,8	1,0	1,3	1,7	2,3	3,0

Poniżej strefy neutralnej temperatura rośnie wraz ze stopniem geotermicznym. Znając stopień geotermiczny i temperaturę wody możemy obliczyć z jakiej głębokości pochodzi. Możemy też oszacować jej temperaturę na danej głębokości.

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

• Dla określenia temperatury T = t_śr+ A + $\frac{\mathbf{H\ h}}{\mathbf{g}}$

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

Obliczenia te mają charakter szacunkowy, ze względu na liczne czynniki zaburzające. Możemy do nich zaliczyć:

• gazy rozpuszczone,

• własności termiczne skał (przewodnictwo cieplne, pojemność cieplna)

• źródła cieplne (izotopy promieniotwórcze)

Stopień geotermiczny zmienia się w zależności od regionu:

• W Polsce NE 100 m

• Średnio w Polsce 33 m

• Budapeszt 14 m

• RPA 144 m³

Wartość stopnia geotermicznego zależy od wielu czynników. Niskie są w strefach wulkanizmu, zależy to oczywiście od rodzaju skał, maleje w skałach magmowych, metamorficznych, piaskowcach, zlepieńcach, wapieniach. Jest duży w piaskach gliniastych, iłach, żwirach, glinach.

Jeśli chodzi o wody termalne to przyjmuje się w naszych warunkach klimatycznych, że są to wody powyżej 20 °C. Takie wody termalne mają znaczenie w balneologii i w coraz większym stopniu w pozyskiwaniu energii geotermalnej. Oprócz podziału wód na termalne – powyżej 20°C, i chłodne poniżej 20 °C (podział balneologiczny) stosuje się jeszcze podział hydrogeologiczny, gdzie wody chłodne to te poniżej temperatury średniorocznej, wody zwykłe zbliżone do temperatury średniorocznej i wody ciepłe powyżej temperatury średniorocznej. Podział hydrogeologiczny jest używany rzadziej niż balneologiczny.

Wody termalne w podziale balneologicznym dzieli się dodatkowo na:

• Hipotermalne do 35°C

• Homeotermalne (równocieplne ) 35-40°C

• Hipertermalne (nadcieplne) pow. 40 °C

Kryterium podziału jest tutaj temperatura ciała człowieka.

Wody termalne wykorzystuje się jako wody lecznicze, w rekreacji, do ogrzewania szklarni, hodowli ryb i wielu innych jeszcze potrzeb, przy czym również dla celów energetycznych. Do tego celu najlepiej najbardziej nadają się wody rzędu 80 °C i więcej i niskiej mineralizacji, poniżej 10 g/l, jak również wysokim wydatku na ujęciu – rzędu kilkudziesięciu m³/h.

Wody termalne zbliżone do 100°C i przegrzane może być wykorzystana do produkcji bezpośredniej energii elektrycznej. Głównie w strefie wulkanizmu. Pracują takie elektrownie. W Polsce pierwsza instalacja geotermalna została utworzona w Bańskiej Bystrzycy, gdzie są samo wypływy wody o temperaturze 67 °Ci wydajności 60 m³/h. Następne na niżu Polski. Głównie w utworach Jury Dolnej i Kredy dolnej – piaskowce. Występują na różnych głębokościach (rzędu  1,5 do  2  km). Na obecnym etapie przyjmuje się możliwą eksploatację do głębokości 3 km, a perspektywicznie do 7 km. Przy czym im głębiej tym gorsze właściwości filtracyjne.

Kolejne elektrownie powstały w Pyrzycach, Stargardzie, Uniejowie, Mszczonowie i Sławkowie. Są prowadzone prace w Toruniu. Instalacja w Bańskiej dobrze funkcjonuje, bo wody mają niski mineralizację. W Stargardzie Szczecińskim i Pyrzycach mineralizacja jest wysoka i występują duże problemy z jej zatłaczaniem do warstw wodonośnych, na skutek procesów kolmatacji⁴ i korozji⁵. Na niżu wody termalne występują jako solanki, wody bardzo silnie zmineralizowane. Trzeba stosować bardzo drogie materiały, odporne na korozję. Powoduje to duże koszty.

