Schematy hydrogeologiczne przedstawiające zasilanie wód gruntowych i wód wgłębnych

14) Typy koryt rzecznych.

Rzeki prostolinijne

Koryto tej rzeki pozbawione jest zakrętów. Przy jego brzegach istnieją jedynie niewielkie łachy aluwialne, położone na przemian to przy jednym to przy drugim brzegu. Ich występowanie związane jest przeważnie z obecnością w podłożu skał odpornych na erozję, tworzących struktury linijne. W rzekach o takim charakterze dominuje erozja wgłębna.

Rzeki meandrujące

Charakteryzują się niewielkim spadkiem i stosunkowo wyrównanym reżimem hydrogeologicznym (wyrównane przepływy w rzece). Przyczyną wyrównania przepływów w rzece meandrującej są duże zdolności retencyjne zlewni. Są one związane z małym spływem powierzchniowym, a znaczną infiltracją wód padowych. Rzeki zasilane są głownie dopływem wód z podziemnych struktur wodonośnych (odpływem podziemnym). Rzeka meandrująca płynie jednym, wąskim, głębokim korytem, które ma kręty przebieg. Meandrem jest odcinek rzeki złożony z dwóch zakoli, które połączone są odcinkiem prostym. Bieg rzeki nie jest prostolinijny, główny nurt trafia we wklęsłe strony krzywizn koryta, a odsuwa się od wypukłych. Brzeg wklęsły jest podcinany, a brzeg wypukły nadbudowywany. Tu tworzą się odsypy brzegowe. W sąsiedztwie podcinanego brzegu koryto ma największą głębokość (przegłębienie - ploso). Na łuku koryto w przekroju poprzecznym jest niesymetryczne. W miejscu, gdzie jeden łuk przechodzi w drugi przekrój jest symetryczny. W tej strefie koryta gromadzi się więcej osadu o grubszym uziarnieniu. Głębokość koryta jest tu mniejsza (przemiały- bystrza). Sąsiadujące ze sobą zakola na skutek postępującej erozji bocznej zbliżają się do siebie, z czasem może nastąpić przerwanie wąskiego pasa lądu dzielącego meandry. Odcięte meandry nazywane są starorzeczami. W miarę upływu czasu starorzecza zarastają i wypełniają osadami organicznymi, torfami i namułami. Wijące się koryto rzeki meandrującej przemieszcza się od jednego brzegu doliny do drugiego, pozostawiając na przemian po obydwu stronach koryta odsypy. Z czasem tworzą się tarasy zalewowe, które pokrywają osady facji wezbraniowej - mady. Rzeki te określa się, jako formy degradujące, obniżające dna doliny. Charakteryzują się one ujemnym bilansem aluwiów.

Aluwia rzeki meandrującej

Utwory facji starorzeczy reprezentowane są przez namuły( muły i iły z dużą ilością substancji organicznych) oraz torfy

Utwory facji powodziowej zbub. są z ziaren o mniejszej średnicy niż osady korytowe. Są to przeważnie warstwowane osady o granulometrycznym składzie glin, glin pylastych i pylasto-piaszczystych. W ich obrębie wyst duża ilość sub orga.

Rzeki roztopowe

Charakteryzują się niewyrównanym przepływem. W roku hydrologicznym dominują przepływy niższe od przepływu średniego rocznego. W czasie okresów wysokich stanów rzeka transportuje odpowiednią do zwiększonego natężenia przepływu ilość materiału aluwialnego. Wytwarza wtedy także szerokie koryto, tworzące łuki meandrowe o dużych promieniach krzywizn. Rzeki te określane są, jako agradujące- nadbudowujące dno doliny. W czasie wezbrań zwiększa się szerokość koryta oraz jego głębokość. W osadach korytowych rzek roztopowych rejestruje się wiele cyklów sedymentacyjnych. W czasie wezbrań prędkość płynących po powierzchni tarasu wód jest mniejsza w strefie przyskarpowej, a większa w strefie korytowej. Materiał grubszy sypany jest na powierzchni tarasowej w pobliżu koryta. Dalej, w kierunku brzegu doliny, gdzie grubszy materiał nie dociera, deponowane są ziarna drobniejsze. Pionowy przyrost drobnego materiału z dala od koryta jest wolniejszy. W efekcie morfologia powierzchni dna doliny różnicuje Dię. Wzdłuż koryta powstają piaszczyste wały nazywane „wargami” lub wałami brzegowymi. Zasadniczą przyczyną roztopowego typu rozwinięcia koryta jest mała zdolność retencyjna zlewni, spowodowana spadkiem terenu lub brakiem zwartej pokrywy roślinnej, ograniczającej spływ powierzchniowy i stabilizującej zwietrzelinę na zboczach. W przypadku braku zwartej szaty roślinnej więcej wód opadowych spływa po powierzchni terenu. Mniejsze są, zatem infiltracja tych wód w głąb profilu gruntowego i zasilanie podziemnych struktur wodonośnych. Obniża się regionalny poziom wód podziemnych, a odpływ podziemny zmniejsza się.

