Hydrogeologia

Pokój 409A

Kolokwium zaliczeniowe

Literatura:

- Diwigiałło J. 1971 – Poradnik hydrogeologia

- Pazdro Z., Kozerski B., 1990 – Hydrogeologia ogólna, wydanie IV

- Wacławski M., 1999 –Geologia inżynierska i hydrogeologia cz. II

Hydrogeologia – nauka o wodach podziemnych i o procesach wzajemnego oddziaływania podziemnej hydrosfery, litosfery, atmosfery, biosfery i człowieka. Hydrogeologia zajmuje się badaniem zjawisk i procesów związanych z występowaniem, gromadzeniem i krążeniem wód podziemnych w środowisku skalnym, badaniem oddziaływania skał na wodę i wody na skały, związków z wodami powierzchniowymi, wpływu różnych czynników na kształtowanie się zasobów wód podziemnych.

Zasoby wód podziemnych i powierzchniowych stanowią źródło z którego korzystamy.

Działy hydrogeologii:

a) hydrogeochemia – zajmuje się składem chemicznym wód podziemnych, jego genezą, procesami powodującymi przemiany chemizmu wód podziemnych oraz możliwościami wykorzystania tych wód, zajmuje się również problemami zagrożeń i ochrony jakości wód podziemnych oraz antropogenicznymi zmianami ich chemizmu.

b) dynamika wód podziemnych – opisuje przepływ, bilans, zmiany ilości i jakości wód podziemnych zachodzące w środowisku skalnym. Do tego celu stosowane są matematyczne metody opisujące przepływ wód podziemnych, pozwalają one na przewidywanie zachowania się wód podziemnych np. położenie zwierciadła wód, zdefiniowanie obszarów zasilania i drenażu.

W dynamice podstawowe parametry hydrogeologiczne oznaczane są za pomocą: badań terenowych (próba pompowania), badań modelowych (modelowanie dynamiki wód, modele bilansowe), badań laboratoryjnych oraz wzorów empirycznych.

c) hydrogeologia regionalna – zajmuje się analizą warunków hydrogeologicznych w regionach hydrogeologicznych, geograficznych lub administracyjnych. Analiza dotyczy: warunków hydrogeologicznych regionalnej dynamiki krążenia, ilości i jakości wód podziemnych ich genezą, badań regionalnych i wzajemnych oddziaływań między różnymi strukturami hydrogeologicznymi. Bada łączność wód podziemnych z powierzchni, relacje między zasobami, bada oddziaływanie środowiska na wody podziemne, określa zagrożenia wód podziemnych w skali regionalnej oraz zasady ich odnowy.

d) hydrogeologia stosowana – zajmuje się metodyką poszukiwań wód podziemnych i ustalania zasobów dla potrzeb gospodarki komunalnej, przemysłu, rolnictwa oraz wód mineralnych i termalnych dla potrzeb lecznictwa i energetyki, problematyką zawodnienia i metod odwadniania kopalń, metodyką prowadzenia robót odwodnieniowych w budownictwie i melioracji. Badania hydrogeologiczne towarzyszą wszystkim budowlą mającym kontakt z wodami podzienymi.

Geneza wód podziemnych

- infiltracja – wsiąkanie, infiltracja opadów atmosferycznych w głąb skorupy ziemskiej

- kondensację – kondensacja pary wodnej zawartej w powietrzu wypełniającym pory i wolne przestrzenie w glebie, gruntach i skałach

- procesy geologiczne związane z powstawaniem skał i struktur geologicznych, wody juwenilne (powstałe w obszarach czynnego młodego wulkanizmu) w. reliktowe (szczątkowe głębokie wody izolowane warstwami nieprzepuszczalnymi) w. metamorficzne niektóre minerały w podwyższonej temperaturze ulegają przeobrażeniu wydzielając wodę.

Infiltracja i czynniki nią rządzące

Infiltracja jest najczęstszym, podstawowym procesem zasilania wód podziemnych. Ilość wody infiltrującej do podłoża zależy od czynników klimatycznych i właściwości infiltracji terenu.

Czynniki klimatyczne:

- wysokość opadów atmosferycznych

- ich rozkład w czasie

- temperatura

- wilgotność powietrza

Własności infiltracyjne terenu:

- przepuszczalność skał w strefie przypowierzchniowej

- nachylenie powierzchni terenu (im większe nachylenie terenu, tym większa część stanowi odpływ powierzchniowy)

- pokrycie szatą roślinnością (gęstsza szatą zmniejsza infiltrację)

- zagospodarowanie terenu (zabudowa miejska zmniejsza infiltrację)

- przemarzanie skał zmniejsza przepuszczalność podłoża

- stopień wcześniejszego nasycenia skał wodą

Krążenie wody w przyrodzie – proces wymiany wody zachodzący pomiędzy wodami atmosferycznymi, powierzchniowymi i podziemnymi. Woda krąży pomiędzy atmosferą, hydrosferą i litosferą przenosząc się z jednego środowiska do drugiego.

Na czym polega ten proces?

Z powierzchni oceanów, mórz, jezior i rzek woda stale paruje i przenosi się do atmosfery. Para wodna z powietrza w miarę ochładzania przechodzi w stan nasycenia, skrapla się spada na powierzchnię…

Schemat krążenia wody w przyrodzie

Woda w strefie aeracji występuje pomiędzy powierzchnią terenu, a zwierciadłem wód podziemnych. Wolne przestrzenie pomiędzy skałami są częściowo wypełnione wodą.

