pochodzenie wód podziemnych, Geologia GZMiW UAM 2010-2013, II rok, Hydrogeologia, Materiały


POCHODZENIE WÓD PODZIEMNYCH:

- infilracja, kondensacja i niektóre procesy geologiczne (magmowe, metamorficzne)
- krążenie wody w przyrodzie: (rys. str. 29 "Hydrologia ogólna" Pazdro) z powierzchni oceanów woda stale paruje i ta para w miare ochładzania przechodzi w stan nasycenia, po czym skrapla się i spada na ziemie w postaci opadów atmosferycznych; część opadów trafia na powierzchnie oceanów skąd znów paruje, a część trafia na ląd, z któtrych część paruje od razu lub po pewnym czasie, część zostaje zatrzymana przez rośliny, inna częśc spływa po powierzchni terenu i dostaje się do rzek skąd dostaje się do mórz i jezior i znów parowanie; ostatnia częśc wody opadowej infiltruje w glebę, grunt i skały, skąd wypływa na powierzchnie przez źródła i spływa do mórz i oceanów; motorem tego cyklu jest energia słoneczna

>> infiltracja czyli wsiąkanie części opadów atmosferycznych do podłoża skalnego, reszta wody z opadów paruje spowrotem do atmosfery lub jest retencjowana na powierzchnin w postaci jezior, śniegów, lodowców itd., intercepcja - zatrzymywanie wody przez rośliny
infiltracja to retencja w obiegu - średni czas retencjowania w Polsce to 90 lat
infiltracja zależy od:
- wysokości opadów atmosferycznych
- temperatury (im wyższa tym szybciej woda paruje i zmniejsza się infiltracja)
- niedosytu wilgotności powietrza - nawet przy wysokiej temperaturze parowanie nie będzie
duże, gdy powietrze jest wilgotne; w określonej temp. i ciśnieniu parowanie wody w powietrze będzie trwało dopóty, dopóki nie nastąpi stan nasycenia powietrza para wodna (para nasycona w danych warunkach), niedosyt wilgotności to różnica między prężnością pary wodnej nasyconej w określonej temp. a prężnością nienasyconej w danym momencie w powietrzu o tej samej temp.
d = E - e [hPa]
im większy niedosyt tym większe parowanie, a więc jest to czynnik ujemny dla infiltracji
- przepuszczalności skał w strefie przypowierzchniowej, czyli zdolność do przewodzenia wody przez skały (zależna od występowaniu w skale porów, szczelin i innych próżni)
- morfologia terenu (im większe nachylenie tym większy spływ powierzchniowy)
- pokrycia szatą roślinną (gęsta szata zmniejsza odpływ powierzchniowy, ale także pobiera wodę w okresie wegetacji jednak w mniejszym stopniu)
- nasycenie wodą środowiska skalnego - środowisko skalne musi posiadać pory nie wypełnione wodą, które po dłuższym okresie opadów mogą zostac całkowicie wypełnione woda i wtedy infiltracja ustaje zwłaszcza gdy warstwa nieprzepuszczalna znajduje się płytko
- przemarzanie skał zmniejszajace przepuszczalność podłoża
- zagospodarowanie terenu (zabudowa miejska zmniejsza infiltrację, a uprawy rolne intensyfikują ten proces)
wartość infiltracji w Polsce wynosi 17-18%, a w rejonach eksploatacji węgla do
40-50%, a średnia rocznych opadów 600 mm\rok
niekiedy w infiltracji biorą udział wody powierzchniowe jezior i rzek lub też jest ona
wywołana sztucznie

wskaźnik filtracji - ilościowe przedstawienie filtracji, jest to stosunek ilości wody wsiąkające do ilości opadów atmosferycznych
W=I/P [%]
Badanie infiltracji: bezpośrednie za pomocą lizymetru, pośrednie oparte na porównaniu opadów i przepływów w ciekach

Cztery klasy infiltracji:
1. 30% warunki infiltracji b. dobre> żwiry, piaski lodowcowe, rzeczne i wydmowe
2. 25% warunki infiltracji dobre> piaski i żwiry moren czołowych i glacjalne
3. 20% warunki infiltracji średnie> piaski i mułki teras zalewowych, deluwia
4. 5% warunki infiltracji złe> gliny zwałowe, iły, mułki, deluwia ilaste

>> kondensacja pary wodnej zawartej w powietrzu znajdującym się w próżniach skalnych (powstają wody kondensacyjne), tworzy się np. rosa - wraz ze zmniejszeniem się temperatury następuje zmniejszenie się pojemności atmosfery, gdy temp. spada poniżej punktu rosy (temp. przy którejpara wodna w powietrzu osiąga stan nasycenia) to wtedy kondensacja
ilość wody 8-30 mm/rok
teoria Volgera> ciepłe i wilgotne powietrze wchodzące w środoisko skalne i ochładza się, a przy spadku temperatury do punktu rosy następuje kondrnsacja i wydzielenie wody;
Lebiediew rozszerzył tą teorię: kondensacja cząsteczkową zachodzi w suchej glebie wskutek działania cząsteczkowych sił przylegania cząsteczek pary wodnej do cząst. Gleby; gdy gleba pokryje się warstwą wody higroskopijnej to zacznie się się kondensacja termiczna

>> wody juwenilne
występują w rejonach czynnego lub niedawno wygasłego wulkanizmu,
stanowią resztki roztworów pomagmowych;
są silnie zmineralizowane i mają podwsyższoną temperaturę;

4 etapy stygnięcia magmy:
1. ortomagmowy - składniki lotne mają słaba prężność
2. pegmatytowy - pozostały stop krzemianowy jest silnie rozcieńczony i przesycony parami i gazami, a szczególnie parą wodną
3. pneumatolityczny - przewaga par nad innymi składnikami, pary sa przegrzane i cechują się duża prężnością dzięki czemu przenikają w otoczenie skalne krzepnącego ogniska magmy (powstaja liczne minerały)
4. hydrotermalny - dalsze ochłodzenie pozostałych resztek, poniżej punktu krytycznrgo (dla wody 374oC) para wodna ulega skropleniu, środowisko pomagmowe przechodzi w stan gorących roztworów wodnych zawierających niektóre resztki procesu magmowego; [przez szczeliny skalne woda ta wydostaje się na powierzchnię ziemi w postaci gorących źródeł

>> wody reliktowe
występują na większych głębokościach,
mogą to być wody sedymentacyjne uwięzione w skałach w okresie sedymentacji osadów morskich bądź jeziornych, lub kopalne wody infilracyjne uwięzione w skałach na skutek procesów tektonicznych;
wody reliktowe są odizolowane od powierzchni ziemi warstwą nieprzepuszczalną i nie biorą udziału w procesie krążenia wód, są silnie zmineralizowane

STAN BAKTERIOLOGICZNY WÓD PODZIEMNYCH

WODY W STREFIE AERACJI:

Strefa aeracji - napowietrzenia, wszelkie szczeliny i pory sa wypełnione powietrzem

Woda higroskopijna
- jest to woda związana - podlegająca sile wiązań międzycząsteczkowych
- cząstki koloidalne i ziarna mineralne adsorbują (tzn. skupiają i zagęszczają na swojej powierzchni) drobiny pary wodnej bezpośrednio z powietrza
podczas tego zjawiska zostaje wydzielone ciepło zw. ciepłem zwilżania
- adsorbowana woda pokrywa ziarno warstwą o
- wodochłonność higroskopijna - zdolnośc adsorbowania pary wodnej, zależy od wielkości ziarna w skale, pozostając w odwrotnym stosunku do jego średnicy

