BILANS WODNY-Najszybciej wymianie ulega woda atmosferyczna. Czas jej obiegu, według A. Zierhoffera, wynosi około 12 dni. Analogicznie czas pełnej wymiany wody w hydrosferze wynosi około 3600 lat. Powierzchnia oceanów, mórz i jezior stanowi aż 70,5% ogólnej powierzchni Ziemi, podczas gdy powierzchnia lądów zajmuje tylko 29,5%. Według Wolmana 97% całkowitej ilości wody na świecie jest zmagazynowana w oceanach. Cykl hydrologiczny można także wyrazić za pomocą formuły matematycznej. Takim wyrażeniem jest równanie bilansu wodnego, którego składowe reprezentują liczbowo poszczególne komponenty obiegu wody. Uogólniona postać równania bilansu wodnego w skali globalnej jest następująca:
P = H+S+ΔR
P - całkowity opad nad obszarem lądów i oceanów
H - odpływ
R - retencja
S-parowanie
Każda faza cyklu hydrologicznego może być rozpatrywana osobno i opisana własnym bilansem wodnym. Faza atmosferyczna jest przedmiotem badań meteorologii, oceaniczna - oceanologii, natomiast lądowa - hydrologii.
P= pa+Pu+z+r1

Pa-opad atm

Pu-opad utajony

Z+r1-retencja poczatkowa

z-dopływ zew z sąsied. Obszaru

H=Hp-Hg

Hp-odpływ powierz.

Hg-odpływ podziemny

S=Ep+Eg

Ep-parowanie z powierz

Eg-parowaneie z powierz gruntu

ΔR=T+G+Rz

T-transpiracja

G-bezzwrotne gospodarcze zużycie wody

Rz-retencja końcowa

Każdy bilans wodny musi odnosić się do określonego przedziału czasu. Stosunkowo najprostsze jest obliczanie bilansu w okresie rocznym, a zwłaszcza jako wartości średnie roczne z wielolecia i wyrażenie ich w formie skróconej. W takim przypadku całkowita suma zmian retencji ∆S = 0, a określenie ilościowe opadu, ewapotranspiracji i odpływu jest w przybliżeniu możliwe. Próba skracania okresu bilansowego (półrocze, miesiąc, dekada) lub podziału poszczególnych komponentów na elementy składowe wiąże się z ogromnymi trudnościami ich wyznaczania. W skali globalnej zadania tego do dnia dzisiejszego nie rozwiązano.

Infiltracja i czynniki nią rządzące

Ocena charakteryzująca dany obszar ze względu na wielkość infiltracji efektywnej powinna od­powiadać ilości wody, jaka przedostaje się do warstwy wodonośnej. Podstawowym źródłem zasilania zbiorników wód podziemnych czy też poziomów wodonośnych jest infiltracja wód z opadów atmosferycznych Infiltracja efektywna określa ilość wody, która na danej jednostce powierzchni dociera po­przez strefę aeracji do poziomu wodo nośnego. Infiltrację efektywną określa się najczęściej jako śred­nią w roku obliczoną z wielolecia, bez uwzględniania okresowej czy sezonowej zmienności opadów.Woda opadowa infiltrująca w głąb poprzez strefę aeracji złożoną z utworów o różnym stopniu przepuszczalności jest środkiem transportu dla zanieczyszczeń antropogenicznych. Przy założeniu stałego ładunku zanieczyszczenia migrującego z powierzchni, wielkość infiltracji efektywnej decyduje o stężeniu (stopniu rozpuszczenia) substancji zanieczyszczającej. Zależność ta nie uwzględnia specy­ficznych własności zanieczyszczeń związanych z ich rozpuszczalnością w wodzie, i funkcjonuje tylko do osiągnięcia granicy rozpuszczalności substancji w wodzie. Natomiast przy założeniu stałego stęże­nia masy zanieczyszczenia na powierzchni wielkość infiltracji efektywnej decyduje o ładunku masy wnoszonej do systemu wodonośnego.