Wody geotermalne są wykorzystywane głównie w ciepłownictwie (ogrzewanie budynków i ciepłej wody). Niemniej powinno się stosować obwody kaskadowe, obejmujące także obiekty rekreacyjne, szklarnie, hodowlę ryb itp. Na Podhalu dopiero w ostatnich latach buduje się obiekty rekreacyjne które są zasilane geotermalnie mimo że instalacje istnieją od 1994.

Wody termalne znane są również z wykorzystywane w balneologii, np. na terenie Sudetów. Przykładem jest uzdrowisko Cieplice. Ich wydajność przekracza tam 40 m³/h, a temperatura wynosi 46°C. Mineralizacja ogólna nie przekracza 3 g/l. Są to jednak wody szczelinowe, i w związku z tym trudno je rozpoznawać.

Oprócz wykorzystania wód termalnych istnieje również pozyskiwanie wód chłodnych. Do tego służą pompy ciepła. Służą kumulowaniu energii pozyskiwanej ze środowiska geologicznego. Polega na odwróceniu lodówki. W lodówce mamy chłodzenie wewnątrz a z tyłu się grzeje. Tu jest na odwrót – grzeje się wewnątrz i chłodzi na zewnątrz. Zabudowuje się w środowisku geologicznym przewody które prowadzą wodę na powierzchnię. Można wykorzystać tu wody nawet o temperaturze 10 °C, zmniejsza ją do 6 °C i odprowadzając pod powierzchnię. Różnica 4K daje określoną ilość energii w dżulach.

Temperaturę bada się za pomocą termometrów. Tradycyjnie wykorzystuje się albo zwykłe termometry albo w coraz większym stopniu elektroniczne gdzie mamy pomiar elektroniczny z cyfrowym wyświetlaczem. Gdy wykonujemy badania wody w studni kopanej używa się tak zwanych termometrów czerpakowych. Polega to na tym że część termometry z płynem jest umieszczona w małym naczyniu, opuszczamy go do studni wraz z niewielką ilością wody, co spowalnia zmianę temperatury w trakcie wyciągania.

Pomiary temperatur są bardzo istotne w badaniach hydrogeologicznych. Na podstawie tych pomiarów możemy np. określać czasy przepływu. Szczególnie istotne jest to w ujęciach infiltracyjnych. Takie badania są zbyt często zaniedbywane.

Przezroczystość i mętność

Przeźroczystość to zdolność do przepuszczania promieni świetlnych, a mętność odwrotna cecha zdolność do absorbowania promieni świetlnych. Zależą od występowania zawiesin i koloidów⁶, a także barwy.

Wody podziemne są na ogół przeźroczyste niekiedy jednak wykazują mętność związaną z zabarwieniem. Np. płytkie wody bagienne mają podwyższoną barwę, zawartość koloidów i zawiesiny. Wody mętne mogą też występować głębiej. W utworach miocenu, gdzie występują złoża węgla brunatnego, wody mogą być zanieczyszczone pyłem węgla brunatnego. Ponadto zawsze występują, gdy rozpoczynamy pompowanie w nowej studni. Polega to na tym, że występują w niej zawiesiny - drobne cząstki mineralne ilaste i pylaste oraz substancje koloidalne. W strefie dopływu wody do studni, filtra prędkości przepływu są największe i powodują że drobne cząstki są porywane ze strumieniem wody i z pewnej objętości wokół filtra są one wynoszone. Dlatego wykonujemy pompowanie oczyszczające w czasie którego wszystkie cząstki powinny zostać wyniesione. Woda staje się klarowna, ponieważ z dalszych obszarów nie następuje już wynoszenie, bo prędkość wody jest niższa. Takie pompowania należy wykonywać też w otworach obserwacyjnych – piezometrach. Musimy mieć bowiem czystą wodę bez mętności do analizy. Potem woda jest na ogół przezroczysta, choć czasami może się mętność pojawiać w wyniku porywania osadów z filtra, czy pompy, przy dłuższej eksploatacji się tam pojawiających.