Woda w strefie aeracji może występować jako:

- woda higroskopijna – woda związana, powstaje poprzez adsorbowanie przez ziarna drobin pary wodnej powietrza, woda higroskopijna nie przenosi ciśnienia hydrostatycznego

- woda błonkowa – woda związana powstaje poprzez adsorbowanie przez ziarna wody w fazie ciekłej o grubość błonki nie przekraczającej 0,5um

- woda zawieszona – powstaje w strefie aeracji, gromadzi się w porach i szczelinach na stropie nieprzepuszczalnych soczewek

- woda kapilarna – woda w porach, szczelinach o wymiarach kapilarnych tuż nad powierzchnią zwierciadła wody na granicy strefy aeracji i saturacji.

Woda w strefie saturacji:

Podstawowe własności hydrogeologiczne skał:

- porowatość

- szczelinowatość

- przepuszczalność hydrauliczna

- krasowatość

- wodochłonność

- odsączalność

- miarodajna średnia ziarn i współczynnik nierównomierności uziarnienia

Porowatość jest to podstawowy parametr opisujący osadowe skały okruchowe, cechujące się strukturą ziarnistą. Wolne przestrzenie pomiędzy ziarnami mineralnymi nazywamy porami. W niektórych przypadkach może występować porowatość podwójna (żwiry, rumosz, zlepieńce). Oprócz porów pomiędzy ziarnami występują pory w obrębie samych ziaren. Porowatość w znacznym stopniu zależy od spoiwa wypełniającego przestrzenie między ziarnami. Najmniejszą porowatość mają skały magmowe, metamorficzne. Dużą porowatość niektóre skały osadowe.

Wymiary porów w skałach okruchowych są bardzo różne i mogą wynosić od ultramikroskopowych w iłach do kilku centymetrów w żwirach i rumoszach. Istotną rolę w porowatości odgrywają ilość porów, rozmiary oraz wzajemne połączenia porów.

Ze względu na ruch wody w porach i działanie sił międzycząsteczkowych podział porów:

- nadkapilarne – o średnicy większej od 0,5mm, umożliwiają wodzie poruszanie się w porach pod działaniem siły ciężkości,

- kapilarne – o średnicy 0,5-0,0002mm, w których odbywa się jedynie ruch kapilarny

- subkapilarne – o średnicy mniejszej niż 0,0002mm, woda zostaje całkowicie związana i unieruchomiona działaniem sił międzycząsteczkowych

Współczynnik porowatości – stosunek objętości wszystkich porów występujących w próbce skały do objętości całej próbki

$$n = \frac{V - Vz}{V}*100\% = \frac{\text{Vp}}{V}*100\%$$

Vp – objętość porów

Vz – objętość ziaren

V – objętość całej próbki skalnej

Wskaźnik porowatości – stosunek objętości porów do objętości ziarn w próbce skały

$$e = \frac{V - Vz}{\text{Vz}} = \frac{\text{Vp}}{\text{Vz}}$$

Pomiędzy wskaźnikiem i współczynnikiem porowatości występują pewne zależności:

V=Vz+Vp

$$n = \frac{\text{Vp}}{Vz + Vp}\ /*Vz$$

$$n = \frac{\frac{\text{Vp}}{\text{Vz}}}{1 + \frac{\text{Vp}}{\text{Vz}}}$$

$$n = \frac{e}{1 + e}$$

Vz=V-Vp

$$e = \frac{\text{Vp}}{V - Vp}\ \ /V$$

$$e = \frac{n}{1 - n}$$

Porowatość jest zależna od:

- stopień jednorodności uziarnienia – skały równoziarniste złożone z okrągłych ziaren o jednakowych rozmiarach mają dużą porowatość. Skały różnoziarniste złożone ze zróżnicowanych ziaren mają mniejszą porowatość. W takim przypadku ziarna o mniejszej średnicy wchodzą między ziarna o większej średnicy i zatykają pory zmniejszając ich objętość

- kształt i sposób ułożenia ziaren – w skale złożonej z ziaren kulistych porowatość jest większa niż w skale złożonej z ziaren mniej okrągłych (płytkowatych),

- stopień scementowania – skonsolidowane skały mają wyższą porowatość,

Ze względu na połączenia w skałach pory mogą być:

- otwarte, łączą się ze sobą za pomocą sieci kanalików i umożliwiają przewodzenie wody przez skały

- zamknięte lub zakryte nie łączą się ze sobą, są w całości otoczone substancją skalną, występują w silnie scementowanych skałach okruchowych.

Wykład 2 10.03

POROWATOŚĆ EFEKTYWNA, MIARODAJNA

Ścianki porów wysłane są cieniutkimi błonkami wody wolnej związanej molekularnie. Przestrzeń przez którą może przepływać wola wolna jest faktycznie mniejsza od objętości porów Vp.

Porowatość efektywną można określić jako tę część objętości porów, przez którą odbywa się ruch wody wolnej. Wyrażamy ją w postaci współczynnika porowatości efektywnej Ne.

n_e=$\frac{\text{Ve}}{V}$

V_e – objętość porów czynna w czasie przepływu wody

V – objętość skały

Porowatość efektywna miarodajna.

Ścianki porów wysłane są cieniutkimi błonkami wody wolnej, związanej molekularnie. Przestrzeń przez którą może przepływać woda wolna jest faktycznie mniejsza od objętości porów Vp.

Porowatość efektywną można określić jako część objętości porów, przez którą odbywa się ruch wody wolnej. Wyrażamy ją w postaci współczynnika porowatości efektywnej n_e.

$$n_{e} = \frac{V_{e}}{V}$$

Ve- objętość porów czynna w czasie przepływu wody

V- objętość skały

Jaka jest różnica między porowatością całkowitą a efektywną?

Współczynnik porowatości efektywnej nie można wyznaczyć za pomocą wzoru empirycznego, wyprowadzonego z relacji między tą porowatością, a rzeczywistą prędkością wody przepływającej przez pory skalne.