Wiarygodne wartości infiltracji efektywnej odnoszą się zazwyczaj do zlewni (dorzeczy) lub też do określonych obszarów badań. Na wielkość infiltracji wpływa wysokość opadów atmosferycznych oraz typ litologiczny utworów przypowierzchniowych i sposób zagospodarowania powierzchni terenu, charakteryzowane przez wskaźnik infiltracji efektywnej..Wielkość infiltracji efektywnej charakteryzuje zarówno poziomy wodonośne o swobodnych, jak i naporowych warunkach ciśnień. Im większa ilość wody infiltruje w głąb i zasila zbiornik wód pod­ziemnych, tym większe jest zagrożenie degradacji naturalnej jakości wód.Oprócz wody pochodzącej bezpośrednio z opadów atmosferycznych, bezwzględnie należy uwzględniać również ilość wody pochodzącą ze sztucznego zasilania, nawadniania rolniczego oraz z nieszczelności instalacji sieci wodociągowych i kanalizacyjnych. Te dodatkowe źródła zasilania mogą w dużym stopniu wpływać na ilość wody zdolną do przenoszenia i wprowadzania zanieczyszczeń. Często jedyną informacją na temat infiltracji na obszarze zbiornika wodonośnego jest wartość modułu odpływu podziemnego, wydzielona na podstawie hydrogramu rzeki lub rzek będących pod­stawą drenażu. Tak określoną wartość infiltracji dotyczy w sposób uśredniony obszaru całej zlewni. W celu przestrzennego zróżnicowania wartości infiltracji, można posłużyć się informacjami z map glebowo-rolniczych. W warunkach stosunkowo .słabo zróżnicowanej rzeźby terenu oraz niewielkiego pokrycia szatą roślinną uznaje się, że największy wpływ na wysokość infiltracji ma przepuszczalność pokrywy glebowej utworów przypowierzchniowych- Stosując tą metodykę, wskaźniki infiltracji efektywnej należy dobierać tak, aby średnia ważona wielkość infiltra­cji, gdzie wagą jest powierzchnia zajmowana przez dany typ pokrywy glebowej, była równa modułowi odpływu podziemnego określonego dla zlewni.

Duża część wody, która znalazła się na powierzchni lądów przedostaje się w płytsze lub głębsze poziomy litosfery czyli wsiąka w podłoże. Jest to możliwe dzięki mniejszej lub większej porowatości gleby i skał podłoża. Czynnikami ułatwiającymi wsiąkanie są: porowatość podłoża, jego przepuszczalność, równinność terenu. Czynnikami utrudniającymi wsiąkanie są: nieprzepuszczalność podłoża brak w nim wolnych przestworów, stromość stoków, po których woda łatwo spływa, bardzo bujna roślinność, poza tym gwałtowność opadów ich nadmiar, wysokie temperatury potęgujące tempo parowania przy małej wilgotności powietrza oraz zbyt niskie temperatury doprowadzające wodę do stanu stałego (zamarzanie). Wszystkie te cechy powodują to czy woda z powierzchni ziemi przedostanie się do wód gruntowych i podziemnych dalej ukierunkowując jej obieg w biosferze.
Wskażnikiem procesu wsiąkania ziemi do gruntu jest Infiltracja
INFILTRACJA-proces wsiąkania wgłąb, odpływ gruntowy
Ilość wody opadowej, która dociera do warstwy wodonośnej to INFILTRACJA EFEKTYWNA
WSKAŹNIK INFILTRACJI -Ie- dla Polski wynosi 17%
Ie=wi * P P-wysokość opadów [mm/rok]
wi-parametr bezwymiarowy lub wyrażony w % , mówi nam jaka część opadów tworzy Ie
Czynniki wpływające na wskaźnik infiltracji:
a) klimatyczne ( atmosferyczne )
ˇ wielkość opadów atmosferycznych (większe opady to wyższy Ie)
ˇ ilość opadów w czasie ( Ie jest wyższy gdy opad jest mniejszy ale trwa dłużej )
temperatura i wilgotność powietrza (duża wilgotność to mniejsze parowanie i wyższy Ie )
b) właściwości gruntu
ˇ przepuszczalność ( wyższa przepuszczalność to wyższa infiltracja
ˇ nachylenie powierzchni terenu (Ie wyższe im teren płaski )
ˇ roślinność
ˇ zabudowania (zmniejszają infiltrację )
ˇ grunt przemarznięty zmniejsza infiltrację
ˇ nasycenie wodą (zmniejsza Ie )
ˇ działalność człowieka
Do pomiaru infilracji służą IZYMETRY.