W przypadku wód podziemnych występuje zjawisko że woda, która była czysta staje się mętna. Żelazo się utlenia z II do III - wartościowego, które jest nierozpuszczalne w wodzie przy pH powyżej 4,5. Wytrąca się w postaci brunatnego osadu. Może występować już po kilkunastu minutach. Zachodzący proces opisuje reakcja:

4Fe(HCO₃)₂ + O₂ + H₂O 4Fe(OH)₃ + 8CO₂

W celu pozbycia się żelaza stosuje się uzdatnianie przez filtry piaskowe. Zjawisko filtrowania żelaza zachodzi również w studniach kopanych, dlatego ma ona tę zaletę że jest stacją uzdatniania wody. Odczuli to mieszkańcy okolic Konina po zamianie studni kopanych na głębinowe. Należy jednak pamiętać, że studnie kopane dają wodę przezroczystą, ale mają zanieczyszczenia chemiczne, których jednak nie widać. Żelazo możemy też wytrącić i odfiltrować bezpośrednio w warstwie wodonośnej – wprowadza się tlen, jest to metoda hydroks, stosowana na niektórych ujęciach wody.

Przezroczystość określa się przez określenie wysokości słupa wody przez który można odczytać wzorcowy druk. Mętność określa się przez porównanie badanej wody z wzorcem mętności (kaolinu⁷ albo ziemi okrzemkowej).

Barwa

Barwa zależy przede wszystkim od występowania w wodzie kwasów humusowych. Mogą nadawać wodzie żółtawe lub brunatne zabarwienie. Występują one w strefach zabagnień, gdzie mamy dużo nagromadzonej substancji organicznej. Tam gdzie w pobliżu warstw wodonośnych znajduje się węgiel brunatny i rozproszona substancja organiczna otrzymamy wodę o barwie czarnej kawy. Barwa w miocenie występuje strefowo. 5 km na wschód nie będzie zabarwionej wody. Jest to związane z paleohydrogeologicznymi warunkami krążenia wód. Wody zabarwione mamy dziś tam, gdzie woda stagnowała w przeszłości. Tam gdzie woda przepływała wynosiła substancje i pozbawiała barwy. Niezależnie od tego wody mogą przybierać również pewne zabarwienie przy dużej objętości. Sole żelaza nadają zielono niebieskawe, siarkowodór szmaragdowe, wolna siarka niebieskawe.

Generalnie rozróżniamy:

• tzw. barwę pozorną. Jest związana z występowaniem zawiesin. Po sedymentacji znika.

• Barwa rzeczywista jest związana z roztworami rzeczywistymi - z jonami.

Często wody o wysokim zabarwieniu mają zarówno barwę pozorną jak i rzeczywistą. Część zniknie po sedymentacji, a część zostanie.

Podwyższone zabarwienie mogą mieć wody zwykłe uzyskiwane na ujęciach, co wynika z substancji organicznej, a czasami zanieczyszczenia. Takie wody są niekorzystne dlatego że substancje humusowe tworzące zabarwienie są prekursorami tzw. trójhalometanów, - pojawiają się w wodzie w wyniku chlorowania wody. Są one niepożądane w wodzie pitnej. Właśnie to jest wyznacznikiem w normach barwy dla wód pitnych.

Wody mioceńskie nie są wykorzystywane bo trudno je uzdatnić, zwłaszcza gdy barwa jest rzeczywista, trzeba wykorzystać np. koagulację⁸ co jest bardzo drogie. Pojawiła się natomiast idea ich wykorzystania w balneologii, ponieważ są to naturalne substancje humusowe. Takie wody wypływają artezyjsko, kiedyś w szpitalu przy ul. Szkolnej wypływały, także w Obornikach. Taki niewykorzystany wypływ był marnotrawstwem.

Barwę oznaczamy w skali platynowo – kobaltowej i podajemy w mg Pt/l. W zasadzie powinno się posługiwać mg/dm³, ale tradycyjnie używa się już litrów. Jeden mg Pt/l oznacza 1 mg Pt w postaci 1,246 g chloroplatynianu potasu i 2,02 mg chlorku kobaltowego.
powinno się oznaczać barwę w terenie. Jest to barwa, która może być barwą pozorną. Po pewnym czasie, gdy nastąpi sedymentacja określa się barwę rzeczywistą. Niekiedy oznacza się barwę rzeczywistą po sączeniu przez sączek o średnicy 0,45 mikrometra.

Przewodnictwo elektryczne.

Woda chemicznie czysta wykazuje duży opór przy przepływie prądu. Mianowicie w temperaturze 18 °C opór wynosi 10⁶ omometrów. W 18 °C przewodnictwo elektryczne γ, które stanowi odwrotność oporności, wynosi 10^-6 Ω^-1m^-1.

Przewodnictwo wzrasta jednak wraz z mineralizacją. I tak w wodach słodkich o mineralizacji do 0,5 g/dm 1,3*10^-1 – 2,5 * 10^-2 Ω^-1m^-1, a w wodach mineralnych jest ono wielokrotnie wyższe, np. 6% solanka prosta wykazuje przewodnictwo około 8 Ω^-1m^-1.

Na podstawie tych zależności można wyznaczyć przybliżoną mineralizację wody.

M = GkC/A

G – przewodnictwo elektryczne w Siemensach zmierzone w aparacie
k- stała aparatu w którym dokonuje się pomiaru
c – stała liczbowa zależna od stężenia rozpuszczonych składników (720.000- 1.000.000)
A – poprawka temperaturowa

A = 1 + α (t – t₀)

α -współczynnik cieplny oporności przewodnika między temperaturą t i t₀ w odniesieniu do głównych elektrolitów występujących w wodach podziemnych
t – temperatura pomiaru
t₀- temperatura wzorcowa

W ten sposób możemy określić mineralizację. Pomiaru dokonuje się konduktometrem. Należy mierzyć temperaturę z dokładnością do 0,1 °C.

Pomiary przewodnictwa elektrycznego wykonuje się w tej chwili powszechnie przy analizach wód podziemnych. Można ich również dokonywać w sposób ciągły_. Montuje się urządzenia na rurze. Jest to bardzo ważne w uzdrowiskach gdzie wykorzystuje się solanki. Pomiar ten informuje nas o zaburzeniach składu chemicznego. Obce substancje mogą zmieniać przewodnictwo. Jest to jedna z metod. Później poznamy inne.

---

1. Ryc. 43 w Pazdro, Kozerski „Hydrogeologia Ogólna”↩

2. W.O. Clark↩

3. Dlatego są głębokie kopalnie po diamenty lub złoto, bo temperatury są znośne.↩

4. Kolmatacja (ang. colmatage) – osadzanie się w przestrzeni porowej ośrodka porowatego drobnych cząstek stałych unoszonych przez przepływający płyn.

   Kolmatacja związana jest z blokowaniem przewężeń kanałów porowych przez cząstki stałe adwekcyjnie unoszone przez poruszający się płyn.

   Przykładem procesu kolmatacji jest stopniowe zatykanie się filtrów porowatych (np. sączki, samochodowy filtr powietrza) przez drobne cząstki stałe zawarte w filtrowanym płynie. [wikipedia.org]↩

5. Stopniowe niszczenie tworzyw konstrukcyjnych, głównie metali, wskutek działania środowiska. Niszczenie zaczyna się na powierzchni i postępuje w głąb. Korozję żelaza wywołuje głównie tlen i para wodna.↩

6. Cząstki w roztworze o średnicach 1-500 nm (zawiesina powyżej 500 nm)↩

7. Kaolin, glinka porcelanowa – skała osadowa zawierająca w swym składzie głównie kaolinit, a także m.in. kwarc i mikę. Nazwa skały pochodzi od chińskiej góry Gaoling, skąd rzekomo pierwszy raz wydobyto kaolin.

   Kaolin powstaje na skutek wietrzenia skał magmowych, metamorficznych i osadowych↩

8. Zlepianie się cząstek w większe zespoły↩