$n_{e} = \frac{k*J}{W}$

k – współczynnik filtracji w [m/s]

J – spadek hydrauliczny

w – rzeczywista prędkość ruchu wody w [m/s]

INNE RODZAJE POROWATOŚCI:

W krzepnących lawach wulkanicznych często będących jeszcze w ruchu, miejsca uchodzenia gazów mogą być utrwalane w postaci pęcherzyków, kanalików lub wydłużonych rurek. Powstają lawy o dużej porowatości o teksturze gąbczastej, pęcherzykowej.

W takim przypadku możemy wyróżnić:

- porowatość pęcherzykowatą – jeżeli pęcherzyki są zamknięte

- porowatość gąbczastą – występuje gdy pęcherzyki łączą się ze sobą, umożliwiają przepływ wody w

skale

SZCZELINOWATOŚĆ

Szczelinowatością występowanie w skałach różnego typu pęknięć szczelin, które powstały na wskutek pewnych procesów geologicznych.

Szczelinowatość występuje zazwyczaj w skałach masywnych, zbitych posiadających bardzo mały współczynnik porowatości pierwotnej.

Wyróżniamy szczeliny: wietrzeniowe, tektoniczne, syngenetyczne.

Szczeliny wietrzeniowe powstają w wyniku wietrzenia skał w strefie przypowierzchniowej, występują do głębokości kilkudziesięciu metrów. Rozmieszczone są bezładnie i mają niekiedy znaczną szerokość. Szczeliny mogą być wypełnione drobnym materiałem zwietrzelinowym. W powstawaniu szczelin wietrzeniowych dużą rolę odgrywają wpływy termiczne tj. nasłonecznienie, dobowe i sezonowe zmiany temperatur oraz działanie mrozu.

Szczeliny tektoniczne powstają w wyniku dyslokacji tektonicznych. Powstają zazwyczaj w antyklinach i synklinach oraz w strefach uskokowych. Na antyklinach szczeliny powstają w wyniku pensji gdzie skały są rozciągane i rozrywane. W dnach synklin skały ulegają kompresji. Szczeliny te mogą występować na dużych głębokościach, ze spadkiem głębokości szczeliny stają się coraz to bardziej zwarte. Od głębokości ok. 1km szczeliny mają tak małą szerokość, że mogą już nie przewodzić wody wolnej.

Rys.

Szczeliny syngenetyczne tworzą się w wyniku naprężeń wewnętrznych występujących w niektórych skałach w trakcie ich powstawania, np. podczas krzepnięcia magmy.

Ze względu na ruch wody wolnej i działanie sił międzycząsteczkowych szczeliny dzielimy na trzy rodzaje:

- nadkapilarne o szerokości > 0,25mm

- kapilarne o szerokości od 0,0001mm do 0,25mm

- subkapilarne o szerokości poniżej 0,0001mm

KRASOWATOŚĆ

Krasowatością nazywamy występowanie w skale próżni powstałych w wyniku rozpuszczania ługowania skały przez krążące w niej wody. Kras występuje głównie w takich skałach jak: wapienie, dolomity, gipsy w mniejszym stopniu w piaskowcach. W Polsce kras jest najsilniej rozwinięty w wapieniach Tatr, Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej, Górach Świętokrzyskich i Sudetach. Próżnie krasowe osiągają znaczne rozmiary i mają zróżnicowane formy. Są to najczęściej pionowe kominy i poziome nachylone korytarze często z obszernymi komorami (jaskinie, groty). Tworzą one złożone systemy i mogą sięgać do znacznych głębokości. Przepływ wody w próżniach krasowych ma cechy przepływu w kanałach otwartych o zmiennym przekroju.

PRZEPUSZCZALNOŚĆ

Przepuszczalnością nazywamy zdolność skały do przepuszczania wody (przepływu) przez nią płynów.

WODOCHŁONNOŚĆ

Wodochłonnością nazywamy zdolność skały do pochłaniania i gromadzenia wody. Wodochłonnością całkowitą wyznacza sumaryczna objętość próżni otwartych (porów, szczelin, próżni krasowych).

Wartość wodochłonności całkowitej wyznacza współczynnik wodochłonności:

$$W = \frac{V_{0}}{V}$$

V_o – objętość próżni otwartych w skale

V – objętość skały

Stopień nasycenia skały wodą określa się wskaźnikiem nasycenia:

$$K_{w} = \frac{V_{w}}{V_{p}}$$

V_w – objętość wody w skale

V_p – objętość próżni otwartych

ODSĄCZALNOŚĆ

Odsączalnością nazywamy zdolność skały całkowicie nasyconej wodą do oddawania wody wolnej pod działaniem siły ciężkości lub przy spadku ciśnienia panującego w skale.

Zdolność skały do grawitacyjnego oddawania wody nazywa się odsączalnością grawitacyjną. Określa ją współczynnik odsączalności grawitacyjnej.

Współczynnik odsączalności:

$$\mu = \frac{V_{w}}{V}$$

V_w – objętość wody wolnej, która może się odsączyć ze skały

V – objętość skały

Współczynnik odsączalności w skałach o takiej samej porowatości jest tym większy im większe są próżnie (pory, szczeliny). W przypadku skal niescementowanych wartość współczynnika rośnie ze wzrostem uziarnienia.

Przybliżone wartości współczynnika odsączalności

Rodzaj skały µ

Piasek pylasty 0,10-0,15

Piasek drobnoziarnisty 0,14-0,18

Piasek średnioziarnisty 0,17-0,21

Piasek gruboziarnisty 0,19-0,23

Żwir 0,24-0,28

Rumosz skalny 0,22-0,25

Skały masywne, szczelinowate 0,005-0,05

HYDROGEOLOGICZNA CHARAKTERYSTYKA WÓD PODZIEMNYCH

Rodzaje ośrodków wodonośnych

Ośrodek wodonośny są to utwory skalne zawierające w porach, szczelinach lub próżniach krasowych wodę wolną.