Metody - bilans wód podziemnych

Metody geofizyczne określania wilgotności i porowatości skał i gruntów. Metody określania wilgotności i porowatości skał i gruntów opierają się na badaniu zależności między zawartością wody w skale a zdolnością tej skały do osłabiania natężenia strumienia prędkich neutronów lub jej stałą dielektryczną.
- metodę dielektryczną - polega na badaniach zależności między ilością wody znajdującej się w skale lub w gruncie a ich stałą dielektryczną.
- metodę neutronową - opiera się na zjawisku zachodzącym między ilością znajdującej się wody w skale do spowalniania neutronów szybkich.
• Metody geofizyczne określania kierunku i prędkości filtracji oraz prędkości przepływu wody podziemnej w pojedynczym otworze wiertniczym.
Ze względu na rodzaj badanych zjawisk fizycznych metody te dzielą się na:
1. metody elektryczne:
• konduktometryczna - określenie procesów filtracji w pojedynczym zafiltrowanym otworze wiertniczym poprzez dodanie roztworu soli (elektrolitu)
• ciała naładowanego - opiera się na badaniu kształtu stałego lub nisko częstotliwościowego pola elektrycznego wytworzonego przez objętościowy ładunek elektryczny w ciele o dużej przewodności elektrycznej w czasie przepływu przez nie prądu elektrycznego. Ciałem tym jest roztwór soli wypełniający otwór.
2. metody izotopowe -pomiar spadku natężenia promieniowania izotopu promieniotwórczego wprowadzonego do otworu.

Litologiczny obieg wody

Przepływ wód w zbiorniku wodonośnym uzależniony jest od materiału skalnego, w którym występuje zbiornik. Zbiorniki wód podziemnych występują w skałach skonsolidowanych (litych, zwię­złych) lub nie skonsolidowanych czyli gruntach (niespoistych i spoistych) W przypadku gruntów zarówno gromadzenie wody, jek jej przepływ następuje w porach międzyziamowych. W przypadku litych skal okruchowych i ziarnistych tworzących zbiornik wodonośny woda gromadzona jest w porach matrycy skalnej, natomiast przpływ następuje w szczelinach i spękaniach. W przypadku litych skał masywnych (np. węglanowych) woda gromadzona jest w matrycy, natomiast przepływ następuje w szczelinach i kawernach (pustkach) krasowych.Litologia utworów wodonośnych wpływa na czas migracji zanieczyszczeń poprzez typ przepływu charakteryzujący typ ośrodka wodonośnego oraz wielkość ich współczynnika filtracji. Czas migracji jest podstawowym czynnikiem determinującym stopień podatności poziomów wodonośnych. Od. czasu zależy efektywność procesów opóźniających migrację (sorpcja) oraz procesów wpływających na wielkość stężenia migrującej substancji (naturalna degradacja, rozpad). Materiał warstwy wodonośnej decyduje też o wielkości powierzchni, na jakiej substancje zanieczyszczające wchodzić mogą w inte­rakcje (wymiana jonowa, sorpcja) ze skałami, przez które obywa się przepływ. Generalnie, im większe rozmiary ziaren im większe rozwarcie i objętość szczelin_ i pustek krasowych w poziomie wodono­śnym tym większa przepuszczalność i tym większa odległość, którą mogą przebyć zanieczyszczenia czyli większy obszar o zdegradowanej jakości wody.Czas wymiany wody 150 mln lat HYDROGEOLOGICZNY, intensywność 0,4 km3/rok i 150-200 mln GEOLOGICZNY WŁAŚCIWY, intensyw 0,2-1 km3/rok
NPSH - normalna pionowa strefowość geochemiczna

Zmienność chemizmu wód podziemnych w pionie uwarunkowana głównie ograniczeniem wraz z głębokościš ruchliwości wód, szybkości i intensywności wymiany wód infiltracyjnych, przedłużeniem czasu współdziałania wód podziemnych z ośrodkiem skalnym, oraz zmianš warunków fizycznych. Stosujšc kryterium mineralizacji wody, od powierzchni terenu wyróżnia się strefę wód słodkich, wód akratopegowych oraz wód mineralnych. iajšco - Kryterium warunków utlen redukcyjnych pozwala wydzielić strefę warunków utleniajšcych, warunków glejowych ( poziom glejowy) i warunków redukcyjnych. Strefa Górna(hipergeniczna)-młode w sensie geol. Strefa żywej wymiany wód, drenażu i zasilania.Wody słodkie w tym akratopegi(M)do 1g/l.Skład powstaje pod wpływem rozpuszcznia.Wody H2CO3,Ca,Ca-Mg, czasem Cl-Na,SO4-Ca,Cl-SO4.Duży wpływ klimatu na skład.

Strefa Srodkowa-charaketr przejściowy,wody infiltracyjne,sedymentacyjne i kopalne infiltracyjne.Powolne, słaby dynamizm, utrudniony drenaż i przepyw(M od 1g/l).Skład pod wpłuewm długiego rozpuszczniai zależy od środowiska geologiczn. Wody Cl, SO4-Cl, H2CO3 z przewagą Na.Klimat nie ma wpływu na skład.Strefa Dolna-stare sedymentacyjne, odcięte od powierz. I krążenia całkowicie, stagnacja i brak wymiany( M 100,200,300 g/l).Na skłąd wpływają wody i gazy pochodzenia magmowego.Wody Cl-Ca, Cl-Na-Ca.Skład niezależny od środowis. I klimatu.inew

Anomalia Hydrogeochemiczna-inwersja hydrogeochemiczna: odwrócenie występowania wód. Występują od góry:silnie zmineralizowane-słodkie lub mniej zminer. Na obszrach suchych przedpolach pasm górskich.

Własności hydrogeologiczne skał

A. Porowatość skąły luźne osadowe oktuchwe i piroklastyczne. Objętość całego sześcianu: V=d3
Współczynnik porowatości wynosi zatem: =Vp/V
Porowatość ogólna - stosunek objętości porów w skale do całej objętości skały n=Vp/v
Porowatość odkryta- stosunek objętości porów komunikujących się ze sobą w skale do całej objętości skały i gromadzą wodę.no=Vk/V

Porowatość zakryta-nie skomunikowane ze sobą, im mniejsze ziarna tym mniej wody. Nz=n*no

no może=nz
Porowatość otwarta - część pustek w skale,które są dostępne dla wody
Porowatość całkowita - wszystkie pustki,nawet te które są niedostępne dla wody,zamknięte w obrębie ziaren
n > Po > ne
n - współczynnik porowatości całkowitej
Po - porowatość ogólna
ne - współczynnik porowatości efektywnej

wskaźnik porowatości-ε=v-vz/vz=Vp/Vz

Gęstość właściwa skały zależy od ciężaru właściwgo czyli masy skały bez porów Gęstość objętościowa skały zależy od ciężaru objętościowego czyli masy całej skały razem z porami

B. Szczelinowatość- cios, synklazy- wskutek naprężeń tensyjnych czyli syngenetyczne szczeliny tektoniczne, diaklazy, szczeliny wietrzeniowe. Rodzaje szczelin: subkapilarne, kapilarne i subkapilarne.