żwiry > 0,05%
piaski > 1%
piaski pylaste > 7%
pyły i iły > 20%

- aby usunąc wode higroskopijną należy suszyć próbkę skalną w temp. 105-110oC
- gęstość tej wody zbliżona do gęstości ciała stałego i wynosi 2 g/cm3
- zamarza w temp. -78oC
- nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego
- nie ma zdolności rozpuszczania innych substancji i zdolności ruchu przez co nie jest wykorzystywana przez rośliny

Woda błonkowata
- kiedy adsorbcja ustaje na skutek osiągnięcia przez skałe maxymalnej wilgotności higroskopijnej trwa nadal proces wiązania wody przez ziarna mineralne; wiązanie odbywa się na skutek sił elektrycznych cząstek mineralnych, które przyciągają spolaryzowane drobiny wody (dipole) i tworzą błonki na ziarnach
- wodochłonność molekularna - zdolność wiązania wody błonkowatej przez skałę, zależy od ładunku cząsteczki mineralnej, stopnia spolaryzowania wody i stężenia rozpuszczonych w niej substancji
- wilgotność molekularna - ilość wody błonkowej zawartej w skale, zależy głównie od średnicy ziarn (wilgotność większa im bardziej rozdrobnione ziarna)
średnica ziarna 1-0,5 mm > 1,57% max wilgotność molekularna w masie suchej skały

0,5-0,25 mm > 1,6%
0,25-0,1 mm > 2,73%
0,1-0,05 mm > 4,75%
0,05-0,005 mm > 10,18%
<0,005 mm > 44,85 %

- woda błonkowata ma własności zbliżone do wody ciekłej w miarę oddalania się od powierzchni ziarna mineralnego
- grubość błonek to około 0,5 mikrometra
- temp. zamarzania poniżej 0oC
- nie przenosi ciśnienia hydrostatycznego
- ma pewną ograniczoną zdolność rozpuszczania

Woda kapilarna
- ma charakter między związana a wolną
- ma ścisły związek ze zjawiskiem włoskowatości tzn. że w bardzo wąskich rurkach zanużonych w cieczy poziom jej podnosi się do pewnej wysokości lub opada; to samo zjawisko mam miejsce w skała z licznymi szczelinami gdzie woda podnosi się ponad zwierciadło swobodne na skutek działania sił molekularnych
- na granicy strefy saturacji i aeracji występuje strefa kapilarnego wzniosu
- wzór na wznios kapilarny:
h = 0,15/r [cm] gdzie r - średnica przewodu kapilarnego
0,15 - stała kapilarna wody względem szkła
- wielkość wzniosu kapilarnego w zależności od wielkości ziarn:

żwirek 0,03 m
piasek gruboziarnisty 0,03-0,12 m
piasek średnioziarnisty 0,12-0,35 m
piasek drobnoziarnisty 0,35-1,2 m
mułek, piasek pylasty, less 1,2-3,5 m

- na powierzchni cieczy siły spójności powodują napięcie powierzchniowe - warstwa powierzchniowa wody ma charakter kurczliwej i sprężystej błonki znajdującej się w stanie napięcia, gdyż siły spójności starają się zmniejszyć powierzchnie cieczy
- w naczyniu mamy siły spójności i przylegania do naczynia ; jeśli siła przylegania jest większa od spójności to wypatkowa siła przyciąga drobiny wody do ściany i tworzy się menisk wklęsły a ciecze takie nazywamy zwilżającymi; natomiast gdy siła spójności jest znacznie większa to tworzy się menisk wypukły i jest to ciecz nie zwilżająca (rys. książka str. 44)
- kapilarność czynna - włoskowate podciąganie wody w skałach i gruntach
- kapilarność bierna - utrzymanie się wody kapilarnej po obniżeniu zwierciadła przy zachowaniu jej maxymalnej wysokości
- prędkość wzniosu kapilarnego zależy od średnicy porów i przewodów kapilarnych, a więc od wielkości ziarn i jest tym mniejsza im skała jest bardziej drobnoziarnista
średnica ziarn: 5-2 mm > h=3,5 cm > 3 dni
2-1 mm > h=6,5 cm > 4 dni
0,5-0,2 mm > h=24,6 cm > 8 dni
prędkośc wzniosu spada też przy postępującym wzroście wysokości
- kapilarymetry - przyrządy do określania maxymalnego wzniosu kapilarnego
- wilgotność kapilarna - całkowita ilość wody zawarta w strefie wzniosu kapilarnego; wyraża ją stosunek wagowy próbki skały, z której ściekła woda wolna do bezwzględnie suchej skały
- woda kapilarna ma właściwości zbliżone do wody wolnej
- podlega sile ciężkości
- przekazuje ciśnienie hydrostatyczne
- ma zdolność rozpuszczania w sobie soli mineralnych
- zamarza jednak w temp. nieco poniżej 0oC są przyczyną powstawania osuwisk
- powoduje duże zawilgocenie fundamentów, dróg, murów itp.
- Pobierana przez rośliny dlatego ma znaczenie w rolnictwie
- woda kapilarna zawieszona - od wody kapilarnej właściwej odróżnia ją to, że wypłnia ona niektóre przestwory włoskowate, ale w żaden sposób nie ma łączności z wodą wolną; powstaje przy gwałtownym obniżeniu się zwierciadła wody

Woda zawieszona
- woda wsionkowa z opadów atmosferycznych odbywa wędrówkę po strefie aeracji, częśc jej zostaje użyta na uzupełnienie wody błonkowej i kapilarnej, reszta ścieka w dół do osiągnięcia strefy saturacji
- zdarza się, że w utworze przepuszczalnym występują soczewki o mniejszej przepuszczalności; jeśli woda wsiąkowa napotka taką soczewkę to zatrzymuje się na jej stropie i gromadzi w porach tuz nad nią

WODA W STREFIE SATURACJI

Strefa saturacji - strefa nasycenia wodą, wszystkie szczeliny, pory i próżnie są całkowicie wypełnione wodą wolna

Skały wodonośne - to takie, które mają zdolność do gromadzenia, przewodzenia i oddawania wody wolnej; skały, które tych zdolności nie mają nazywamy niewodonośnymi.
Skały wodonośne muszą mieć własności hydrogeologiczne wynikające z istnienia w nich różnego rodzaju porów i próżni, które mogą wypełniać się wodą, musi to być też skała przepuszczalna hydrogeologicznie tzn. pory i próżnie muszą być ze sobą skomunikowane.