Utwory nieprzepuszczalne podścielające ośrodek wodonośny nazywamy podłożem warstwy wodonośnej. Dolną powierzchnię warstwy wodonośnej nazywamy spągiem, górną powierzchnię stropem. Utwory przykrywające warstwę wodonośną nazywamy nadkładem.

Zbiornik, basen wody podziemnej nazywamy ośrodek wodonośny o znacznym rozprzestrzenieniu i dużej miąższości o wklęsłym spągu. Zbiornik tworzą warstwy synklinalne lub utwory wypełniające nieckowate zagłębienia.

_______________________________________________________________________________

Zbiornik wody podziemnej

a)w warstwie ułożonej synklinalnie b) w utworach nieckowatych

- 1 utwory wodonośne

- 2 utwory nieprzepuszczalne

- 3 zwierciadło wody

Warstwy wodonośne

a)bez nakładu b) z nakładem nieprzepuszczalnym

c) z nakładem nieprzepuszczalnym d) złożone z 2 warstw skalnych o podobnych cechach hydrogeologicznych

Serie warstw wodonośnych

Warstwa wodonośna – kompleks warstw skalnych o podobnych cechach hydrogeologicznych

Ośrodek wielowarstwowy - jest to ośrodek wodonośny złożony z kilku warstw różniących się właściwościami hydrogeologicznymi (porowatość, przepuszczalność, szczelinowatość itp.)

- osady wodonośne

- utwory podłoża

- kierunek przepływu wody podziemnej

Soczewka wody podziemnej

Sieć żył wodnych w systemie próżni krasowych

Zbiornik wód podziemnych to:

- zespół skał o regionalnym rozprzestrzenieniu wypełnionych wodą wolną

- zbiornik wody podziemnej

- może się składać z jednej lub kilku warstw wodonośnych

Strefy hydrogeologiczne

W warstwie wodonośnej pod powierzchnią terenu możemy wyróżnić 2 strefy:

a) strefa saturacji – strefa nasycenia lub nawodnienia, jest to część warstwy wodonośnej w której wszystkie próżnie otwarte są wypełnione wodą wolną,

b) strefa aeracji (napowietrzna) – występuje woda związana, wolna (wsiąkowi), zawieszona. Znajduje się nad powierzchnią saturacji (woda kapilarna, woda zawieszona + woda wsiąkowa)

Podział na strefy hydrogeologiczne

Systematyka wód podziemnych

Strefa występowania	Typy wód	Stan fizyczny wód	Rodzaje wód wg ośrodka skałowego
Aeracji	Higroskopijne Błonkowate Kapilarne	Wody związane	Wody porowate Wody szczelinowe Wody szczelinowo-krasowe Wody krasowe
	Wsiąkowe Zawieszone	Wody wolne
Saturacji	Przypowierzchniowe Gruntowe	Wody swobodne
	Wgłębne Głębinowe	Wody naporowe

Strefy hydrogeologiczne w warstwie wodonośnej z nakładem nieprzepuszczalnym

a) b)

HYDROGEOLOGICZNA SYSTEMATYKA WÓD PODZIEMNYCH

Wody podziemne strefy saturacji dzielą się na cztery typy:

1. wody zaskórne nazywane też przypowierzchniowymi pojawiają się tuż pod powierzchnią terenu. Charakteryzują się występowaniem swobodnego zwierciadła, wody te występują do głębokości kilkudziesięciu cm w obszarach równinnych i zagłębieniach morfologicznych.

Wody zaskórne ze względu na brak strefy aeracji, małą miąższość oraz bezpośredni kontakt z glebą są

- podatne na zanieczyszczenia pochodzące z powierzchni terenu lub z opadów atmosferycznych,

- zanieczyszczone drobnoustrojami i substancjami strefy glebowej,

- podatne na dobowe zmiany temperatur

2. wody gruntowe posiadają następujące cechy hydrogeologiczne:

- warstwa wodonośna występuje bezpośrednio pod powierzchnią terenu

- zwierciadło wody jest swobodne

- przy każdym stanie zwierciadła, woda nie kontaktuje się ze strefą glebową

- ponad zwierciadłem wody występuje strefa aeracji, umożliwiająca infiltrację opadów

atmosferycznych do warstwy wodonośnej, stwarzająca warunki do samooczyszczania się wód

infiltracyjnych

Wody gruntowe występują w sypkich utworach terasów rzecznych, formach polodowcowych, lokalnie w piaskach wydmowych. Podstawowym źródłem ich zasilania jest infiltracja z opadów atmosferycznych oraz dopływ wód podziemnych z obszarów sąsiednich.

Wody gruntowe podlegają sezonowym i rocznym zmianom temperatur powietrza. Skład chemiczny jest zróżnicowany, zależy od miąższość i przepuszczalności strefy aeracji.

3. wody wgłębne są to wody występujące w warstwach wodonośnych odizolowanych od

powierzchni terenu utworami nieprzepuszczającymi. Wody te występują zazwyczaj na różnych

głębokościach i tworzą układy warstw wodonośnych porozdzielanych warstwami

nieprzepuszczalnymi.

Wody wgłębne zasilane infiltracją opadów na wychodniach warstw:

a) w strukturach monoklinalnych b) w strukturach fałdowych

Piętrem wód wgłębnych nazywa się warstwę lub zespół warstw wodonośnych należących do określonej formacji stratygraficznej (piętro kredowe trzeciorzędowe). Warstwy wchodzące w skład określonego piętra tworzą poziomy wodonośne, które określa się odpowiednim nazewnictwem: numeracja liczbowa, nazwa związana z rodzajem utworów (poziom żwirowy), nazwa wynikająca z położenia warstwy wodonośnej (poziom górny i dolny).