C. Krasowatość.

D. Przepuszczalność hydrauliczna.Q=Fv przy różnicy ciśnień hyrostatycznych

1. Skały przepuszczalne, słaboprzepuszczalne, praktycznie nieprzepuszczalne.

2. Analiza granulometryczna - metoda sitowa, inne metody- areometryczna polega na opadaniu kulistych cząstek zawiesinie wodnej. Wykres uziarnienia.z logarytmiczną skalą poziomą określającą średnice ziarn w mm oraz skale pionową- suma % wag. Średnica

miarodajna ziarn.Wspołczynnik nierownomierności uziarnienia U=d60/d10

3. Prawo Darcy'ego. Wspołczynnik filtracji. K=V/J Orientacyjna

Metody oznaczania wspołczynnika filtracji:

a) met. wzorow empirycznych (Hazena, Krugera, Slichtera i in.),

b) met. laboratoryjne:

- stałego spadku (doświadczenie Darcy'ego),

- zmiennego spadku (z zastosowaniem rurki Kamieńskiego)k= L/T[-ln(1-s/h0)]

c) met. polowe (metoda probnych pompowań),

d) met. modelowania numerycznego.

E. Wodochłonność.

F. Odsączalność.

Wspołczynnik odsączalności. Metody oznaczania wspołczynnika odsączalności:

a) met. wzorow empirycznych,

b) met. laboratoryjna (drenaŜu grawitacyjnego),

c) met. polowe,

d) met. modelowania numerycznego.

Od czego zależy porowatość skał

Czynniki rządzące porowatością:
*jednorodność uziarnienia - lepsze wysortowanie ziaren > porowatość
*kształt ziaren - ziarna okrągłe > porowatość
*stopień scementowania ziaren w przypadku skał okruchowych
*sposób ułożenia ziaren - przy sześciennym ułożeniu kul o jednakowych średnicach, każda kula styka się z sześcioma innymi. Przy romboedrycznym ułożeniu ziaren każda kula styka się z innymi w 12 punktach .Takie ułożenie jest najbardziej ścisłe i szczelne n = 25,95% Pusta przestrzeń pozostająca

Średnica miarodajna

Średnica miarodajna ziarna dE, średnica efektywna, średnica zastępcza

Przyjmuje się najczęściej, że jet to średnica ziarn kulistych skały fikcyjnej, idealnie jednorodnej, która wykazuje takš samš przepuszczalność jak skała rzeczywista i stawia taki sam opór przepływajšcej wodzie jak skała rzeczywista. Odczytuje się jš z krzywej uziarnienia. Jest to średnica ziarn, która wraz z mniejszymi stanowi 10% ciężaru badanej próbki skały. Ś. m. wykorzystuje się przy określaniu współczynnika filtracji wzoram i empirycznymi i współczynnika nierównomierności uziarnienia. Analiza granulometryczna-Wykożystenie metoda hanzena

Odsączalność - pojęcie, metody oznaczania

Odsączalność - zdolność ośrodka do oddawania wody wolnej. Rozróżnia się odsączalność grawitacyjną (defiltracja) i sprężystą.Odsączalność grawitacyjna - objętość wody wolnej, którą może oddać ośrodek pod wpływem jedynie grawitacji. Miarą odsączalności grawitacyjnej jest współczynnik odsączalności grawitacyjnej μ.

gdzie:

V_o - objętość wody odsączonej ze skały,

V - objętość skały.Odsączalność sprężysta - objętość wody wolnej, jaką skała może oddać w związku ze zmniejszaniem objętości porów, odkształcalnością wody i skał. Zależy od wielości porów, im większe tym odsączalność większa, zależy od wielkości i równomierności ziarn.

Współczynnik filtracji a współczynnik przepuszczalności

Współczynnik filtracji - Parametr wyrażajšcy przepuszczalność ośrodka izotropowego dla płynu jednorodnego (ρ = const, ν = const) za jaki przyjmowana jest zwykła woda podziemna. Fizycznie wyraża prędkość filtracji przy spadku hydraulicznym równym jedności pod warunkiem, że filtracja (przepływ wody podziemnej) podlega liniowemu prawu Darcyego.

Współczynnik przepuszczalności - Parametr wyrażajšcy przepuszczalność samego ośrodka porowatego niezależnie od właściwości płynu. Fizycznie wyraża objętość płynu o jednostkowej lepkości kinematycznej, który w jednostce czasu, pod wpływem jednostkowego gradientu potencjału ciśnienia przepływa przez jednostkowy przekrój ortogonalny do kierunku przepływu. Jednostkš w. p. jest darcy. Parametr stosowany w dynamice płynów niejednorodnych: ropy, gazów i wód mineralnych.
Różnica pomiędzy pozorną szybkością filtracji a rzeczywistą prędkością wód podziemnych

v=k*J to wzór na pozorną szybkość filtracji w odniesieniu do całości do przekroju filtrującego środowiska, łączącego w sobie ziarna i prześwity porów i kanalików.Aby otrzymać prędkość rzeczywistą należałoby uwzględnić sumaryczną powierzchnię prześwitów w określonym przekroju: W=Q/S (Q-ilość wody w jedn. czasu S-sumaryczn powirzchnia prześwitu). Po przekształceniach mamy W=v/n ----- Vrzecz=W*n

Oznaczanie współczynnika filtracji metodą wzorów empirycznych

Należy uznać skład granulometryczny, posiadać wykres uziarnienia i wartość porowatości gruntu. Uzyskuje się tą metodą wartości orientacyjne.

Laboratoryjne metody oznaczania współczynnika filtracji

Przy użyciu aparatów filtracyjnych różnej konstrukcji - ze stałym i ze zmiennym spadkiem hydraulicznym. Aparaty ze stałym spadkiem stosuje się do gruntów dobrze przepuszczalnych a ze zmiennym do słabo przepuszczalnych. Badania przeprowadza się na próbkach o strukturze nienaruszonej lub naruszonej. Wyniki badań otrzymane na próbkach o strukturze nienaruszonej są zbliżone do wyników badań polowych w warunkach naturalnych. Podczas pomiarów współczynnika filtracji należy określić temperaturę przesączającej się wody. Ze wzrostem temp cieczy zmniejsza się lepkość i zwiększa prędkość przepływu:

k_T=k₁₀*(0,7+0,03T)

k_T - wsp. filtracji uzyskany dla wody o temp. T [st.C]

k₁₀ - zredukowany współczynnik filtracji w odniesieniu do temp. wody 10 st.C

Typ wód podziemnych strefy aeracji

Strefa aeracji - (inaczej strefa napowietrzenia) strefa pomiędzy powierzchnią terenu a zwierciadłem wód podziemnych. Wolne przestrzenie pomiędzy skałami są częściowo wypełnione wodą lub powietrzem. Woda w postaci ciekłej może występować jako woda związana (higroskopijna, błonkowata lub kapilarna) lub jako woda wolna (wsiąkowa lub zawieszona). Woda w strefie aeracji może także występować w postaci pary wodnej. Wody w tej strefie pozostają w ścisłym kontakcie z powietrzem i nie tworzą ciągłego horyzontu.

Typ wód podziemnych strefy saturacji

Strefa saturacji - warstwa skalna, w której wolne przestrzenie (szczeliny, pory) są całkowicie wypełnione wodą. Od strefy aeracji oddzielona jest zwierciadłem wód podziemnych. Wody w strefie saturacji dzielimy na gruntowe, wgłębne i głębinowe.

Charakterystyka wód gruntowych

Wody gruntowe - wody podziemne, zalegające na większych głębokościach niż wody zaskórne. Nie podlegają bezpośrednim wpływom czynników atmosferycznych, są przefiltrowane i z tego względu nadają się do użytkowania dla celów spożywczych. Wody te nie podlegają zmianom temperatury w ciągu doby, cechuje je równowaga termiczna. Temperatura ich zmienia się w zależności od pór roku. Występują poniżej wyraźnej i trwale utrzymującej się strefy napowietrzenia.

Charakterystyka wód wgłębnych

Wody wgłębne - wody podziemne (zwane też artezyjskimi) występujące w warstwach wodonośnych pod skałami nieprzepuszczalnymi, pod ciśnieniem hydrostatycznym. Odpowiednie warunki do wytworzenia ciśnienia hydrostatycznego występują najczęściej na obszarach o nieckowatym układzie warstw skalnych. Od wód gruntowych odróżnia je istnienie warstwy nieprzepuszczalnej w stropie. Dzięki tej izolacji są mniej zanieczyszczone. Zasadnicza różnica pomiędzy wodami wgłębnymi i głębinowymi polega na istnieniu w przypadku tych pierwszych stref zasilania, przez które woda opadowa infiltruje w głąb i zasila głębiej położone horyzonty.

Wody wgłębne często niepoprawnie nazywane bywają artezyjskimi. Nazwa "artezyjskie" pochodzi od krainy geograficznej Artois (Francja). Odwiert w nadległych warstwach skalnych powoduje podniesienie słupa wody ponad powierzchnię ziemi (wypływ na powierzchnię). Wody o niższym ciśnieniu hydrostatycznym, w przypadku których słup wody w odwiercie nie sięga powierzchni ziemi to wody subartezyjskie. W rzeczywistości powinniśmy mówić jedynie o studni artezyjskiej lub subartezyjskiej (patrz rysunek) a nie o wodach takiego typu, ponieważ nie różnią się one żadnymi właściwościami.

Najbardziej znane wystąpienia wód "artezyjskich" występuje w Australii - Wielki Basen Artezyjski.

Wody wgłębne stanowią obecnie zbiornik podziemny o największym znaczeniu gospodarczym. Na wielu obszarach Polski środkowej i północnej wody wgłębne tworzą kilka zbiorników jeden pod drugim. Jest to możliwe dzięki naprzemianległemu ułożeniu utworów polodowcowych. Wodonoścem jest tu piasek, skały nieprzepuszczalne tworzą natomiast gliny zwałowe. Tworzą się wtedy poziomy wód: naglinowe, podglinowe i międzymorenowe

Charakterystyka wód głębinowych

Wody głębinowe to wody podziemne występujące głęboko pod powierzchnią ziemi, izolowane od niej całkowicie. Nie są odnawialne, w stagnacji.Z reguły mają wysoką mineralizację i z tego względu nie nadają się do celów konsumpcyjnych. Często są zasolone. Znajdują się pod wysokim cisnieniem złożowym. Im głębiej się znajduje tym bardziej wykazuje cienieni ehydrostyatyczne. Wpływ na ogólne ciśnienie hydro ma także ciśnienie petrostatyczne czyli prężnośc gazów w wodzie.

Typy wód głębinowych w zależności od ich genezy:

reliktowe - pochodzące z dawnych epok geologicznych:

sedymentacyjne - dawne wody infiltracyjne, uwięzione w skonsolidowanych osadach,

infiltracyjne - uwięzione w skałach w minionych epokach geologicznych na skutek np. ruchów masowych,

juwenilne - wody pomagmowe pochodzące z kondensacji pary wodnej wyzwalającej się z ekshalacji wulkanicznych;

metamorficzne - powstające w procesach przeobrażania skał.

---