Wyżej wymienione własności hydrogeologiczne mają wpływ na wodonośność, mogą być wtórne lub pierwotne:
- własności pierwotne - wynikają z genezy skał tzn. tworzą się one równocześnie z jej powstaniem np. porowatość piasku powstaje w momencie sedymentacji; ta porowatość może zaniknąć na skutek procesów geol. (kompakcja, cementacja, metamorfoza)
- własności wtórne - powstają na skutek procesów geol. działających na gotowe już skały, które tych własności wczesniej nie miały np. w wyniku wietrzenia skały mogą pękać, ługowania przez wodę i ciśnienie hydrostatyczne

Własności hydrogeologiczne skał:


Porowatość
- charakterystyczna dla skał okruchowych i piroklastycznych, które maja strukturę ziarnistą
- jest to porowatość międzyokruchowa lub intergranularna charakteryzująca się występowaniem wolnych przestrzeni między poszczególnymi ziarnami mineralnymi
- porowatość podwójna - np. w żwirach lub zlepieńcach, które składają się z otoczaków będących same w sobie porowate
- w skałach krystalicznych też wystepuje porowatość, lecz jest ona znikoma i bez znaczenia dla hydrogeologii
- ziarna skał okruchowych mają różne kształty toteż kształt porów jest różny i nie przejawia żadnych prawidłowości
- podział porów ze względu na wielkość i ruch wody:
- nadkapilarne o średnicy >0,5 umożliwiające poruszanie się wody pod wpływem siły ciężkości
- kapilarne 0,5-0,0002 mm, woda może odbywać ruch kapilarny
- subkapilarne <0,0002 mm, woda związana siłami cząsteczkowymi

- współczynnik porowatości - jest to stosunek objętości porów do objętości całej próbki skalnej
V = Vp + Vz [cm3] gdzie: V - objętość próbki skalnej
Vp - obj. porów w próbce
Vz - obj. ziaren w próbce

n = [(V-Vz) / V] 100 = (Vp / V) 100% [%]

- wskaźnik porowatości - określony literką p, jest to stosunek objętości porów do objętości ziarn w skale
e = Vp / Vz [%}

- zależność między współczynnikiem:
n = e / (1+e) e = n / (1-n)
- współczynnik i wskaźnik określa się labolatoryjnie przez określenie gęstości właściwej ?s i gęstości objętościowe ?o skały suchej przy zachowaniu naturalnej objętości
-s = ms /Vz [g/cm3] (stosunek masy próbki do jej obj. bez porów)
-o = ms /V (stosunek masy próbki do jej obj. łącznie z porami)
Vz = ms / ?s V = ms / ?o

n= [(?s - ?o)/ ?s]100% e = (?s - ?o)/ ?o

- porowatość różnych rodzajów skał (k):

ˇ torfy 76-89%
ˇ iły 35-70%
ˇ gliny 24-42%
ˇ piaski 20-48%
ˇ piaskowce 0,9-28%
ˇ żwiry 20-55%
ˇ wapienie i dolomity zbite 0,2-7%
ˇ marmury 0,1-6%
ˇ granity 0,2-2,2%

- podział skał ze względu na skupienie porowatości:

k<1% skały niezwykle szczelne
1-5% porowatość mała
5-15% porowatość średnia
> 15% porowatość duża i bardzo duża

- czynniki decydujące o porowatości:

ˇ jednorodność uziarnienia - równoziarniste mają większą porowatość niż różnoziarniste
ˇ kształt ziarn - większa dla skały zbudowanej z ziarn okrągły niż zbudowanej z ziarn ostrokrawędzistych, płytkowych czy tabliczkowych
ˇ sposób ułożenia ziarn - przy sześciennym ułożeniu k jest równe 47,64%, a przy romboedrycznym 25,95%
ˇ wielkość ziaren nie wpływa na porowatość!
ˇ piaski młode leżące blisko powierzchni ziemi mają większą porowatość niż te leżące niżej, bo uległy kompakcji - porowatość maleje wraz ze wzrostem głębokości
ˇ zależy od stopnia scementowania ziarn - spoiwo wypełnia pory i powoduje zmniejszenia icg objętości
- pory mogą być otwarte lub odkryte, gdy łączą się za pomocą sieci kanalików, umożliwiają przepływ wody przez skały - porowatość otwarta
- pory zamknięte albo zakryte są otoczone całkowicie powierzchnią skalną i nie łączą się z innymi porami - porowatość zamknięta
- porowatość efektywna - objętość porów w skale, która bierze czynny udział w przepływie wody podziemnej
- porowatość miarolityczna - próżnie (miarole) występujące w skałach magmowych, w których uwięzione zostały gazy; są to bardzo małe pory i zamknięte
- porowatość pęcherzykowa - w lawach wulkanicznych krzepnących szybko na powierzchni ziemi, drogi uchodzących gazów mogą być utrwalone w postaci pęcherzyków np. pumex, pory zamknięte
- porowatość gąbczasta - powtaje wtedy, gdy pęcherzyki, kanaliki i inne próżnie łączą się ze sobą umożliwiając przepływ wody przez skałę np. trawertyny czy martwice wapienne

Szczelinowatość
- skały zbite i masywne mają niski współczynnik porowatości pierwotnej, ale mogą być dobrymi akumulatorami wody podziemnej jeśli w yniku różnych procesów geol. ulegną popękaniu - powstają szczeliny (rozwarcia masy skalnej)

- ze względu na mechanizm dziłających sił szczeliny dzielimy na: tensyjne (z rozerwania), kompresyjne (ze ścinania)

- ze względu na genezę dzielimy je na:

ˇ syngenetyczne - tworza się w wyniku dziłania sił wewnętrznych w czasie powstania skał np. w czasie krzepniecia magmy następuje zmniejszenie objętości i wówczas powstają szczeliny zwane synklazami, które mogą być utajone lub jawne, biegną regularnie i ujawniaja się szczególnie przy wietrzeniu; cios - rozpadanie się skał na bloki różnych kształtów;
na skutek sił tensyjnych w bazaltach
w skałach osadowych w wyniku wysychania pierwotnie mokrego osadu
ˇ tektoniczne - powstają w skałach w wyniku ciśnień zewnętrznych występujących w czasie ruchu skorupy ziemskiej; można je podzielić na diaklazy i paraklazy
diaklazy - szczeliny, wzdłuż których nie nbastąpiło przesunięcie skał, w skałach poziomych i pofałdowanych; w strefach ściskania krzyżują się prawie pod kątem prostym i są uajone, na grzbietach antyklin tez szczeliny ale tensyjne
megadiaklazy to takie, które przecinaja większe serie warstw
paraklazy - szczeliny, wzdłuż których nastąpiło przesunięcie warstw skalnych - uskoki
ˇ wietrzeniowe - powstaja w wyniku wietrzenia fizycznego przez wpływy termiczne i dziłanie mrozu i wody zamarzającej; siegają do 20m poniżej powierzchni terenu

- dla przepływu wody znaczenie ma rozwarcie szczelin tj. ich szerokość:

ˇ nadkapilarne - o szer. >0,25mm
ˇ kapilarne - o szer. 0,25-0,0001 mm
ˇ subkapilarne - o szer. <0,0001 mm

- szczeliny widoczne gołym okiem to makroszczeliny, niewidoczne mikroszczeliny
- szczeliny im głębiej tym są węższe, bo ciśnienie powoduje ściskanie
- drożność szczelin zależy też od stopnia wypełnienia materiałem skalnym
- gęstość liniowa szczelin - stosunek liczby szczelin n przecinających wybrana poziomą linię pomiarową do jej długości l; z reguły linia pomiarowa prostopała do biegu szczelin
Gl = n / l
A gdy linia pomiarowa nie jest prostopadła do biegu szczelin to wzór ma taką postać:
Gl = n / l sin? sinß gdzie: ? - kąt upadu płaszczyzny szczelin
- kąt między linią kierunku szczelin a linią, wzdłuż której dokonuje się pomiaru
- wspólczynnik gęstości szczelin - stosunek sumarycznej długości wszystkich szczelin do powierzchni pola, na które one wychodzą
Gp = ? l / F
- współczynnik szczelinowatości - stosunek sumarycznej powierzchni szczelin wychodzących na badane pole pomiarowe do jego powierzchni
d = bs ?l / F [%] gdzie: bs - średnia szerokość szczelin
- zespół szczelin - gdy szczeliny tworzą układ równoległy lub prawie równoległy
- system szczelin - dwa lub trzy zespoły wzajemnie przecinające się