Wody wgłębne zasilane przez szczelinę uskokową

1. wodami gruntowymi b)powierzchniowymi

1. warstwy wodonośne

2. utwory nieprzepuszczalne

3. kierunki zasilania

Wody wgłębne zasilane przez okna hydrograficzne z nieprzepuszczalnym nakładzie

a)nieciągłości sedymentacyjnej b) erozji

Wody wgłębne zasilane wodami gruntowymi

a)kontakt bezpośredni b) przez przesączanie przez warstwę słabo przepuszczalną

- utwory słabo przepuszczalne

Wody wgłębne z bocznym zasilaniem wodami podziemnymi:

Strefa występowania ciśnień subartezyjskich i artezyjskich

- wody artezyjskie – zwierciadło piezometryczne wychodzi nad powierzchnię terenu

- wody subartezyjskie – zwierciadło wody układa się poniżej terenu,

4. wody głębinowe są to wody uwięzione wśród utworów nieprzepuszczalnych przeważnie zalegają

na dużych głębokościach. Nie posiadają więzi hydraulicznej z wodami powierzchniowymi ani z

innymi wodami podziemnymi. Nie tworzą zbiorowisk odnawialnych. Znajdują się przeważnie pod

dużym ciśnieniem wywołanym ciężarem nadległych utworów skalnych.

Rodzaje wód podziemnych

- wody porowe – w porach utworów skalnych (żwirach, piaskach itp.)

- szczelinowe – w szczelinach skalnych, związane z utworami skalistymi

- krasowe – w próżniach krasowych, związane z utworami skalnymi

- mieszane – występują w litych skałach osadowych

Zwierciadłem wód podziemnych nazywamy powierzchnię ograniczającą od góry strefę saturacji warstwy wodonośnej. W zależności od warunków zasilania i drenażu zwierciadło wody może zmieniać swoje położenie w pionie.

Podział zwierciadeł:

Zwierciadło swobodne – powierzchnia rozgraniczająca strefę aeracji i saturacji, na tej powierzchni występuje ciśnienie atmosferyczne.

Zwierciadło napięte – położenie i kształt zwierciadła napiętego wymuszone jest przez nadległe utwory nieprzepuszczalne, woda podziemna występuje pod pewnym ciśnieniem.

Zwierciadło piezometryczne – zwierciadło jakie tworzy się po odwierceniu otworu w warstwie wodonośnej. Jego poziom ustabilizuje się na pewnej wysokości ponad stropem warstwy wodonośnej.

Na mapach hydrogeologicznych zwierciadło wody podziemnej przedstawione jest za pomocą izolinii zwanych hydroizobatami lub hydroizohipsami.

Hydroizobaty – linie łączące punkty zwierciadła wody położone na jednakowej głębokości pod powierzchnią terenu.

Hydroizohipsy – linie łączące punkty zwierciadła wody leżące na tej samej wysokości względem przyjętego poziomu odniesienia.

Mapę hydroizohips wykonuje się na podstawie pomiarów położenia zwierciadła wody. Pomiary wykonywane są w punktach obserwacyjnych (studniach, otworach obserwacyjnych). Pomiary zwierciadła wody powinny być wykonywane w jednym czasie.

Analiza map zwierciadła wody z różnych okresów pomiarowych dla tej samej warstwy wodonośnej daje informacje o zmianach zachodzących w wodach podziemnych (wahania zwierciadła wody, zmiany obszaru zasilania itp.)

Przykładowe formy zasilani i drenażu wód podziemnych.

Układ hydroizohips w strefie drenażu warstwy wodonośnej:

1. w sąsiedztwie koryta rzecznego b) w otoczeniu studni

1 hydroizohipsy 2 kierunki przepływu wody

Układ hydroizohips w strefie zasilania warstwy wodonośnej

a)w sąsiedztwie koryt rzecznych b) w otoczeniu stawu infiltracyjnego

Mapy hydrogeologiczne – graficzne odwzorowanie warunków występowania, rozprzestrzeniania dynamiki, jakości, ilości wód podziemnych.

Ze względu na skalę mapy hydrogeologiczne dzielimy na 3 rodzaje:

- przeglądowe - wykonane w skali 1:200 000 i mniejszej. Sporządzane na podstawie archiwalnych materiałów hydrogeologii i geologii. Dają ogólny pogląd na obszary wodonośne z uwzględnieniem pięter i poziomów wodonośnych. Na takich mapach wprowadza się granice rejonów i regionów hydrogeologicznych, stopień zasobności wody,

- szczegółowe

- specjalne

Prędkość przepływu wody podziemnej w warstwie wodonośnej określa następująca zależność:

$$\mathbf{V =}\frac{\mathbf{Q}}{\mathbf{F}}$$

V- prędkość przepływu wody

Q- objętość wody przepływającej w jednostce czasu przez określony przekrój poprzeczny strumienia wody ($\frac{m^{3}}{s}$)

F- powierzchnia przekroju poprzecznego strumienia [m²]

Rodzaje przepływu wód podziemnych

Podział filtracji ze względu na powiązanie spadku hydraulicznego z prędkością przemieszczania się wód podziemnych.

- filtracja linearna

- filtracja prelinearna – filtracja w skałach bardzo słabo przepuszczalnych przy której odchylenia od liniowego prawa Darcy’ego są wywołane wpływem sił adhezji (wobec b. małych rozmiarów porów)

- filtracja postlinearna

Podział filtracji ze względu na zmienność parametrów ruchu w czasie i w wzdłuż drogi przepływu

- filtracja ustalona – zachodzi wtedy gdy parametry ruchu w danym punkcie strumienia nie zmieniają się w czasie

- filtracja nieustalona – parametry zmieniają się w czasie

Ruch wody podziemnej

Filtracja laminarna – polega ona na bardzo powolnym przesączaniu się wody przez splątany system porów i kanalików. Prędkość ruchu jest rzędu tysięcznych i mniejszych części metra na sekundę. Filtrację taką traktuje się jako ruch laminarny (lamina- blaszka, tafla), warstwowy, w którym cząstki wody w leżących obok siebie warstewkach poruszają się równolegle do siebie i do osi przewodu.