Rzeki anastomozujące

W procesie powstawania tych rzek eksponuje się zjawisko stabilizacji przebiegu poszczególnych koryt. Np. przy małych spadkach dna doliny może dochodzić do ustabilizowania roślinnością porastającą ich brzegi. Zmiany charakteru rzeki z agradującej na degradująca, spowodowane najczęściej zmianą warunków klimatycznych, są przyczyną powstawania w dolinach rzecznych tarasów erozyjno- akumulacyjnych włożonych. Rozwój doliny rzeki meandrującej poprzez dominację degradacji prowadzi do wycięcia w osadach budujących wysoczyznę cokołu erozyjnego. Ochłodzenie klimatu może spowodować zanik zwartej pokrywy roślinnej na obszarze dorzecza, zwiększając w ten sposób spływ powierzchniowy i zmianę typu rozwinięcia roztopowego. Przeciążona materiałem okruchowym rzeka, przemieszczając swoje koryto, wypełnia je osadem cokół erozyjny. Powrót zwartej szaty roślinnej na obszar dorzecza spowoduje kolejną zmianę charakteru rzeki. Meandrująca rzeka będzie się na nowo wcinać, tym razem w swoje własne osady, budując niższy poziom tarasu zalewowego.

Bezpośrednimi przyczynami określonego sposobu rozwinięcia koryta rzecznego, z którym wiążą się różne style sedymentacji osadów, są:

Charakterystyka przepływów i wahania stanów w rzece; ze stanami powodziowymi bezpośrednio wiąże się intensywny dopływ rumowiska,

Bilans mas aluwiów na danym odcinku rzeki (różnica między ilością rumowiska docierającego n Adany odcinek rzeki i ilością osadów wynoszonych)

Odporność brzegów na działanie erozji (litologia osadów rzecznych i ich podłoża).

Głównymi przyczynami określonego sposobu rozwinięcia koryta rzeki, warunkującymi szybkość i intensywność reakcji rzeki na impulsy opadowe czy roztopowe, są:

Spadki terenu na obszarze zlewni,

Stopień pokrycia obszaru dorzecza szatą roślinną, która łagodzi, a nawet hamuje gwałtowność spływu powierzchniowego wód i zmywanych razem z nimi osadów powierzchniowych,

Zróżnicowany sposób rozłożenia odpływu wód z obszaru zlewni w czasie, np. spowodowany występowaniem na obszarze zlewni dużej liczby jezior (retencja),

Rodzaj i ilość tworzącej się w dorzeczu zwietrzeliny podatnejna procesy zmywania.

4) Omów pojęcia : wysokość hydrauliczna, spadek wysokości hydraulicznej (rysunek, wzór).

Wysokość hydrauliczna: Energetyczny stan strumienia można wyrazić wysokością hydrauliczną zwaną też naporem hydrodynamicznym, który zgodnie z równaniem Bernoullego wyraża się wzorem:

, gdzie: z - wysokość położenia danego punktu nad poziomem morza,
- wysokość ciśnienia hydrostatycznego w danym punkcie, p- ciśnienie, γ- ciężar właściwy cieczy,
- tzw. wysokość prędkości (v- prędkość cieczy, g- przyspieszenie ziemskie), stanowiąca składnik ciśnienia wynikający z ruchu wody.

Przy przepływie wód podziemnych prędkość jest taka mała, że wysokość może być pominięta, a energia strumienia filtracyjnego wyraża się wysokością hydrauliczną H, zdefiniowaną, jako:

Wysokość hydrauliczna w określonym punkcie w polu filtracji wyraża sumę wysokości położenia tego punktu ponad poziom odniesienia i wysokości ciśnienia tym punkcie. Dla niezmineralizowanych wód podziemnych wysokość hydrauliczna jest równoznaczna z rzędną zwierciadła wody, jeśli poziomem odniesienia jest poziom morza.

Spadek hydrauliczny:

Nachylenie zwierciadła wody określa się spadkiem hydraulicznym(gradientem hydraulicznym), który wyraża wzór:
, gdzie ΔH- różnica wysokości hydraulicznej w warstwie wodonośnej między dwoma punktami położonymi na jednej linii prądu (na kierunku maksymalnego spadku), L-odległość między tymi punktami. Kształtowanie się spadku hydraulicznego zależy od: prędkości ruchu wody, przepuszczalności utworów skalnych, zróżnicowania morfologicznego, zasilania wody gruntowej.

5) Omów pojęcia: prędkość filtracji pozorna, rzeczywista prędkość przepływu.

Z prędkością filtracji mamy do czynienia, gdy wydatek strumienia wody podziemnej (Q -natężenie przepływu jest to ilość wody przepływającej przez przekrój strumienia w jednostce czasu) zostanie przyporządkowany jednostkowemu przekrojowi. Formułą definiującą prędkość filtracji będzie:

, gdzie, Q - natężenie przepływu [L³T^-1], F- powierzchnia przekroju strumienia [L²].

Tak zdefiniowana prędkość filtracji jest tylko miarą wydatku strumienia, a nie miarą prędkości przepływu wody w porach. Jest, zatem fikcyjną makroskopową prędkością przepływu wody w ośrodku nasyconym. Wyraża natężenie strumienia filtracji przypadające na jednostkowy przekrój poprzeczny (ortogonalny do linii prądu) ośrodka porowatego.

Prędkość rzeczywista przepływu U (efektywna) - jest to miara prędkości przemieszczania się wody podziemnej, odniesiona do przekroju przestrzeni porowej, liczbowo równa stosunkowi prędkości filtracji v do porowatości efektywnej n_e.
, gdzie v-prędkość filtracji [LT^-1], - porowatość efektywna [1].

16) Wymień czynniki warunkujące migrację zanieczyszczeń w środowisku gruntowo- wodnym. Zdefiniuj pojęcia: adwekcja, dyfuzja, dyspersja, sorpcja.