Krasowatość
- występowanie próżni skalnych powstałych wskutek ługowania łatwo rozpuszczalnych skał (sól, gips, wapienie) CaCO3 + H2O + CO2 > Ca2+ + 2HCO3
- muszą w skale istnieć spękania, którymi woda może migrować i ługować
- formy krasowe:
- strefa wadyczna - ruch wody pionowy i powstają między innymi lejki, kominy studnie i przepaści krasowe
- strefa poziomych przepływów - powstają między innymi jaskinie, pieczary

przepuszczalność hydrauliczna
- zdolność skały do przewodzenia wody wolnej tzn. umożliwia ruch wody w skale w przypadku ciśnień hydrostatycznych; ruch zachodzi tylko wtedy, gdy pory są ze soba skomunikowane tworząc splot przewodów hydraulicznych,
- od przepuszcalności zależy ilość wody przepływającej przez skały a co za tym idzie zasoby
- zależy od:
-wielkości próżni (a wymiary porów zależą od srednicy ziarn) - więcej wody przewodzą skały o większych porach,
w skałach zbudowanych z wydłużonych ziarn jest zależność przepuszczalności od tekstury - przepuszczalność większa w kierunku dłuższych osi ziarn
- lepkości (miarą współczynnik lepkości w puazach) i temperatury wody - lepkość maleje wraz ze wzrostem temp. toteż wody cieplejsze przemieszczają się w skałach łatwiej
- Stopień przepuszczalności - określa objętość wody, jaka przepływa w jednostce czasu przez określony przekrój skały i przy określonej różnicy ciśnień hydrostatycznych.
Q = F v gdzie: Q - obj. cieczy przepływającej
F - przekrój
v - prędkość płynącej cieczy
- miarą przepuszczalności jest współczynnik filtracji oznaczany literą k ,

miarodajna średnica ziarn (efektywna) i wspólczynnik nierównomierności uziarniania
- w skałach okruchowych decydującym czynnikiem przepuszczalności jest wymiar ziarn i procentowy udział w skale ziarn o określonych średnicach, w tym celu wykonuje się analizę granulometryczną - rozdział poszczególnych frakcji o określonych średnicach ziarn

- podział frakcji:

- kamienista O ziarn >40 mm
- żwirowa O 40-2 mm
- piaskowa O 2-0,05 mm
- pyłowa O 0,05-0,002 mm
- iłowa O < 0,002 mm

- do analizę wykonuje się metodą sitową: zestaw 8 sit z oczkami o średnicy 25-10-2-1-0,5-0,25-0,1-0,071
próbkę skały się suszy (temp. 105-110oC), waży, przesupuje przez sita a następnie waży pozostałości poszczególnych frakcji i oblicza procentowy udział każdej frakcji:
a = (ms / mc) 100% gdzie: a - procentowa zawartość frakcji
ms - masa frakcji zatrzymanej na sicie
mc - masa całej analizowanej próbki
- wyniki tych obliczeń przedstawiamy przedstawiamy w postaci granulometrycznej krzywej kumulacyjnej (w skali półlogarytmicznej, na osi odciętych logarytmy średnic zastępczych, na rzędnych procenty wagowe) i wyznaczamy parametry do obliczenia współczynnika filtracji:

- średnica miarodajna de - określana z krzywej kumulacyjnej; wg Hazena skała różnoziarnista wykazuje taka samą przepuszczalność jak idealna skała jednorodna złożona z kulistych ziarn o określonej średnicy (to średnica miarodajna)
jest to średnica poniżej której zawartość ziarn w składzie granulometrycznym skały stanowi 10% masy, a 90% powyżej

- wspólczynnik nierównomierności uziarnienia -
U = d60 / de gdzie: d60 - średnica tak że 60% mniejsze ziarna a 40% większe
Im U bliższe jedności tym bardziej równomierne uziarnienie i lepsza przepusczalność skały.
Ze względu na U skały dzielimy na:
ˇ U<5 równomiernie uziarnione
ˇ 5-15 nierównomiernie uziarnione
ˇ > 15 bardzo nierównomiernir uziarnione
najwyższe wartości U: iły, iły piaszczyste, gliny zwałowe, piaski gliniaste i mułkowate
najniższe: piaski i żwiry morskie, a także lessy
- dla skał o ziarnach o średnicy mniejszej od 0,1 mm de = d20 , U = d70 / d20
- oznaczanie średnicy miarodajnej dla skał z U>5 - de odpowiada średnicy ziarn idealnej skały, której powierzchnia jednostkowa jest taka sama jak powierzchnia jednostkowa badanej skały rzeczywistej (wzór 24 str. 83 książka)
- obliczanie współczynnika filtracji (wzór Hazena):
k = c de2 (0,7 + 0,03t) [m/dobe] gdzie: k - współczynnik filtracji
c - empiryczny współczynnik zależny od U
t - temp. z reguły 10oC
jeśli U = 1 to c = 1200,
jeśli U 2-4 to c = 800,
jeśli U = 5 to c = 400.

wodochłonność - zdolność skały do pochłaniania i gromadzenia wody
- wodochłonność całkowita - obejmuje wszystkie wody w skale, zarówno wolne jak i związane
- wodochłonność odpowiada skała porowatym, im większa sumaryczna obj. porów tym więcej wody może skała wchłonąć
- potencjalna wodochłonność to stosunek obj. próżnych przestrzeni w skale do całkowitej jej objętości
W = (Vp / V) 100% lub W = [(mn- ms) / ms] 100%
gdzie: mn - masa skały nasyconej wodą
ms - masa skały suchej
W = n (w skałach porowatych)
- całkowita wodochłonność zostanie osiągnięta, gdy wszystkie próżnie zostaną wypełnione wodą wówczas skała osiągnie stan pełnego nasycenia wodą, czyli saturacji
- wodochłonność 20-30% - skały b. wodochłonne
wodochłonność powyżej 30% - skały b. silnie wodochłonne
- stopień nasycenia skały wodą jest stosunkiem obj. wody wypełniającej pory do całkowitej ich objętości
Kw = Vw / Vp przy pełnym nasyceniu V=1
- polowe badania wodochłonności - wiercenia w terenie
Q = f (H) gdzie: H - ciśnienie w jakim wtłaczana jest woda
Q - wodochłonność
W = Q / (H ˇ t ˇ l) gdzie: Q - ilość wtłoczonej wody w litrach w czasie t
H - ciśnienie pod jakim wtłacza się wodę w at
t - czas wtłaczania w min.
l - długość badanej strefy w metrach

odsączalność
- zdolność do oddawania przez nasyconą skałe wody wolnej pod wpływem sił grawitacji
- miara jest współczynnik odsączalności – stosunek obj. wody odsączonej ze skały do objętości tej skały
ľ = Vo / V [w ułamku albo w %]
- ilość odsączonej wody zależy od wielkości porów - im one większe tym odsączalność większa, w skałach drobnoziarnistych odsączalność jest b. mała; największą mają grube i Žównoziarniste żwiry

piasek mułkowaty ľ = 0,12
piasek drobnoziarnisty ľ = 0,17
piasek średnioziarnisty ľ =0,19
piasek gruboziarnisty ľ = 0,22
żwir ľ = 0,26
rumosz skalny ľ = 0,26
skały masywne skrasowiałe lub szczelinowate ľ = 0,01
- wyznaczanie współczynnika odsączalności:
- wzory empiryczne na podstawie wyników analiz granulometrycznych, bo odsączalność zależy od uziarnienia
ľ = f (d10 / pirwiastekU2) gdzie: U2 = d60/d5
gdy 0,04 < d10 / pierwiastekU2 < 0,35 to ľ = 0,027 + 0,342 N0,174 gdzie: N= d10 / pierwiastekU2