Schemat ruchu laminarnego

Ruch wody podziemnej turbulentny – wraz ze wzrostem prędkości, ruch cząstek wody staje się chaotyczny. Opisuje go równanie Chezy-Krasnopolskiego

$$\mathbf{v =}\mathbf{k}_{\mathbf{f}}\mathbf{*\ }\sqrt{\mathbf{J}}$$

k_f- współczynnik fluacji

Prawo Darcy’ego – ilość wody przechodzącej przez ośrodki skalne w jednostce czasu jest wprost proporcjonalna do współczynnika filtracji spadku hydraulicznego i powierzchni przekroju poprzecznego.

Q=k*J*F

k – współczynnik filtracji

J – spadek hydrauliczny

F – powierzchnia przekroju poprzecznego strumienia

Wycinek strumienia wody podziemnej:

1 – warstwa wodonośna

2 – utwory nieprzepuszczalne

3 – kierunek spływu wód podziemnych

Spadek hydrauliczny – jest wprost proporcjonalny do różnicy wysokości ciśnień a odwrotnie proporcjonalny do długości drogi L.

Spadek hydrauliczny wyrażamy wzorem:

$$J = \frac{h}{L}$$

J – spadek hydrauliczny

L – droga przepływu wody podziemnej

Δh – różnica ciśnień pomiędzy dwoma punktami strumienia wody podziemnej położonymi na linii prądu

Schemat strumienia filtracyjnego

Współczynnik filtracji – parametr opisujący przepuszczalność ośrodka skalnego dla wody podziemnej. Prędkość filtracji wyraża się przy spadku hydraulicznym równym jedności pod warunkiem, że filtracja (przepływ wody podziemnej) podlega liniowemu prawu Darcy’ego.

$$\mathbf{k =}\frac{\mathbf{V}}{\mathbf{J}}$$

V- prędkość przepływu wody

J – spadek hydrauliczny

k – współczynnik filtracji

Oznaczanie współczynnika filtracji:

Zależy on od filtracyjnych własności ośrodka skalnego, uziarnienia, własności filtracyjnych cieczy (ciężaru, temp, lepkości).

Oznaczamy go za pomocą:

1. Wzorów empirycznych

2. Metod laboratoryjnych

3. Metod polowych

Ad1 Wzory empiryczne - nie uwzględniają wielu cech strukturalnych warstwy wodonośnej oraz niejednorodności warstwy wodonośnej, które wpływają na wartość współczynnika filtracji.

Np.

a) wzór Allena Hazena(uproszczony)

warunki stosowalności

b) wzór USBSC („amerykański”)

warunki

c) wzór Krugera

warunki

Ad. 2

Metody laboratoryjne - polegają na pomiarze prędkości przepływu wody w próbce skalnej, przy zmiennych wartościach spadku filtracyjnego. Obliczenia są wykonywane za pomocą wzorów z równania Darcy’ego:

V=k*J

Przez próbkę gruntu o długości L i polu przekroju poprzecznego F przepuszcza się wodę przy zadanej różnicy wysokości hydraulicznych H pomiędzy początkowym i końcowym przekrojem próbki. Wydatek strumienia filtracyjnego jest stały i wynosi Q, na tej podstawie wylicza się współczynnik filtracji.

$$k = \ \frac{V}{J} = \frac{Q*L}{F*H}$$

Ad. 3

Metody polowe – na podstawie tych badań otrzymujemy najbardziej wiarygodne wartości współczynnika filtracji. Prowadzone są w naturalnych warunkach geologiczno – hydrogeologicznych. Uwzględniają niejednorodność ośrodka skalnego.

Wyróżniamy następujące metody:

- metoda pompowania badawczego w warunkach ruchu ustalonego

- metoda ruchu nieustalonego

- metoda wzniosu zwierciadła wody

- metoda zalewania otworów

- metoda określania współczynników filtracji na podstawie parametrów naturalnego strumienia badawczego

W metodzie pompowania badawczego ujęcie badawcze może stanowić:

- pojedyncza studnia

- węzeł hydrogeologiczny – w skład którego wchodzi studnia i jej otwory badawcze

- zespół węzłów hydrogeologicznych

Pompowania badawcze dla określenia współczynnika filtracji trwa kilka/kilkanaście dni. Dla określenia wpływu eksploatacji ujęcia na zasoby wody podziemnej, warunków zasilania warstwy wodonośnej itp. wykonuje się pompowania trwające miesiące lub lata

Studnia pojedyncza, woda o zwierciadle swobodnym:

$$k = \frac{0,73*Q*log\frac{R}{r_{0}}}{{h_{r}}^{2} - {h_{0}}^{2}} = \frac{0,73*Q*log\frac{R}{r_{0}}}{\left( 2h_{r} - s_{0} \right)s_{0}}$$

Studnia pojedyncza, woda o zwierciadle napiętym:

$$k = \frac{0,37*Q*log\frac{R}{r_{0}}}{m(H_{r} - H_{0})} = \frac{0,37*Q*log\frac{R}{r_{0}}}{m*s_{0}}$$

Q- wydajność studni

R- promień leja depresji

r- promień studni

h- wysokość dynamicznego zwierciadła wody w studni

H – wysokość zwierciadła statycznego

s- depresja w otworze pompowym

m- miąższość warstwy wodonośnej

Podział skał ze względu na współczynnik filtracji:

- >10^-3 – skały bardzo dobrze przepuszczalne

- 10^-4 - 10^-3 – skały dobrze przepuszczalne

- 10^-5 - 10^-4 – skały średnio przepuszczalne

- 10^-6 - 10^-5 – skały słabo przepuszczalne

- 10^-8 – 10^-6 – skały półprzepuszczalne(gliny, namuły, mułowce, iły piaszczyste)

- <10^-8 – skały nieprzepuszczalne (iły, iłołupki, gliny zwięzłe, margle ilaste, skały masywne niespękane)

Przewodność hydrauliczna to zdolność skał wodonośnych do przewodzenia wody.