Adwekcja - jest jednym z ważniejszych czynników migracji, zachodzi w wyniku transportu zanieczyszczenia przez proste unoszenie z płynącą wodą podziemną.

Dyfuzja- zjawisko polegające na samoczynnym wyrównywaniu się składu w układach wieloskładnikowych bez żadnych makroskopowych ruchów materii. Natężenie strumienia dyfuzyjnego J_x analizowanej substancji będącej w spoczynku opisuje I prawo Ficka:
, gdzie C - stężenie substancji [ML^-3], D^M- współczynnik dyfuzji [L²T^-1], x - współrzędna [L], t- czas [T].

Sorpcja- to zespół zjawisk, procesów hydrogeologicznych odnoszących się do transferu masy zanieczyszczenia pomiędzy wodą podziemną a ośrodkiem porowatym.

Adsorpcja- zjawisko przejścia zanieczyszczenia (sorbatu) z wody do szkieletu gruntowego (sorbenta).

6) Omów pojęcia dotyczące przepływu wód podziemnych: ruch laminarny, burzliwy, ustalony, nieustalony.

Ruch laminarny, inaczej filtracja. Cząstki wody w leżących obok siebie elementarnych warstewkach poruszają się równolegle do siebie i do osi przewodu. Drogi ruchu poszczególnych cząsteczek nie przecinają się, płyną one z różną prędkością. Największą szybkość ruchu mają cząstki poruszające się w osi przewodu, najmniejsza cząstki położone przy jego ścianie. Filtracja pozostaje zgodna z prawem Darc'ego, w zależności liniowej od spadku hydraulicznego. W skałach okruchowych ruch ten charakteryzuje się niewielkimi prędkościami, które są rzędu tysięcznych i mniejszych części metra na sekundę.

Z ruchem burzliwym, turbulentnym, (czyli fluacją lub filtracją turbulentną) mamy do czynienia, gdy przy dużych prędkościach filtracji odstępstwa od liniowego prawa filtracji wywołane są wpływem siły inercji, a przy bardzo dużych pojawieniem się zjawiska turbulencji. W czasie fluacji cząstki wody obok ruchu postępowego odbywają też ruchy poprzeczne i ruchy wirowe. Ruch taki może się odbywać w skałach szczelinowych, krasowych i okruchowych o frakcji kamienistej. W przypadku skał bardzo słabo przepuszczalnych zapoczątkowanie filtracji możliwe jest dopiero po wystąpieniu pewnej granicznej wartości gradientu hydraulicznego I₀.

Filtracja ustalona to ruch, w którym parametry strumienia wody podziemnej, takie jak: ciśnienie, prędkość, napór, są funkcją położenia, nie zmieniają się w czasie.

Filtracja nieustalona to ruch, w którym parametry strumienia wody podziemnej ulegają zmianom w czasie. Taka filtracja jest w warunkach naturalnych bardzo częsta, choćby z uwagi na wahania stanów zwierciadła wody, a co za tym idzie i zmiany spadków.

7) Zdefiniuj pojęcia: zasoby eksploatacyjne, zasoby dyspozycyjne, zwykłe wody podziemne, użytkowy poziom wodonośny. W jakich przypadkach nie jest wymagane ustalenie zasobów eksploatacyjnych?

Zasoby eksploatacyjne - rozumie się przez to ilość wód podziemnych możliwą do pobrania z ujęcia w danych warunkach hydrogeologicznych i techniczno-ekonomicznych, z uwzględnieniem zapotrzebowania na wodę i przy zachowaniu wymogów ochrony środowiska.

W jakich przypadkach nie jest wymagane ustalenie zasobów eksploatacyjnych?

W celu odwadniania złoża kopalin i fundamentów, oraz przy projektowaniu i budowie ujęć wodnych, gdy wydatek nie przekracza 5m³ i głębokości 30m.

Zasoby dyspozycyjne- rozumie się przez to ilość wód podziemnych możliwą do pobrania z obszaru bilansowego w określonych warunkach środowiska i hydrogeologicznych, bez wskazania szczegółowej lokalizacji i warunków techniczno-ekonomicznych ujmowania wód.

Zwykłe wody podziemne-wody podziemne o zawartości substancji rozpuszczalnych poniżej 1g/dm³ i temperaturze 20^oC

Użytkowy poziom wodonośny- warstwa lub zespół warstw wodonośnych, wykazujących łączność hydrauliczną, o parametrach kwalifikujących ds. eksploatacji komunalnej, tj. miąższość utworów wodonośnych ponad 5m, wodoprzewodność ponad 50m³/d, wydajność potencjalna ponad 10m³/h. w Karpatach, a lokalnie także na innych obszarach parametry te są zmniejszone: miąższość ponad 2-3m, wodoprzewodność ponad 25m³/d, wydajność potencjalna ponad 5m³/h.

9) Omów prawo Darc'y.

Jest to liniowe prawo filtracji. Zostało podane w XIX wieku. Darc'y przeprowadził liczne doświadczenia nad przepływem wody przez środowisko porowate. Doświadczenia Darcy'ego wykazały, że objętość wody przepływającej w jednostce czasu przez cylinder wypełniony piaskiem jest wprost proporcjonalna do wysokości straty ciśnienia Δh i odwrotnie proporcjonalna do odległości l. Wprowadzając współczynnik proporcjonalności k, prawo Darcy'ego wyraża się wzorem: Q=k∙I∙F, gdzie k- współczynnik filtracji będący miarą wodoprzepuszczalności skały [LT^-1], I-spadek hydrauliczny (gradient hydrauliczny) [1], F- powierzchnia przekroju, w którym ciecz płynie [L²]. Korzystając z pojęcia prędkości filtracji v, prawo Darcy'ego można zapisać następująco: v=k∙I.

10) Podstawowe metody badań geologicznych.

1. Analiza materiałów archiwalnych

2. Analiza zdjęć lotniczych

3. Prace geologiczne

4. Badania polowe

5. Badania hydrogeologiczne

6. Badania geofizyczne

7. Badania laboratoryjne

8. Badania modelowe

Ad 1. Grupa danych przetworzonych

1. Dokumentacje geologiczne (dokumenty geotechniczne, opinie, ekspertyzy dotyczące przedmiotu badań).

2. Materiały kartograficzne:

• Mapy geologiczne

W zależności od stopnia dokładności wyróżnia się: przeglądowe (1: 300000), podstawowe poszczególnych rejonów (1: 200000, 1: 100000), szczegółowe (1: 50000, 1: 25000, 1: 10000), wielkoskalowe (1:5000, 1:1000).

W zależności od treści: geologiczne (uniwersalne) przedstawiające ogólne informacje o budowie geologicznej, specjalne: hydrogeologiczne, geologiczno-inżynierskie, surowcowe, tektoniczne.

• Mapy topograficzne w skali 1:10000, 1:25000, 1:5000.

3. Publikacje naukowe.

Grupa danych nieprzetworzonych (źródłowych):

Karty otworów wiertniczych

Analizy własności fizycznych i chemizmu wody

Dane hydrogeologiczno-meteorologiczne, np. wysokość opadów atmosferycznych, stany wód powierzchniowych i podziemnych.

Ad 2. Zdjęcia lotnicze

Interpretacje zdjęć lotniczych polega na rozpoznaniu i sklasyfikowaniu form terenu w oparciu o: kształt, wielkość, foton lub barwa, struktura i tekstura zdjęcia. Metoda ta pozwala na ustalenie związku między rzeźbą terenu, budową geologiczną i warunkami hydrograficznymi.

Ad 3. Prace geologiczne

Projektowanie i prowadzenie badań z wykorzystaniem robót geologicznych oraz sporządzenie dokumentów geologicznych.

Robota geologiczna - wykonywanie wierceń i wykopów w ramach prac geologicznych, likwidacja utworów wiertniczych, badania geofizyczne przy użyciu materiałów wybuchowych.

Zakres badań geologicznych - liczba punktów uzależniona jest od niejednorodności otworów geologicznych. Każde prace muszą być poprzedzone wizją terenu.

Wizji terenu dokonuje się po analizie materiałów archiwalnych i po analizie zdjęć lotniczych. Celem wizji terenu jest:

Weryfikacja i uaktualnianie danych archiwalnych; sprawdzenie poprawności wstępnej fotointerpretacji i jej aktualizacja; ustalenie morfologii terenu badań i zgodności z dostępnymi mapami geodezyjnymi; rejestracja odsłonięć naturalnych i sztucznych; wstępne określenie nasilenia, przebiegu i rozmiarów zjawisk geodynamicznych(osuwiska, krezy, erozje..); Analiza obecności wód powierzchniowych, ustalenie maksymalnego zasięgu wód powodziowych w dolinach; ustalenie ogólnych warunków hydrogeologicznych (wpływ wód powierzchniowych na wody podziemne, maksymalne stany wód podziemnych-na podstawie wykładu); ustalenie stopnia zagospodarowania obszaru i stanu istniejących budowli (wymiary sposób posadowienia, rodzaj konstrukcji, zawodnienie pomieszczeń, rodzaj i przyczyny uszkodzeń); sprawdzenie poprawności lokalizacji planowanych wyrobisk badawczych ze względu na dostępność terenu (przebieg energetyki i rurociągów).

Powierzchnia zabudowy m^2	Punkty dokumentacyjne
<600	3-5
600-1500	5-8
1500-5000	8-12
5000-20000	12-20
>20000	5-8 na każdy ha

Ad 4. Badania polowe

1. Pomiarowe

Lokalizowanie punktów dokumentacyjnych, na zdjęciach lotniczych, mapach geologicznych (wiercenia, piezometry, sondowania, wyrobiska, odsłonięcia).

2. Geologiczne.

Badania makroskopowe skał: ich rodzaju, stanu, wilgotności, barwy, zawartości CaCO₃, zawartości części organicznych.

11) Zdefiniuj i zilustruj pojęcia: obszar wpływu ujęcia, obszar spływu wód do ujęcia. Uzasadnij, dlaczego z punktu widzenia jakościowej ochrony wód, wyznaczenie OSW jest ważniejsze niż obszar ZWU.

Obszar wpływu ujęcia (zasięg wpływu ujęcia) - ZWU to obszar w otoczeniu ujęcia, w którym w wyniku pompowania następuje zmiana parametrów filtracyjnych strumienia (wysokości hydraulicznej, prędkości lub kierunku filtracji).

Obszar spływu wód do ujęcia - OSW to część obszaru ZWU, z którego woda spływa do ujęcia i w obrębie, którego linie prądu zbiegają się w ujęciu. OSW ograniczają neutralne linie prądu (linie prądu z zerowym natężeniem przepływu).

Z punktu widzenia ochrony, jakości wód podziemnych wyznaczenie obszaru OSW jest ważniejsze niż obszaru ZWU, ponieważ zanieczyszczenia przenikające do warstwy wodonośnej w jego obrębie prędzej czy później dopłyną do ujścia, i to tym szybciej, im większe jest zdeprecjonowanie. Uwarunkowane jest to tym, że zasięg i kształt OSW zależy od struktury i geometrii strumienia, a więc od lokalizacji stref drenażu, granic warstwy, działów wód podziemnych. Obszar ZWU w mniejszym stopniu zależy od geometrii strumienia, a bardziej od jego struktury, tj. stopnia i charakteru niejednorodności warstwy wodonośnej. Wielkość i kształt OSW i ZWU zależą od wielkości poboru wody w studni.

12) Co jest celem próbnego pompowania i na czym polega ta metoda badań?

Celem pompowania próbnego jest wyznaczenie współczynnika filtracji lub fluacji utworów wodonośnych, uzyskanie danych dotyczących depresji (obniżenie zwierciadła wody w wyniku eksploatacji), i jej promienia, zależności wydatku od depresji, zasobności, rozprzestrzenienia warstwy wodonośnej, więzi hydraulicznej między różnymi poziomami. Pompowanie próbne przeprowadza się zależnie od potrzeb w pojedynczych otworach badawczo-eksploatacyjnych lub w węzłach hydrogeologicznych.

W celu zapewnienia prawidłowego przeprowadzenia badania (pompowania) należy ustalić współrzędne otworów. Zaniwelowanie wszystkich otworów wykonuje się nawiązując do reperów sieci państwowej. Przed rozpoczęciem pompowania należy wykonać kilkakrotne pomiary położenia zwierciadła wody we wszystkich punktach pomiarowych w celu określenia stanu, do którego odnosić się będą wyniki otrzymane podczas pompowania. Przed pompowaniem właściwym przeprowadza się pompowanie wstępne (oczyszczające), którego zadaniem jest oczyszczenie otworu i filtru. Prowadzi się je tak długo dopóki w ciągu kilku godzin pompowana woda nie będzie klarowna. Pompowanie wstępne pozwala orientacyjnie określić zależność między ilością pompowanej wody a depresją. Jeżeli pompowanie wywołuje małą depresję to można przypuszczać, że zasoby wody w warstwie są duże i warunki jej dopływu do otworu dobre.

Wyniki próbnego pompowania opracowuje się w formie wykresów. Do podstawowych należą: wykres stanu zwierciadła wody w czasie pompowania i jego stabilizacji po zakończeniu; wykres zależności wydatku od depresji; wykres zależności wydatku jednostkowego od depresji. Na ich podstawie przeprowadza się obliczenia parametrów filtracyjnych i zasobności wodnej badanego poziomu wodonośnego.

13) Metody określania współczynnika filtracji.

Metody wzorów empirycznych, - aby określić współczynnik filtracji za pomocą wzorów empirycznych, należy wykonać analizę granulometryczną lub znać porowatość utworu. Określenie składu granulometrycznego skały okruchowej polega na mechanicznym rozdzielaniu jej na frakcje o określonych średnicach ziaren i ustaleniu procentowego udziału poszczególnych frakcji w badanej próbce. Wyniki przedstawia się na wykresie- krzywej uziarnienia skał. Wykres ten wykorzystuje się do ustalenia współczynnika niejednorodności uziarnienia U i miarodajnej średnicy ziarna d_e.

, gdzie d₆₀-średnica odpowiadająca zawartości 60%ziaren na krzywej uziarnienia, d₁₀- średnica miarodajna odpowiadająca zawartości 10% ziaren na krzywej.

Wartość tego współczynnika jest miarą stopnia zróżnicowania skał okruchowych pod względem wielkości ziaren. Na tej podstawie skały dzieli się na trzy grupy: skały równoziarniste, gdy U<5; skały nierównoziarniste, gdy 15>U>5; skały bardzo nierówno ziarniste, gdy U>15.

Wzór amerykański:

k = 0, 36d₂₀^2,3[cm/s], gdzie d₂₀-średnica zastępcza (mm) ziaren, których masa wraz z masą wszystkich cząstek mniejszych stanowi 20% masy gruntu, daje dobre wyniki w odniesieniu do piasków o pyłów: 0,01<d20<2,0 mm.

Wzór Hazena można stosować dla piasków o średnicy 0,1<de<3 mm, przy U<5.

K= C∙de2 (0, 7+0, 03t), gdzie: C - współczynnik liczbowy o wartościach uzależnionych od jednorodności uziarnienia, de- średnica miarodajna w mm, (0,7+0,03t)- poprawka na temperaturę wody (dla t= 10^oC wyrażenie to równa się jedności).

Metody laboratoryjne polegają na pomiarze ilości wody przesączającej się w jednostce czasu przez próbkę skały o określonej wysokości i przy określonej różnicy ciśnień. Zasada działania różnych stosowanych w tej metodzie przyrządów oparta jest na prototypie, którym posłużył się Darcy.

Znając ilość przepływającej wody na jednostkę czasu oraz powierzchnię poprzecznego przekroju cylindra F, można ze wzoru darcy'ego, po uwzględnieniu poprawki na temperaturę wody, obliczyć k dla temperatury 10^oC.

Q [cm³/min], F[cm²], t[^oC]

Badania terenowe - uznane za najdokładniejsze metody oceny współczynnika filtracji. Najbardziej miarodajną jest metoda próbnego pompowania. Próbne pompowanie wykonuje się w warunkach naturalnych w warstwach, w których struktura jest nienaruszona, gdzie panują naturalne ciśnienie piezometryczne i temperatura.

Celem pompowania próbnego jest wyznaczenie współczynnika filtracji lub fluacji utworów wodonośnych, uzyskanie danych dotyczących depresji (obniżenie zwierciadła wody w wyniku eksploatacji), i jej promienia, zależności wydatku od depresji, zasobności, rozprzestrzenienia warstwy wodonośnej, więzi hydraulicznej między różnymi poziomami. Pompowanie próbne przeprowadza się zależnie od potrzeb w pojedynczych otworach badawczo-eksploatacyjnych lub w węzłach hydrogeologicznych.

W celu zapewnienia prawidłowego przeprowadzenia badania (pompowania) należy ustalić współrzędne otworów. Zniwelowanie wszystkich otworów wykonuje się nawiązując do reperów sieci państwowej. Przed rozpoczęciem pompowania należy wykonać kilkakrotne pomiary położenia zwierciadła wody we wszystkich punktach pomiarowych w celu określenia stanu, do którego odnosić się będą wyniki otrzymane podczas pompowania. Przed pompowaniem właściwym przeprowadza się pompowanie wstępne (oczyszczające), którego zadaniem jest oczyszczenie otworu i filtru. Prowadzi się je tak długo dopóki w ciągu kilku godzin pompowana woda nie będzie klarowna. Pompowanie wstępne pozwala orientacyjnie określić zależność między ilością pompowanej wody a depresją. Jeżeli pompowanie wywołuje małą depresję to można przypuszczać, że zasoby wody w warstwie są duże i warunki jej dopływu do otworu dobre.

Wyniki próbnego pompowania opracowuje się w formie wykresów. Do podstawowych należą: wykres stanu zwierciadła wody w czasie pompowania i jego stabilizacji po zakończeniu; wykres zależności wydatku od depresji; wykres zależności wydatku jednostkowego od depresji. Na ich podstawie przeprowadza się obliczenia parametrów filtracyjnych i zasobności wodnej badanego poziomu wodonośnego.

15) Wyjaśnij pojęcia związane z eksploatacją wód podziemnych: wydatek studni, wydatek jednostkowy, depresja, lej depresji, zwierciadło dynamiczne, zwierciadło statyczne, studnia zupełna, studnia niezupełna.

Studnia niezupełna- to studnia ujmująca warstwę wodonośną nie na całej miąższości strefy nasycenia, dla której długości niecałą miąższość strefy nasycenia, wodonośnej.

Studnia zupełna- to studnia ujmująca warstwę wodonośną na całej jej miąższości lub całą miąższość strefy nasyconej, dla której długość części roboczej filtru równa jest miąższości warstwy wodonośnej.

Depresja- Depresja (obniżenie) powierzchni zwierciadła wody podziemnej wokół studni, ujęcia, kopalni itp. wywołana jej pompowaniem.

Lej depresji-. Lej depresji przedstawia się z pomocą linii jednakowej depresji. Przy pompowaniu studni w warstwie jednorodnej lej depresji wykazuje symetrię walcową (linie jednakowej depresji są okręgami) i charakteryzuje się go depresją w studni i promieniem leja depresji. W ruchu ustalonym promień leja depresji ma nieskończoną wartość lub odpowiada odległości do granic warstwy wodonośnej. W praktycznych obliczeniach dopływu do studzien wykorzystuje się liczne wzory doświadczalne i metody graficzne określania promienia leja depresji.

Wydatek studni- Objętość wody uzyskiwana w określonych warunkach hydrogeologicznych i technicznych oraz przy określonej depresji zwierciadła wody podczas pompowania lub samowypływu z otworu studziennego w jednostce czasu.

Wymiar: Q = [L3 T - 1]. Jednostka: m3 x h-1 TB i DM

Wydatek jednostkowy studni- Wydatek studni przeliczony na 1 m depresji. Określa się go ze wzoru:
, gdzie: Q - wydajność studni, s - depresja zwierciadła wód podziemnych w studni, wymiar: q = [L3T-1]. Jednostki: m3/h; m3/hm TB i DM.

17) Metody oznaczenia wieku skał.

Metody geochronologiczne:

Metody biostratygraficzne

Metody określania wieku bezwzględnego (geochronologia bezwzględna):

Metoda radiowęglowa..

Metody: uranowo-torowa, strontowo-rubidowa i argonowo-potasowa. Stosowana do określenia wieku skał magmowych. Polegają one na pomiarze ilości pierwiastków znajdujących się w szeregach promieniotwórczych.

Metody oparte na odczycie zapisanego w strukturach krystalicznych minerałów oddziaływania różnych typów promieniowania, np. świetlnego. Należą do niej: metoda termoluminescencji (TL), elektronowego rezonansu paramagnetycznego i metoda samorzutnego rozczepienia jąder uranu.

Metoda paleomagnetyczna. Polega na rozpoznaniu w skałach orientacji magnetycznej cząstek, deponowanych w warunkach zmieniającej się w czasie charakterystyki pola magnetycznego ziemi. Rozpoznaje się w ten sposób epoki i epizody paleomagnetyczne, dla których daty bezwzględna opracowano metodami izotopowymi.

Metody klimatostratygraficzne. Są one stosowane w badaniach czwartorzędu - ostatnich 1, 8 mln lat. Jest to okres w skali czasu geologicznego na tyle krótki, że nie obserwuje się w nim zmienności ewolucyjnej organizmów, mogącej być podstawą wydzielenia skamieniałości przewodnich. Obserwować można za to w osadach szczątki organiczne świadczące o charakterze zbiorowisk roślinnych i zwierzęcych oraz ich zmianach w czasie. Występowanie w kolejnych warstwach osadu szczątków organicznych, które miały określone wymagania termiczne i wilgotnościowe, pozwala na odtworzenie zmian warunków klimatycznych w okresie powstania osadu. Odczytana w ten sposób dynamika i skala zmian klimatycznych, różnych dla poszczególnych części czwartorzędu jest podstawą ich wydzielenia. Opisywane w trakcie badań stanowiska mogą być porównywane ze stanowiskami strato typowymi, które mają ustaloną pozycję stratygraficzną, a także często wyniki datowań wieku bezwzględnego. Do najstarszych metod stratygraficznych (klimatostratygraficznych) stosowanych w geologii czwartorzędu należą metody litologiczne i geomorfologiczne. Od warunków klimatycznych zleży typ depozycji osadów.

18. Główne formy morfologiczne i typy genetyczne osadów powstałych w czasie zlodowacenia i przykłady ich litologii.

Morena czołowa powstaje podczas postoju czoła lodowca. W morfologii tworzy wały o względnej wysokości do kilkudziesięciu metrów i rozciągłości najczęściej wschód - zachód. Na obszarze ostatniego zlodowacenia morena czołowa tworzy strefę o szerokości kilku, a nawet kilkunastu kilometrów, o bardzo urozmaiconej mikrorzeźbie i budowie. Występują tu liczne wyniosłości i zagłębienia często wypełnione wodami jezior. W skład moreny czołowej wchodzą wszystkie frakcje z przewagą frakcji piaskowej i żwirowej. Bardzo rzadko może występować glina zwałowa.

Morena spiętrzona występuje w bezpośrednim sąsiedztwie moreny czołowej, po jej północnej stronie. Powstaje ona podczas niewielkich oscylacji lodowca. Tworzy ją morena denna, która uległa spiętrzeniu, bądź osady fluwioglacjalne lub starsze utwory podłoża. Utwory te mają bardzo skomplikowany układ.

Morena denna powstaje podczas wycofania się lodowca. Zajmuje duże tereny na północ od moreny czołowej. W morfologii stanowi obszar lekko falisty z licznymi niewielkimi wzniesieniami i zagłębieniami często wypełnionymi wodami jezior. Zbudowana jest przede wszystkim Z gliny zwałowej. W skład gliny zwałowej wchodzą wszystkie frakcje. Stosunek ilościowy poszczególnych frakcji jest bardzo zmienny. Na powierzchni glin zwałowych, dzięki wypłukiwaniu przez wody opadowe frakcji pyłowej i iłowej, często zalega warstwa piasków zwałowych grubości około 1m. jest to eluwium gliny zwałowej. W skrajnym przypadku może powstać tzw. Bruk morenowy, czyli nagromadzenie głazów pochodzących z rozmytej gliny zwałowej. W warstwach glin zwałowych dość często spotyka się soczewki przewarstwienia piasku i żwiru, w którym występuje woda, niekiedy pod znacznym ciśnieniem hydrostatycznym.

Ozy należą do form wodnolodowcowych, rzecznolodowcowych. Występuje na obszarze moreny dennej w formie wałów symetrycznych w przekroju poprzecznym, przypominających nasypy kolejowe, rozciągających się w kierunku zgodnym z ruchem lodowca, tzn. najczęściej N-S. powstają one w wyniku erozji wód znajdujących się pod lodowcem i akumulacji wyerodowanego materiału w sąsiedztwie. Zbudowane są głównie z frakcji żwirowej i piaskowej. Są to osady stosunkowo dobrze przesortowane i warstwowe. Zewnętrzne części ozów otulone są gliną zwałową. W ich sąsiedztwie często występują bądź jeziora rynnowe, bądź też obniżenia morfologiczne stanowiące pozostałość po jeziorach.

Sandry występują na południe od moren czołowych w formie rozległych stożków napływowych, usypanych przez wody wypływające spod lodowca. W rzeźbie terenu stanowią rozległe równiny pocięte licznymi dolinkami i najczęściej pokryte lasem sosnowym. Zbudowane są głównie z piasków selekcjonowanych pod względem frakcji i warstwowanych. Najgrubsze frakcje znajdują się w sąsiedztwie moren czołowych, im dalej od czoła tym frakcje są drobniejsze.

Kemy są to formy geomorfologiczne mające postać wałów lub garbów o nieregularnym kształcie w planie lub płaskich powierzchni tarasowych. Pagórki lub wały kemów powstają w obniżeniach lub szczelinach lodowca, a także pomiędzy bryłami martwego lodu. Do zagłębień tych wody spływające z powierzchni lodu znoszą materiał o różnej frakcji, od pyłowej do drobnych na ogół żwirów. Tarasy kemowe powstają dzięki zmywaniu z brył martwego lodu materiału skalnego i osadzaniu go po bokach bryły lodowej. Powstają dzięki temu wały o płaskich grzbietach, ograniczające znajdujące się pomiędzy nimi zagłębienia, które pozostały po całkowitym wytopieniu się lodu. Osady zgromadzone w kemach są z reguły warstwowe, przy czym w poszczególnych warstwach występują na ogół ziarna twej samej frakcji.

W jeziorach zastoiskowych gromadziły się najdrobniejsze frakcje: pyłowa i iłowa. Powstały z nich iły warowe, zwane również wstęgowymi, o charakterystycznej warstwowej teksturze.

Pradoliny są to szerokie do kilkudziesięciu kilometrów doliny. Zostały one wyżłobione w okresach postojów lodowców przez wielkie rzeki powstałe z połączenia potoków lodowcowych z rzekami płynącymi z południa Polski. Pradoliny mają kierunek prawie równoległy do czoła lodowca i wypełnione są głownie osadami dostarczonymi przez rzeki lodowcowe. Profil osadów wypełniających pradolinę jest typowy dla utworów aluwialnych. Na dole występuje seria osadów gruboziarnistych, ku górze coraz drobniejszych. Miejscami na powierzchni tych form spotyka się namuły, torfy, płaty kredy łąkowej, a nawet gliny zwałowej. Miąższość całej serii najczęściej wynosi kilkadziesiąt metrów. Są to utwory zasobne w wodę. Coraz częściej są one źródłem zaopatrzenia w wodę miast i osiedli. W Polsce do największych pradolin należą: wrocławsko-magdeburska, Baryczy, warszawsko-berlińska, toruńsko-eberswaldzka, pomorska, Łeby-Redy.

Osady lodowcowe można podzielić na dwie grupy: osady wodnolodowcowe i gliny lodowcowe. Osady wodnolodowcowe to utwory rzek lodowcowych - osady fluwioglacjalne - piaski, żwiry i muły, a także osady utworzone w jeziorach lodowcowych - osady limnoglacjalne - iły, muły i kredy jeziorne.

Gliny lodowcowe powstają w wyniku bezpośredniego wytopienia materiału skalnego z masy lodu. Utwory te, charakteryzujące się brakiem selekcji ziaren, nazywane SA są ogólnie glinami zwałowymi. Pod względem składu granulometrycznego gliny zwałowe to szeroki zbiór osadów - od piasków gliniastych do glin zwięzłych. Wyróżnia się trzy podstawowe typy genetyczne osadów zwałowych:

Gliny aktywnego lodu- materiał stopniowo uwalniany ze spągowej części lodowca w trakcie jego ruchu,

Gliny spływowe- powstając ze spływów błotnych po powierzchni lodowca (inaczej gliny ablacyjne),

Gliny wytopieniowe- różnorodny materiał wytopiony z masy lodu.

19. Zasięg zlodowaceń w Polsce.

Przyjmuje się, że na terenie Polski były 4 grupy zlodowaceń (glacjałów), przedzielonych okresami międzylodowcowymi -interglacjałami, w czasie, których klimat był cieplejszy lub zbliżony do obecnego:

• Zlodowacenie najstarsze (Narwi) - objęło część Pojezierza Mazurskiego, północne Mazowsze, północne Podlasie. Zasięg tego zlodowacenia ne jest dokładnie rozpoznany, gdyż jego osady nie występują nigdzie na powierzchni terenu,

• Zlodowacenia południowopolskie - sięgnęły podnóża Karpat i Sudetów,

• Zlodowacenie środkowopolskie - w swym maksymalnym zasięgu lądolód oparł się o północne zbocza Sudetów, Wyżynę Śląską i Góry Świętokrzyskie, objął swym zasięgiem środkową Wisłę i dolny Bug,

• Zlodowacenie Wisły - lądolód dotarł w dorzeczu Odry do Zielonej Góry, powyżej Poznania, w dorzeczu Wisły po rejon Płocka i dalej w kierunku północno-wschodnim.

• Główne jednostki podziału czwartorzędu w Polsce wg L. Lindnera (1988)

holocen
	zlodowacenie Wisły
		interglacjał eemski
	Plejstocen	zlodowacenie Warty interglacjał lubawski zlodowacenie Odry	zlodowacenie środkowopolskie
		interglacjał Zbójna zlodowacenie Liwca interglacjał mazowiecki	interglacjał wielki
		zlodowacenie Sanu 2 interglacjał ferdynandowski	zlodowacenia południowopolskie
		zlodowacenie Sanu 1 interglacjał małopolski zlodowacenie Nidy
		interglacjał podlaski
		zlodowacenie Narwi
Protoplej- stocen	„interglacjał” celestynowski „zlodowacenie” otwockie

Podział dziejów Ziemi:

Era	Okres	Wiek mln lat BP
Kenozoik	Neogen	23,03
		Paleogen	65,5±0,3
		Jura
		Kreda
		Trias	251,0±0,4
	Paleozoik	Perm
		Karbon
		Dewon
		Sylur
		Ordowik
		Kambr	542±1,0
Neoproterozoik Mezoproterozoik Paleoprotezoik		2500 2800 3200 3600 dolna granica nieokreślona
Neoarchaik Mezoarchaik Paleoarchaik Eoarchaik

20. Klasyfikacja wód podziemnych wg Z. Pazdro.(rysunek)

Strefa występowania	Typy wód		Stan fizyczny wody	Rodzaje wód
Aeracji	Wody higroskopijne Wody błonkowate Wody kapilarne		Wody związane
		Wody wsiąkowe Wody zawieszone
	Saturacji	Wody przypowierzchniowe Wody gruntowe	Wody swobodne		Wody wolne	Wody porowe Wody szczelinowe Wody krasowe
		Wody wgłębne Wody głębinowe	Wody naporowe

---