ľ = 0,117 7pierwiastek 7stk

k [m/dobe]
- badanie metodą Kinga zw. wysokich kolumn, do luźnych skał klastycznych; stosuje się szklane, metalowe lub plastykowe cylindry wys. 60-100cm i śr. 10-12cm
cylindry napełnia się skałą, którą zagęszcza się przez lekkie ubijanie
od dołu doprowadza się wodę, która wypiera powietrze i napełnia pory
po całkowity nasyceniu mierzymy wodę ściekającą grawitacyjnie i obliczamy odsączalność według pierwszego wzoru
- metoda odwirowania - dla skał zwięzłych, polega nie na grawitacyjnym ściekaniu, a skała jest umieszczona w wirówce; i obliczamy według pierwszego wzoru
- metoda Clarka - oparta na próbnym pompowaniu wody z otworu wiertniczego w warstwie wodonośnej, w czasie pompowania powstaje lej depresyjny, który jest objętością skały opróżnionej z wody wolnej, wadą jest to, że dopływają wody z poza leja
ľ = Vp / VR gdzie: Vp - obj. wody wypompowanej w czasie tworzenia się depresji
VR - obj. leja depresyjnego

porowatość efektywna
- wiąże się z odsączalnością i jest to ta część objętości porów, przez którą odbywa się ruch wody wolnej
- współczynnik porowatości efektywnej - stosunek obj. porów czynnej w czasie przepływu wody do objętości skały
ne = Ve / V
- porowatość efektywna niekiedy utożsamiana jest z odsączalnością, różnica polega na tym, że w czasie przepływu woda wypełnia pory całkowicie, a w czsie odsączalności tylko na początku, bo potem odsączona
- porowatość zależy też od spadku hydraulicznego
ne = (k J)/ W gdzie: k - współczynnik filtracji w m/s
J - spadek hydrauliczny
W - rzeczywista prędkość ruchu wody w m/s
- rodzaje porowatości efekt.:
- p. e. dynamiczna przy max. spadkach hydraulicznych
- p. e. dynamiczna przy naturalnych spadkach
- p. e. odciekowa = odsączalność
- polowa metoda wyznaczania porowatości efekt. opracowana przez Płotnikowa:
konieczne dwa otwory badawcze usytuowane w kierunku przepływu wody (jeden piezometr, drugi do pompowania), zaczynamy pompować wodę a do piezometru wprowadzamy znacznik i mierzymy czas kiedy pojawi się on w otworze pompowanym (rys. 57 i 58, książka s.95-96)

ne= [Q t] / [pi (x2 - r2) m]
gdzie: Q - wydatek w czsie pompowania w m3/s
t - czas od momentu wprowadzenia wskaźnika do pojawienia się jego w otworze badawczym w s
x - odległość między otworami w m
r - promień otwory pompowanego w m
m - miąższość warstwy wodonośnej
dla wód o zwierciadle swobodnym wzór ma taką postać:

ne= [Q t] / [pi (h+hx) (x2 - r2)]
gdzie: h - wys. zwierciadła wody ponad warstwą nieprzepuszczalną w czasie pompowania w m
w otworze pompowanym
hx - jak wyżej, ale w piezometrze

- metoda labolatoryjna opracowana przez Kleczkowskiego i Mularza; polega na wysuszeniu próbki skał w temp 105-110oC, a następnie nasyceniu jej naftą, próbka nasycona jest ważona kolejno w nafcie i w powietrzu i wylicza się ze wzoru

ne = [(mp - ms) / (mp - mn)] 100% gdzie: mp - masa próbki nasyconej w powietrzu
mn - masa próbki nasyconej w nafcie
ms - masa próbki suchej

zbiorowiska wód podziemnych
- są to wody wolne znajdujące się w strefie saturacji w utworze skalnym
- skały wodonośne i warstwy wodonośne
- warstwa wodonośna ograniczona jest od spodu stropem warstwy nieprzepuszczalnej, która uniemożliwia wsiąkanie w dół - jest to podstawa warstwy wodonośnej; górną granicą może być zwierciadło wody lub spąg wyżej leżącej warstwy nieprzepuszczalnej
- odległość między tymi granicami to miąższość warstwy wodonośnej
- wody podziemne mogą mieć charakter rzek podziemnych w utworach skrasowiałych

Zasoby wod podziemnych - ilosc wody wolnej zawartej w okreslonym zbiorowisku wód podziemnych lub tez przeplywajacej przez wybrany przekrój tego osrodka, wyrazane w jednostkach objetosciowych.

Zasoby statyczne - wiekowe, calkowita objetosc wody wolnej zawartej w porach, prózniach danego hydrogeologicznego poziomu wodonosnego Q=Fhu

Zasoby dynamiczne - ta ilosc wody która w jednostce czasu przeplywa przez poprzeczny przekrój danego hydrogeologicznego poziomu wodonosnego

Zasoby eksploatacyjne - naturalne zasoby dynamiczne/statyczne których pobór nie narusza w sposób szkodliwy warunków srodowiska otaczajacego

FIZYCZNE I ORGANOLEPTYCZNE WŁASNOŚCI WÓD PODZIEMNYCH

Fizyczne:: temp., przezroczystość, mętność, barwa, przewodnictwo elekr., radoczynność

temperatura
- temperatura wód podziemnych waha się 0-100oC; powyżej wody przegrzane i poniżej przechłodzone
- zależy od:
- szerokości geograficznej miejsca na powierzchni ziemi
- wysokości nad poziom morza
- głębokości pod powierzchnią ziemi
- prędkości ruchu wody płynącej
- geol.-fiz. Właściwości środowiska geologicznego
- wody występujące płytko pod powierzchnią terenu zmieniają swoją temp. pod wpływem wahań temp. powietrza, niżej temp. kształtowana przez czynniki geologiczne
- wahania temp. powietrza dobowe sięgają głębokości 0,8-1m
sezonowe 5-8m
roczne 15-40m
- poniżej strefy stałych temp. (średnia temp. roczna + A zależne od wys. n.p.m.) temp. skał a co za tym idzie i wody rośnie według wartości stopnia geotermicznego;
w PL ten stopień wynosi 33m (Sudety 20m, a NE 100m)
- znając stopień geotermalny można obliczyć temp. wody na danej głębokości lub obliczyć z jakiej głębokości może pochodzić woda o danej temp.:

T = tśr. + A + (H - h)/g
H = g[T -(tśr + A)] +h
gdzie: T - temp. wody na głębokości H w oC
tśr - średnia roczna temp. powietrza w danej miejscowości w oC
A - dodajnik zależny od wys. n.p.m. w oC
H - głębokość występowania wody w m
h - głębokość stref stałych temperatur w m
g - stopień geotermiczny w m
- podział hydrogeologiczny wód ze względu na temp.:
- chłodne T<tśr
- zwykłe T= tśr
- ciepłe T> tśr
- podział fizjologiczny albo balneologiczny:
- wody chłodne T<20stC
- wody termalne T>20stC, a te dzielą się na: hipotermalne 20-35stC,
homeotermalne 35-40stC
hipertermalne >40stC
- do produkcji ciepła wykorzystywane są wody o temp. min. 80oC i niskiej mineralizacji;
w PL jest to temp. zazwyczaj niższa, ale wody te są używane na Podhalu do ogrzewania i na niżu do hodowli i ocieplania szklarni
- pomiary temp. wód podziemnych wykonuje się termometrem czerpakowym lub cyfrowym miernikiem; termometr w oprawie i z ciężarkiem ołowianym, opuszcza się go na kablu do wody
- zdjęcie termiczne - jednoczesne pomiary temp. płytkich wód na jakimś terenie w gęstej sieci sond, z tego opracowuje się mapę termiczną z izoliniami

przezroczystość i mętność
- przezroczystość wody to zdolność do przepuszczania promieni słonecznych przez nią
- mętność - zdolność do absorbowania promieni słonecznych
- obie te własności zależą od bardzo drobnych zawiesin pyłowych lub koloidalnych pochodzenia mineralnego lub organicznego znajdujących się w wodzie
- wody podziemne są z reguły przezroczyste dzięki filtracji w skałach porowatych
- mętne też się zdarzają np. na kontakcie z bagnami i mokradłami, z których przenikają koloidy,
wody z formacji brunatnowęglowych zawierają zawiesiny pyłu węglowego
- mętność zanika w wyniku sedymentacji
- czasem mętność pojawia się pojawia się po wydobyciu wody podziemnej i po zetknięciu z powietrzem wskutek utleniania dwuwęglanu żelaza w niej zawartego:
4Fe (HCO3)2 + O2 + 2H2O > 4Fe (OH)3 + 8CO2
- określenia przezroczystości polega na określeniu wysokości słupa wody, przez który wzorcowy druk daje się przeczytac
- mętność wyznacza się poprzez porównanie badanej wody z wzorcami, którymi są szklane cylindry z wodą, w której znajdują się drobne zawiesiny ziemi okrzemkowej lub kaolinu

barwa
- wody podziemne są przeważnie bezbarwne
- niekiedy może występowac barwa wywołana występowaniem w wodzie:
* związków humulusowych nadających zabarwienie żółte lub brunatnawe
* kwaśnych związków żelaza barwiących na zielonkawoniebiesko
* siarkowodoru dającego barwę lekko szmaragdową
* wolnej siarki barwiącej na niebieskawo
* czasem brunatnawe zabarwienie przez pył węglowy
- barwa rzeczywista- spowodowana rozpuszczonymi w wodzie substancjami
barwa pozorna - wywołana mechanicznymi zawiesinami
- barwa charakterystyczna jest dla wód stagnujących (bezodpływowych)
- oznacza się w stopniach skali platynowo-kobaltowej przez porównanie próbki wody z wzorcami
np. I stopień zawiera 1g platyny i 2,02 chlorku kobaltowego

przewodnictwo i oporność elektryczna
- woda chemicznie czysta jest złym przewodnikiem prądu elekrycznego
- jej opór właściwy w temp. 18oC wynosi 108 [om] cm, a przewodnictwo jest odwrotnością oporu i wynosi 10-8 [om]-1 cm-1
- jednak w miare wzrostu rozpuszczonych substancji w wodzie (które rozpadają się na jony z ładunkami elekrycznymi) przewodnictwo rośnie i tak np. w solankach 6% przewodnictwo wynosi 8 om 10-2 om-1 cm-1
- poprzez zależność przewodnictwa od ilości rozpuszczonych w wodzie substacji można określić ogólną mineralizację wody (tj. suchą pozostałość po wyparowaniu):
M = (? k c) / A gdzie: M - mineralizacja
? - przewodnictwo elektr. w simensach
k - stała aparatu pomiarowego
c - stała liczbowa zależna od stężenia rozpuszczonych substancji (720 000-1000 000)
A - poprawka temperaturowa
- jak z powyższego wzoru wynika przewodnictwo zależy też od temp.
- konduktometr - urządzenie do mierzenia przewodnictwa elekr.

Radoczynność
- jest to zawartość w wodzie pierwiastków promieniotwórczych tj. takich, które wysyłają promienie ? (wyrzucenie jądra helu), ß (neutro zamienia się w proton i wyrzucenie elekronu)i ? (promieniowanie elekromagnetyczne Roendgena)
- źródłem naturalnej radoczynności wod podziemnych są pierwiastki promieniotwórcze szeregu uranowo-radowego, torowego lub aktynowego, a w szczególności gazy: radon, toron i aktynon
- radoczynność stała - rzadka i o nieznacznym nasileniu, pochodzi od izotopów toru, radu i uranu, a także słabiej aktywnego potasu, które rozpuszczone lub zawieszone w wodzie mają długie okresy połowicznego rozpadu (powyżej 1.5 tys. lat)
- radoczynność czasowa - pochodzi od radonu, toru lub aktynonu i są to substacje wychwytywane przez wode w czsie jej przejścia przez szczeliny skał zawierajacych minerały promieniotwórcze; czasowość wynika z tego, że okresy rozpadu połowicznego tych pierwiastków są krótkie (4s-4dni) toteż radoczynność szybko wygasa
- jednostką natężenia radoczynności jest 1 kiur (1 Ci) = szykość rozpadu radioaktywnego 3,7 x 1010 atomów na sekundę
w odniesieniu do wody 1 Ci/cm3= 1000 Ci/l i to nazywamy radoczynnością właściwą
w wodach podziemnych stężenie substacji radioaktywnych jest małe toteż używamy mniejszej jednostki nanokiura 1 nCi = 10-9 Ci/l
- klasyfikacja radoczynności (czasowej):
- słaba <2 nCi/l
- średnia 2-10 nCi/l
- silna 10-100 nCi/l
- bardzo silna >100 nCi/l
- w Pl wody tadoczynne głównie w Sudetach i tak np. w Świeradowie Zdrój źródło Marii Skłodowskiej-Curie 55 nCi/l (radoczynność czasowa)
- wody radoczynne pojawiają się wtedy, gdy następuje przepływ przez skały kwaśne magmowe, najuboższe zaś są zasadowe
- najwyższa radoczynność występuje w wodach Gór Kruszcowych w Czechach i wynosi
3182 nCi/l
- radoczynność stała może być spowodowana zanieczyszczeniami antropogenicznymi
- niewielka radoczynność wykorzystywana jest do celów leczniczych

Organoleptyczne: smak, zapach

smak
- sole i gazy rozpuszczone w wodzie oraz zawiesiny w niej zawarte nadają różny smak
- odczucia smakowe zależą od: wrażliwości narządów zmysłu smaku, temp. wody i ilości rozpuszczonych w niej substacji
- najczęściej smak nadają:
- HCl - słonawy smak przy stężeniu 165 mg/l
- MgSO4 - gorzki smak powyżej 250 mg/l
- węglan sodu nadaje smak alkaliczny
- inne odczucia smaku nazywamy posmakiem
- smak wody można określić według stopnia, czyli intensywności wrażenia i jakości odczucia
- stopień odczucia - ilość rozpuszczonych substancji
0 - brak odczucia smaku
1 - b. słaby smak
2 - słaby
3 - wyraźny
4 - silny
5 - b. silny
- wrażenie odczucia - przyjemne lub nieprzyjemne
- badanie smaku przeprowadza się próbując wodę, bez połykania w temp. 20oC lub 60oC

zapach
- wody podziemne przeważnie są bez zapachu; jedynie płytsze pozostające w kontakcie z bagnami, torfowiskami, wody zakażone ściekami i niektóre wody mineralne mają zapach
- odczucia węchowe zależą także od: wrażliwości narządów powonienia, temp., ilości i jakości substacji w wodzie
- przy określaniu zapachu bierze się pod uwagę stopień odczucia:
0 - brak zapachu
1 - zapach b. słaby
2 - słaby
3 - wyraźny
4 - silny
5 - b. silny
- oraz jakość odczucia:
- zapach roślinny R wywołany związkami organicznymi, które nie znajdują się w stanie rozkładu ( zapach ziemisty, torfowy błotny, mszysty, kory drzewnej itp.)
- zapachy gnilne G wywołane związkami organicznymi znajdującymi się w stanie rozkładu (zapach stęchły, zbutwiały, zgniły)
- zapach specyficzny S wywołane obecnością zanieczyszczeń pochodzenia antropogenicznego (np. benzyna)
zapach określa się bezpośrednio w terenie, na zimno Z lub na gorąco G i podaje się Chemizm wód podziemnych Wody krasowe w środowisku geologicznym wzbogacają się w minerały, ilość minerałów zależy od: litologii środowiska, klimatu, temperatury, głębokości, P, czasu kontaktu wody z materiałem skalnym, stosunków woda podziemna a woda powierzchniowa, czynniki antropogeniczne.

Składniki:

aniony (HCO3-, SO42-, Cl-)

kationy (Ca+, Mg+, K+, Na+)

HCO3- - powszechne w wodach podziemnych, strefy umiarkowane, ługowanie skał węglanowych, proces redukcji siarczanów przy udziale materii organicznej, większość wód podziemnych to wody z HCO3-

SO42- - ługowanie skał zaw. siarkę (gips, anhydryt, polihalit), utlenianie siarczków (piryt, galena) kwaśne deszcze, czynniki antropogeniczne

Cl- - aerosole porywane z nad pow. wód (okresy sztormowe), rozpuszczanie skał zaw. chlorki (halit, sodalit), gorące źródła wulkaniczne, czynniki antropogeniczne, dobry wskaźnik zanieczyszczeń

Na+ - kaolinizacja albitu : 2AlNaSi3O8 + 3H2O + 2CO3 = H2AlSi2O8 + H2O + 4SiO4 + 2NaHCl, ługowanie halitu, areosole z nad morza, procesy wymiany jonowej: 2Na+ + Ca2+ (absorpcja) = Ca2+ + 2 Na+ (absorpcja)

K+ - rozpuszczanie soli potasowych (sylwin, polihalit), w większości pochłaniane przez rośliny, nawozy

Ca+ - ługowanie skał węglanowych (kalcyt, aragonit, dolomit, gips, anhydryt) twardość wody

Mg+ - wietrzenie minerałów krystalicznych (oliwin, Px, amfibol), rozpuszczanie skał osadowych (dolomit) bardziej niż Ca pochłaniany przez roślinność.

Podrzedne składniki wód podziemnych N, Fe, sub. organiczne. Ze względu na ich stężenie w wodzie klasyfikuje się je do pierwiastków i substancji podrzędnych. Jednak ich rola jest istotna, wpływa na jakość i wykorzystywalność wód podziemnych.

Na - znaczne ilości w atmosferze, chemicznie bierny, łączy się z O w specyficznych warunkach, niektóre bakterie mają zdolność wiązania N, związki N są aktywne chemicznie , NO2- , NO3- , CN-, NH4+ - powstaje w warunkach rozkładu substancji organicznej w warunkach beztlenowych: NH3 + H2O5 = NH4+ + OH-, jest sorbowany z minerałów ilastych, jego migracja jest ograniczona. Pojawia się w wodach w wyniku zanieczyszczeń (ścieki, gnojówki, wysypiska) w warunkach areobowych może ulegać utlenieniu. Nitryfikacja - utlenienie NH4+ do formy NO2- , NO3- w warunkach tlenowych, w warunkach naturalnych występują w śladowych ilościach, mogą pochodzić z opadów burzowych z wyładowaniami atmosferycznymi. W klimacie suchym gdzie występuje ewaporacjia mogą występować większe stężenia.

NaNO3 - saletra chilijska. W klimacie wilgotnym w warunkach naturalnych stężenie azotanów jest niewielkie, pojawiają się natomiast zanieczyszczania. Azotany nie podlegają sorpcji, uciążliwe zanieczyszczenia. Podlegają procesom redukcji (denitryfikacja) w środowiskach wzbogaconych w substancje organiczne. Azotany są charakterystyczne dla płytkich wód podziemnych. Wody pitne nie więcej niż 50 mg/l

Fe (2+ i 3+) - powszechne w wodach podziemnych, pierwotnym źródłem są skały magmowe (Px, amfibol, oliwin) skały osadowe (getyt, hematyt) w wyniku wietrzenia niektórych pierwotnych skał mangowych uwalnia się Fe2+, który w strefie hipergenicznej ulega utlenieniu do 3+. Istotna jest forma występowania (2+ wykazuje rozpuszczalność a 3+ nie rozpuszcza się w pH >4) rozpuszczalność zależy od obecności w środowisku naturalnym substancji zakwaszających. W procesach utleniania Fe2+ powstają kwasy i siarczany: 2FeS2 + 7O2 +2H2O = 2 FeSO4 + 2H2SO4 - reakcja biotermiczna katalizowana przez bakterie. Dopuszczalne 0,2 mg/l jeśli jest więcej należy usunąć przez napowietrzanie i filtrowanie przez złoża piaskowe. Przeważnie występuje 0,3 mg/l Fe w H2O

Substancje organiczne - zbudowane z niektórych pierwiastków (O, C, H, Ca, K, Si, Na, Fe, N), wpływają na potencjał oksydacyjno-redukcyjny wody. Mogą występować jako związki rozpuszczone, zawieszone (koloidalne). W płytkich wodach występują w postaci związków humusowych (z procesów glebowych). Duże ilości tych substancji pochodzą z przemysłu, pochodzenia naturalnego szybko ulegają mineralizacji (w warunkach tlenowych bardzo szybko). W strefie występowania sub. organicznych obserwujemy obniżenie pH i eH. BZT5 - biologiczne zapotrzebowanie na tlen. ChZTMn - chemiczne zapotrzebowanie na tlen (czynnikiem utleniającym jest np. Mn mgO2/l

Mikroskładniki Nie przekraczają 1 mg/l, są to substancje powstałe z rozpuszczenia pierwiastków rzadkich. Toksyczność: b.wysoka (kadm, CU, Pb, Cr, Ag, Au) wysoka (Bi,U, Mn, Ti, Se) średnia (F, W, mikki, J,Br, Zn) niska (cyrkon, niob) pochodzą z nauralnego środowiska z zanieczyszczeń Mn - najczęściej występuje towarzyszac Fe, w wodzie nie więcej niż 0,05 mg/l w wyższych stężeniach musi być usunięty

Chemizm każda woda podziemna ze względu na to, że jet dobrym rozpuszczalnikiem zawiera jednocześnie gazy, jony, drobiny, niekiedy koloidy i związki chemiczne na 88 występujących w przyrodzie pierwiastków chemicznych w wodzie podziemnej możemy znaleźć do 50 ze względu na ilości występowania dzielimy je na:

- główne (makroelementy), powyżej 10mg/l: H, C, N, O, Na, Mg, S, Cl, K, Ca, Mn, Br, Fe, I 14

- rzadkie (mikroelementy), poniżej 10mg/l: Li, Bo, F, Al, Si, P, Cu, Zn, Tn, Wn, As, Cr, Co, Ni, Ag, Sr, Ba, Pb 18

- śladowe, poniżej 0,01mg/l: Rb, Au, Rg 3

- promieniotwórcze: radon, toron, aktynon, rad i tor

decydujące znaczenie w ich wystepowaniu ma: litologia warstwy wodonośnej, klimat, głębokość występowania wody, temp., ciśnienie, wielkość powierzchni styku wody ze skałą, czas kontaktu, długość drogi, związek wody podziemnej z wodami powierzchniowymi, geneza wody i wpływ czynników antropogenicznych.

Podział składników wód podziemnych:

- składniki główne nadające wodzie mineralizację: k: Na+, K+, Ca2+, Mg2+; a: HCO3- SO22-, Cl-

- składniki podrzędne: związki azotu (NH4+, NO3-, NO2-), Fe, Al.

- związki organiczne

stopień i jakość odczucia np. Z1R albo G2S (H2S)

GAZY WYSTĘPUJĄCE W WODZIE

dwutlenek węgla
- spośród wszystkich gazów występuje w wodach podziemnych najczęściej, gdyż jest dobrze rozpuszczalny w wodzie i bardzo popularny w przyrodzie
- rozpuszczalność gazów w cieczach zależy od ciśnienia gazu i temp. wody
- jest to gaz bezbarwny, o słabym zapachu
- zwiększa rozpuszczalność minerałów
np. kalcytu CaCO3 + H2O + CO2 - Ca (HCO3)2 - Ca2+ + 2HCO3-
- postaci dwutlenku węgla występujące w wodach podziemnych:
- CO2 związany - w węglanach lub dwuwęglanach
- CO2 swobodny (wolny): bierny - zrównoważony wodorowęglanami i agresywny - niezrównoważony, w większej ilości
- agresywny CO2 powoduje agresywność wody do betonu i stali a co za tym idzie korozję
- pochodzenie CO2 w wodach podziemnych:
- w wyniku infilracji opadów atmosferycznych; a w atmosferze w wyniku reakcji biologicznych, zanieczyszczeń antropogenicznych, rozkładu substacji organicznych i ich utleniania, w wyniku procesów wulkanicznych
- wody na dużych głębokościach zawierają dużo CO2 pochodzącego z procesów wulkanicznych, a tym samym maja duża zdolność do jego rozpuszczania, dlatego mamy wody juwenilne przesycone nim zwane szczawami

tlen
- występuje jedynie w płytkich wodach podziemnych, gdyż jego źródłem jest powietrze atmosfe-ryczne i jego rozpuszczalność jest mała
- doprowadzany do wód podziemnych przez infiltrację opadów
- im niższa temp. tym jego rozpuszczalność w wodzie lepsza (dlatego ryby w zimnych wodach)
- tlen występuje do pewnej głębokości w strefie saturacji zwanej granicą tlenową
- tlen utleniając oczyszcza wodę ze związków pochodzących z rozkładającej się materii organicznej, z drugiej strony duża ilość tlenu powoduje rdzewienie stalowych i żeliwnych przewodów

metan
- lekki, bezbarwny, bezwonny, palny i tworzący w powietrzu mieszaninę wybuchową
- w wodzie rozpuszcza się słabo
- pochodzić może w wodach płytkich z rozkładu substancji organicznych, w wodach kopalnianych powtał na skutek reakcji biochemicznych związanych z powstawaniem złóż węgla, też w wodach podziemnych towarzyszącym złożom ropy naftowej
- etan, propan, butan sa również wskaźnikiem występowania złóż

siakowodór
- zarówno w wodach podziemnych płytki jak i głębokich
- ma charakterystyczny nieprzyjemny zapach
- w wodzie rozpuszcza się w znacznych ilościach
- pochodzi:
- z rozkładu substancji organicznych
- redukcji siarczanów (desulwatyzacja) SO42- + 2C + H2O > H2S + 2HCO3
- rozkład siarczków metali np. pirytu
- w wodach podziemnych w rejonach młodego wulkanizmu
- silnie trujący, max w wodach do picia 0,05mg/l
- agresywny dla betonu i metali powodując korozję

Zarys zainteresowań hydrogeologii:

- geneza wód podziemnych: infiltracyjne, kondensacyjne, magmowe, metamorficzne, reliktowe
- właściwości fizyczne: temp., barwa, smak, zapach, przezroczystość, mętność, radoczynność, przewodnictwo elekryczne
- skład chemiczny: rozpuszczone w wodzie gazy, rozpuszczone sole mineralne, zawiesiny koloidalne pochodzenia mineralnego
własności fizyczne, a głównie chemiczne decydują o jakości wody, a co za tym idzie do jej przydatności gospodarczej; skład chemiczny może mieć negatywny wpływ na fundamenty budowlane
- własności hydrogeologiczne skał: wodonośność zależąca od porowatości, szczelinowatości i krasowatości
- sposób występowania wód podziemnych w środowisku geologicznym w nawiązaniu do tektoniki i facji geol. (w synklinach antysynklinach, warstwy poziome lub nie)
- hydrodynamika - zagadnienie ruchu wód podziemnych w środowisku geol.
- źródła - skoncentrowane, naturalne wypływy wód podziemnych; krenologia - dział hydrogeol. zajmujacy się źródłami
- wody mineralne (występowanie rozpuszczonych składników mineralnych w stężeniu powyżej 1000 mg\l), stosowane w lecznictwie
- systematyka hydrogeologiczna (klasyfikacja)
- ustalanie zasobów wód podziemnych (dynamiczne i statyczne, dyspozycyjne i eksploatacyjne)
- bilans wód podziemnych (określanie składników zasilania wód podziemnych i rozpływu po danym terenie)
- reżim wód podziemnych - wzajemne oddziaływanie na siebie w określonych warunkach środowiska geologicznego i wód w nim występujących w odniesieniu do środowiska naturalnego i zmian wprowadzanych przez człowieka
- hydrogeologia regionalna
- hydrogeologia kopalniana - analiza warunków występowania w nawiązaniu do zasobów mineralnych
- hydrogeologia rolnicza (agrohydrogeologia) - nawodnienie, melioracje itp.
- kartografia hydrogeologiczna
- sporządzanie dokumentacji i projektów hydrogeologicznych

Znaczenie wód podziemnych:

Gospodarcze:
- stanowi źródło wody pitnej
- w rolnictwie do nawadniania upraw
- paneologia - leczenie wodami podziemnymi
- w przemyśle do rozpuczszania, chłodzenia, oczyszczania, gotowania itd.
- wody geotermalne stanowia źródło energii
- gospodarka komunalna
- zasoby wód podziemnych PL 12,5-13,7 tys. km3\rok z czego wykorzystane jest 4,72
- z 750 miast w Pl 96%zaopatruje się z wód podziemnych

ekologiczne:
- zasilają rzeki 60% i spływ powierzchniowy 40%
- zapobiegają suszy i całkowitemu zanieczyszczeniu wód
- ważna rola w biosferze

geologiczne:
- procesy magmowe - przy procesach pneumatolitycznych prężna para wodna przenika daleko wgłąb otoczenia skalnego i ochładzając się wydziela cenne składniki (wolfram, cyna, molibden, lit itd.); w procesach hydrotermalnych para wodna się skrapla, roztwory wędrują ku powierzchni ziemi i w miarę spadku temperatury wydzielają poszczególne zespoły minerałów kruszcowych (srebro, złoto, ołów, cynk, miedź, kobalt itd.)
- procesy wietrzenia - mechaniczne rozpadanie się skał na skutek zamarznięcia wody zawartej w szczelinach i porach; chemiczny rozpad niektórych minerałów - hydroliza; hydratacja - uwod-nienie (np. limonit, gips), kaolinizacja - powstawanie minerałów ilastych ze skaleni

17


Wyszukiwarka