Zgodnie ze wzorem Darcy’ego określającym objętościowe natężenie przepływu filtracyjnego.

Q = kJF

Powierzchnia przekroju filtracyjnego:

F=mL

m- miąższość warstwy wodonośnej

L- szerokość przekroju w m

Przyjmując szerokość przekroju 1m i spadek hydrauliczny równy jedności otrzymujemy wskaźnik przewodności hydraulicznej:

T=km

Przewodność wyrażamy w m²/s

Parametr ten może porównywać zdolność przewodzenia wody w różnych skałach, stosowany jest w obliczeniach przepływu wód podziemnych.

Pomiar prędkości przepływu wód podziemnych

Stosuje się metodę bezpośredniego jej pomiaru. Metoda indykatorowa lub wskaźnikowa polega na wprowadzeniu do wód podziemnych łatwo rozpoznawalnego wskaźnika i obserwowaniu w jakim czasie pojawi się on w określonej odległości. Wskaźnik wprowadzony jest do otworu wiertniczego- wskaźnikowego. Obserwacje przemieszczającego się wskaźnika prowadzimy w otworach obserwacyjnych położonych na kierunku filtracji. Odległość otworu obserwacyjnego od wskaźnikowego wynosi od kilku do kilkudziesięciu metrów.

Metoda naturalnego przepływu strumienia

Schemat wyznaczania czasu przepływu wskaźnika na podstawie pomiaru jego stężenia w otworze obserwacyjnym.

Pomiar prędkości przepływu wód podziemnych

Ze względu na rodzaj wprowadzonego wskaźnika rozróżnia się metody:

a) chemiczna

b) kolorymetryczna

c) elektrolityczna

d) potencjału elektrycznego

e) izotopowa

Metoda chemiczna polega na wprowadzeniu do wody łatwo rozpuszczalnego wskaźnika chemicznego (chlorek sodu lub NH3Cl) w postaci gotowego stężonego roztworu.

Schematyzacja warunków hydrogeologicznych obejmuje:

- budowę geologiczną

- warunki graniczne

- cechy filtracyjne

- warunki zasilania i drenażu

- warunki brzegowe i początkowe

MAPY HYDROGEOLOGICZNE

Mapa hydrogeologiczna – jest graficznym odwzorowaniem warunków występowania, rozprzestrzeniania, dynamiki.

Ze względu na skalę map dzielimy na:

- przeglądowe – wykonane w skali 1:200 000 i mniejszej. Sporządzane na podstawie archiwalnych materiałów hydrogeologii i geologii. Dają ogólny pogląd na obszary wodonośne z uwzględnieniem pięter i poziomów wodonośnych. Na takich mapach wprowadza się granice rejonów i regionów hydrogeologicznych, stopień zasobności wody,

- szczegółowe – w skali 1:50 000 lub 1:25 000 sporządzone na podstawie zdjęć terenowych(obserwacje i pomiary hydrogeologiczne naturalnych i sztucznych odsłonięć wód podziemnych) obejmują obszary o szczególnym znaczeniu przemysłowym. W ramach tych map odwzorowuje się stosunki wodne w sposób szczegółowy i kompleksowy. Generalnym wykonawcą jest Państwowy Instytut Geologiczny. Jest wykonywana na zamówienie Ministra Środowisk. Zawiera informacje dotyczące użytkowych poziomów zwykłych wód podziemnych z szerszą interpretacją głównego pietra wodonośnego stanowiącego najważniejsze źródło zaopatrzenia w wodę.

Na mapie hydrogeologicznej odwzorowane są:

- zasięg i głębokości występowania oraz miąższości i przewodności warstw podziemnych

- jakości wód podziemnych

- stopień zagrożenia wód podziemnych

- wydajności ujęć wód podziemnych

- położenie zwierciadła wód podziemnych i kierunki ich przepływu

- odnawialność zasobów wód podziemnych

Mapy specjalne – w dużych skalach, na potrzeby konkretnych dokumentacji hydrogeologicznych dla określenia zasobów wód podziemnych, projektowania ujęć wód podziemnych. Treść map zależy od ich celu. Mapy dokumentacyjne, infiltracyjne, hydrogeologiczne, hydrochemiczne itp.

Mapy problemowe – wykonywane w różnych skalach, przedstawiające przestrzenne odwzorowanie wybranego zagadnienia np. mapa wód mineralnych, mapa tła hydrogeologicznego, określonego poziomu wodonośnego, mapa źródeł, zasobności wodnej, regionalnego leja depresji.

Integralną częścią map są objaśnienia tekstowe. Podaje się w nich opis stosunków geomorfologicznych, klimatycznych, hydrograficznych, budowy geologicznej. W części szczegółowej przedstawia się charakterystykę stosunków wodnych. Dodatkowo zamieszcza się wykresy, diagramy, tabele, przekroje.

Znaki i symbole stosowane na mapach są przestrzenne, kierunkowe i punktowe.

Przestrzenne – należą linie: czarne, barwne, ciągłe, przerywane, kropkowane. Linie mogą być granicami, jeżeli ograniczają regiony hydrogeologiczne, rozprzestrzeniania określonych poziomów wodonośnych, strumieni, hydroizohips, hydroizobary.

Znaki kierunkowe – strzałki wskazujące kierunki ruchu wód podziemnych.

Punktowe – przedstawiają lokalizację odsłonięć wód podziemnych i cechy, które w tych odsłonięciach zostały stwierdzone. Zaliczamy czarne lub barwne kółka, trójkąty, kwadraty, prostokąty, krzyżyki wraz z cyframi podającymi wartość cechy. Znakami punktowymi oznacza się źródła, wycieki, studnie, otwory badane i eksploatacyjne. Cyfry – głębokość, rzędna zwierciadła wody, wydatek, depresję, temp. wody, zawartość wybranych składników chemicznych.

DOPŁYW DO STUDNI

Studnia – otwór wiertniczy lub kopany wykonany w skałach budujących skorupę ziemską, dochodzący do warstwy wodonośnej i przystosowany do długotrwałej eksploatacji wody podziemnej.

Studnia chłonna – studnia przystosowana do wtaczania wody w środowisko gruntowe.

Studnia pojedyncza – na jej wydatek nie mają wpływu inne studnie.

Studnia oddziałująca – studnia pracująca w zespole, na wydatek której mają wpływ inne studnie.

Otwór obserwacyjny – otwór dochodzący do warstwy wodonośnej i przystosowany do pomiarów głębokości zalegania zwierciadła wody podziemnej oraz do pobierania próbek do badania jej jakości oraz innych badań hydrogeologicznych. Otworem obserwacyjnym jest najczęściej piezometr otwór o małej średnicy przystosowany do pomiarów zmian położenia zwierciadła wody. Otworem obserwacyjnym mogą być studnie kopane i wiercone.

Węzeł hydrogeologiczny – zespół otworów obserwacyjnych rozmieszczonych wokół studni w sposób umożliwiający prowadzenie badań hydrologicznych.

Filtr studzienny – części konstrukcji studni umożliwiająca dopływ wody z warstwy wodonośnej do wnętrza studni.

Wydatek studni – ilość wody czerpanej ze studni w jednostce czasu.

Studnia dogłębiona – studnia, której filtr sięga do spągu warstwy wodonośnej.

Studnia niedogłębiona – studnia, której filtr nie sięga do spągu warstwy wodonośnej.

Depresja – różnica między statycznym i dynamicznym zwierciadłem wody mierzona w dowolnym profilu pionowym.

W czasie próbnego pompowania wody w studni występują następujące zmiany:

- zmiana pierwotnego strumienia filtracyjnego w strumień dopływający radialnie do studni

- obniżenie wysokości hydraulicznej – depresja zwierciadła

Kształt strumienia filtracji zależy od:

- pierwotnego strumienia filtracyjnego

- kształtu, rodzaju i odległość do studni granic obszaru filtracji

- stopnia nafiltrowania warstwy wodonośnej

- rodzaj dopływu wody do studni (przez ścianki boczne, dno, ścianki boczne i dno)

- oddziaływania innych ujęć

- powierzchnia depresyjna ma kształt leja o różnej regularności. Odległość studni do granic leja depresji nazywamy zasięgiem leja depresyjnego lub zasięgiem oddziaływania studni.

Dopływ do pojedynczej studni zupełnej:

Dopływ wód podziemnych do studni uzależniony jest od szeregu czynników; uwzględnianie tych czynników wpływa w dużym stopniu na dokładność wyliczeń. Podstawowe z tych czynników, to:

- hydrauliczny charakter poziomu wodonośnego (naporowy, swobodny, mieszany)

- charakter ruchu wód podziemnych (lamin)

- warunki hydrodynamiczne studni (dogłębienie, nafiltrowanie)

- istnieje lub brak współdziałania studni między sobą

- wpływ dodatkowych źródeł zasilania warstwy wodonośnej

- ograniczenie rozprzestrzeniania warstwy wodonośnej

obliczenia dopływu do studni związane jest z obraniem odpowiedniego schematu obliczeniowego; zakładając często uproszczenie panujących warunków przepływu wód podziemnych.

Rozpatrując powierzchnię walcową położoną w odległości x od otworu przepływa stała ilość wody.

Wielkość powierzchni walcowej wynosi:

Prędkość Darcy’ego

Po przekształceniach i scałkowaniu obu stron równania w przedziałach x=r do x=R oraz z=h do z=H otrzymujemy wzór na wydatek pojedynczej studni do poziomu wodonośnego o zwierciadle swobodnym.

Wzór na wydatek pojedynczej studni dla poziomu wodonośnego o zwierciadle naporowym.

hr – wysokość zwierciadła statyczne

ho – wysokość zwierciadła dynamicznego

Przy studni niezupełnej należy uwzględnić miąższość warstwy wodonośnej.

Dopływ do pojedynczej studni niezupełnej

Oblicza się go za pomocą wzorów, analogicznych jak dla studni zupełnej z uwzględnieniem poprawki Forchheimera. Wydatek studni niezupełnej Qn:

Qn=Q*b

Q – wydatek studni zupełnej [m3/a]

b – poprawka Forchheimera

PRZEPŁYW STRUMIENIA WÓD PODZIEMNYCH

Równanie opisujące ustalony przepływ płaski strumienia wód podziemnych

T – przewodność warstwy [m2/s]

H – wysokość hydrauliczna (napór) [m]

W – intensywność infiltracji [m/s]

W strumieniu jednowymiarowym, naporowym jednostkowy wydatek wyraża się: (q)

Schemat strumienia płaskiego o napiętym zwierciadle (rys)

Schemat strumienia płaskiego o swobodnym zwierciadle

Schemat jednowymiarowego wielowarstwowego strumienia filtracyjnego

Wydatek jednostkowy strumienia równy jest sumie wydatków jednostkowych poszczególnych warstw i jest opisywany za pomocą wzoru: