BUDOWA CZĄSTECZKOWA: Woda zbudowana jest z 2 atomów wodoru i 1 atomu tlenu. Może istnieć 36 odmian izotopowych wody, zależy to od występowania w przyrodzie trwałych izotopów wodoru i tlenu: izotopy wodoru ¹H, ²H, izotopy tlenu ¹⁶O, ¹⁷O, ¹⁸O. Masa atomowa wody wynosi 18,01µ. 99,73% tyle wynosi zawartość wody zwykłej (H₂O) w wodzie a wielkość cząsteczek wody to

1,38 * 10^-10m. Cząsteczka wody pod względem elektrycznym jest cząsteczką obojętną, ładunek jest nałożony nierównomiernie. Cząsteczka wody tworzy dipol. H⁺ O

│ 105º

O^-2──O H⁺

^{└ 0,967A ┘}

Moment dipolowy jest to iloczyn bezwzględnej wartości ładunku pomnożony przez odległość.

Siły Van der Vaalsa - siły międzycząsteczkowe związane z dipolem, oddziaływują na niewielkie odległości.

STAN SKUPIENIA WODY: Woda może występować w stanie: ▪ stałym - budowa krystaliczna wody, w czasie zamarzania woda zwiększa swoja objętość; ▪ ciekłym - przejściowym; ▪ gazowym - oddziałowywanie chwilowe. Diagram fazowy dla wody:

P, bar

221 K ← punkt krytyczny

stały ciekły

1

0,0006 ← punkt potrójny

Δ gazowy

T

273,16 373,15 647,3

Krzywa sublimacji przejścia ze stanu stałego w gazowy. Δ - wszystkie 3 fazy są w równowadze; K- niezauważalna zmiana z fazy ciekłej i gazowej;

V_C - v_S / v_S * 100%=8,3% - topnienie

-V_s+ V_c / V_c * 100%= 9,0% - zamarzanie

Stan występowania wody zależy od temperatury i ciśnienia.

SUBLIMACJA - przejście wody, ze stanu stałego pod wpływem ogrzewania w parę wodną. Przejście odwrotne nazywa się resublimacją.

WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE:

ŚCIŚLIWOŚC: ściśliwość charakteryzuje zmianę objętość pod wpływem zmian ciśnienia. współczynnik ściśliwości: ß_w= -γV / Vγp ρ

β_w dla wody = 5*10^-10 Pa ^-1.

GĘSTOŚĆ: ρ=lim Δm / ΔV

^V→0

woda ma największą gęstość ma w 4ºC ( T= 3,98ºC)

ρmax= 999,973 kg/m³

ρ_10ºC = 999,7 kg/ m³

ρ_oºC = 999,84 kg/m³

obliczanie liczby cząsteczek w 1 m³:

n_o=m/m_c=Vρ/mc=(1m³ * 999,973 kg/m³ )/ 2,99*10^-26kg = 3,34*10²⁸

d=

ρ = c*e^ββ*p związek między gęstością a ciśnieniem.

LEPKOŚĆ: n- normalna do powierzchni

F=A ^V_N * η współczynnik lepkości charakteryzuje on dana ciecz; V - prędkość przesuwania się płytki po nadaniu siły; η- współczynnik lepkości.

A

V→→→→F

│

↓ h

↑ h

naprężęnia styczne: T= F/A; T= V/n*η ; T= dv/dn*η prawa tarcia Newtona

T

dla wody

dv/dn

zmienność liniowa

ciecz newetwska - taką cieczą jest woda.

η [ mPas] - jednostka współczynnika lepkości

Pa= N/m*s

kinematyczny współczynnika lepkości:

V=n/ρ[ m² s]

η= n_o/ 1+0,0337T + 0,0022 T² T - temperatura[ºC].

η^o = 1,7885 mPa*s; η₁₀ ⁺= 1,2998; η= 1,001

TEMPERATURA: Temperatura wód podziemnych wahają się od 0˚C do 100˚C. W wyjątkowych przypadkach spotyka się wody przechłodzone o tem. poniżej 0ºC np. tak jak w krainach wiecznej marzłości, oraz przegrzane powyżej 100ºC w głębokich przewodach gejzerów. Temperatura zależy od: szerokości geograficznej miejsca na ziemi; wysokość na poziomem morza; głębokość ponad powierzchnią ziemi; prędkość płynącej wody; Geologiczno - fizycznych właściwości środowiska geologicznego. Na temperaturę w ód występujących płytko pod powierzchnią ziemi wpływają wahania temperatury powietrza i średnie temperatury rocznie. Wpływ zamian temperatury nie sięga głęboko i wygasa szybko. Stopień geotermiczny - ilość gdzie temperatura zmienia się o 1˚C jest on równy dla różnych skał. Wraz z głębokością temperatura wzrasta. Temperaturą na określonej głębokości można określić: T_H= T_ŚR + ΔT +H-Hg/G

Tśr - średnia roczna temperatura powietrza przy powierzchni ziemi; ΔT - poprawka wynosi od 0,8 - 1,5ºC; H - wysokość, na której chcemy określić temperaturę; Hg - głębokość stałych temperatur, głębokość gdzie temperatura jest już stała.

Wahania 0,8-1,0 m; sezonowe wahania 5-8m; roczne wahania 15-40m. Przy powierzchni ziemi temperatura wód jest w przybliżeniu równa temperaturze powietrza atmosferycznego (średniej).Jeśli tem. wód jest mniejsza od Tśr to widy te nazywamy chłodnymi, Tśr< T; T= Tśr -wody zwykłe; T> tSr - wody ciepłe; Tśr na ziemi jest to temperatura 10ºC. Podział wód podziemnych pod względem uzdrowiskowym: T<20ºC - wody chłodne; T> 20ºC - wody termalne; T>40ºC -woda hipertermalne.

BARWA: Barwa rzeczywista spowodowana jest wyłącznie rozpuszczonymi w wodzie związkami, barwa pozorna zaś spowodowana jest mechanicznymi zawiesinami, które mogą być usunięte. Barwę odznacza się w stopniach skali platynowo - kobaltowej przez porównanie próbki ze wzorami.

ROZPUSZCZALNOŚĆ: następuje jeżeli energia oddziałowywania cząsteczek wody na cząsteczkę roztworu będą większe niż oddziałowywanie miedzycząsteczkowe roztworu. Jest to proces odwracalny. Część cząsteczek łączy się i następuje krystalizacja. ROZTWÓR W RÓWNOWADZE- to taki roztwór, w którym cząsteczki się krytalizują i tyle samo się jednocześnie rozpuszcza. ROZPUSZCZANIE- ilość rozpuszczonej substancji w określonej objętości lub masie wody, w danych warunkach temperaturowych i ciśnienia.

ROZPUSZCZALNOŚC CIAŁ STAŁYCH:

łatwo rozpuszczalne >10g/100g wody

średnio rozpuszczalne 2-10g/100g wody

trudno rozpuszczalne 0,1-2g/100g wody

bardzo trudno rozpuszczalne 0,01-0,1g/100g wody

nierozpuszczalne <0,01g/100g wody.

ROZPUSZCZALNOŚC GAZÓW: W wodzie najczęściej rozpuszczalnymi gazami jest dwutlenek węgla, tlen, siarkowodór, metan, amoniak, radom.

Wśród wszystkich gazów DWUTLENEK WĘGLA występuję w wodach podziemnych najczęściej a przy tym wielkościach niekiedy bardzo znacznych. Spowodowane jest to dużą rozpuszczalnością CO₂ w wodzie i licznych źródłach tego gazu w przyrodzie. Rozpuszczalność gazów w przyrodzie zależy od:

ciśnienia, jakie panuje w atmosferze gazu nad cieczą; zależy od temperatury cieczy i maleje z jej wzrostem. Wody podziemne natrafiają często na większych głębokościach na atmosferę bezwodnika węglowego pod znacznym ciśnieniem. Dziki temu łatwo nasycają się tym gazem. Wody, które zawierają CO₂ wypływając na powierzchnię ziemi w źródłach, przechodzą do środowiska o normalnym ciśnieniu atmosferycznym i tu tracą CO₂ co objawia się gwałtownym wydobywaniem gazu w postaci kipiących pęcherzyków. W chłodnych i umiarkowanych wodach podziemnych zawartość CO₂ jest większa niż w klimatach ciepłych i gorących. Praźródłem CO₂ jest magma i procesy magmowe, dzięki którym wydobywa się on na zewnątrz od najdawniejszych epok geologicznych szczelinami skalnymi, za pośrednictwem wód pochodzenia magmowego oraz podczas wybuchów i wyziewów wulkanicznych. Inny źródłem są różne procesy fizjologiczne, dzięki którym następuje spalanie w żywych organizmach związków organicznych na CO₂ , który uchodzi do atmosfery. Olbrzymie ilości CO₂ uchodzą do atmosfery dzięki gospodarczej i przemysłowej działalności człowieka. Dwutlenek węgla zawarty w powietrzu jest częściowo sprowadzany na powierzchnię ziemi za pośrednictwem opadów atmosferycznych. Wody infiltrując w głąb ziemi przesiąkają najpierw przez glebę, gdzie mają możność wzbogacić się w CO₂.

Innym gazem rozpuszczającym się w wodach podziemnych jest TLEN. Gaz ten występuje w płytkich wodach podziemnych, do których dostaje się bezpośrednio z powietrza przez rozpuszczanie się, lecz w niewielkich ilościach, gdyż rozpuszczalność jego jest mała. Doprowadzają go także do wód podziemnych infiltrujące opady atmosferyczne. W zbiornikach wód powierzchniowych dostawcą tlenu jest proces fotosyntezy roślin wodnych. Stąd tlen może przesiąkać w głąb skał, jednak w glebie zużywa się on szybko na procesy zachodzące przy fermentacji i rozkładzie materii organicznej. Zawartość tlenu w wodach podziemnych jest na ogół bardzo mała i zmniejsza się w miarę wzrostu głębokości poniżej zwierciadła wody. Na pewnej głębokości w ogóle znika. Obecność tlenu w odzie ma strony dodatnie jak i ujemne. Jeżeli woda zanieczyszczona jest związkami pochodzącymi z rozkładającej się materii organicznej, tlen zawarty w niej odgrywa role sanitarną oczyszczając ją. Jeśli jednak występuje większa ilość tlenu i woda taka jest wykorzystywana przemysłowo może to wpływać negatywnie na przewody żeliwne lub stalowe utleniając je.

SIARKOWODÓR gaz ten występuje w wodach podziemnych zarówno płytkich jak i głębokich. Już w minimalnyh ilościach da się go wyczuć po charakterystycznym zapachu. W wodzie rozpuszcza się w znacznych ilościach. Siarkowodór pochodzi z różnych źródeł. W płytkich wodach podziemnych pozostających w kontakcie z mokradłami i bagnami pochodzi z rozkładu i fermentacji martwych ciał białkowych, w czasie których siarka związana organicznie przechodzi w siarkowodór. Źródłem siarkowodoru może być też rozkład siarczanów metali w szczególności siarczku żelaza. Siarkowodór jest trujący, dlatego wody zawierające więcej niż 0,005% H_2­S nie mogą być używane do celów pitnych lub gospodarczych. Dział też on agresywnie na ścianki zbiorników metalowych, kotłów i przewodów. METAN jest to gaz lekki, bezbarwny i bezwonny, palny i tworzący w powietrzu mieszaninę łatwo palną. W wodzie rozpuszcza się słabo. Pochodzenie metanu w wodach podziemnych jest różne. W wodach płytkich powiązanych z bagnami i moczarami metan pochodzi z rozkładu substancji białkowych, węglowodanów, celulozy.

DYSOCJACJA WODY- CIECZY: Dysocjacja elektrolityczna polega na rozpadaniu się drobin elektrolitu rozpuszczonego w wodzie na naładowane elektrycznie jony. H₂O↔ H⁺+ OH^-.

Jony wodorowe H⁺ mają ładunek dodatni i nadają wodzie właściwości kwasowe, natomiast jony wodorotlenkowe OH^- mają ładunek ujemny i nadają jej właściwości zasadowe. Jeżeli ilość jonów H⁺ jest równa ilości jonów OH^- , następuje całkowite zobojętnienie roztworu. Między jonami wody a jej nie zdysocjowanymi drobinami istnieje stan równowagi, którą wyraża stałej dysocjacji wody:

K_H2O= ( [H⁺]*[OH^-]/[H₂O]. Znaki chemiczne ujęte w nawiasy wyrażają gramojony [H⁺] i [OH^-] i gramodrobiny [H₂O] w 1 litrze wody. Wartość stałej dysocjacji zależy od temperatury.

[H⁺] * [OH^-]= K_{H2O *} [H₂O]

[H⁺] * [OH^-]= const - jest to iloczyn jonowy.

DYSOCJACJA KWASÓW I SOLI I ZASAD: W wodach podziemnych, które są złożonymi roztworami, wartość stężenia jonów wodorowych zależy nie tylko od dysocjacji samej wody, ile od dysocjacji niektórych rozpuszczonych w niej składników. Jednym z nich jest kwas węglanowy, może on istnieć w wodzie jedynie w bardzo znacznych rozcieńczonych. Jego dysocjacja, której stopień jest zresztą nieznaczny, wytwarza przede wszystkim jony HCO^-₃. H₂CO₃↔ H⁺+ HCO^-₃, natomiast w min stopniu jony CO^2-₃: HCO^-₃↔ H⁺+ CO^2-₃. Pewnien wpływ na wartość pH ma kwas węglowy CO₂, którego roztwory wykazują słabą ale wyraźną reakcję kwaśną. Innym kwasem, który obniża wartość pH jest siarkowodór H₂S występujący często w wodach towarzyszących złożom gipsu. Jego dysocjacja przebiega: H₂S↔ H⁺+ HS^- HS^- ↔ H⁺+ S^2-. Na poziom pH ma także wpływ hydroliza soli żelazowych:

FeSO₄+ 2 H₂O → Fe(OH)₂ + 2H⁺ + SO^2-₄

Duzy wpływ na kwaśny odczyn płytkich wód mających kontakt z bagnami maja kwasy humusowe powstające w skutek rozkładu substancji roślinnej.

Dysocjacja zasad przebiega następująco:

KOH↔ K⁺ + OH^-.

pH- przyjęto do oznaczenia stężenia H⁺ i jest to ujemny logarytm tej wartości: pH= -lg [H⁺], jest t inaczej wykładnik stężenia jonów wodorowych. W obojętnym roztworze pH= - lg10^-7=7, w kwaśnym pH<7, w zasadowym pH>7. Jedną z metod oznaczania pH jest metoda kalorymetryczna oparta na wskaźnikach barwnych, takich jak oranż metylowy, fenoloftaleina, czerwień metylowa, lakmus. Są to słabe kwasy lub zasady, które mają tę właściwość, że jony ich cząsteczek mają inne zabarwienie niż cząsteczki nie zdysocjowane. Np. fenoloftaleina, która jest bezbarwna w roztworach zasadowych przybiera zabarwienie czerwone, w kwasach jest nadal bezbarwna. Jeszcze prościej oznacza się pH za pomocą uniwersalnego papierka wskaźnikowego nasyconego odpowiednią mieszaniną wskaźników. Po zanurzeniu go w badanej wodzie zmienia on swoja barwę a tą należy porównać z drukowaną skalą wzorców. pH<5 odczyn kwaśny; 5<pH<7 odczyn słabo kwaśny; pH=7 odczyn obojętny; 7<pH<9 odczyn słabo zasadowy; 9<pH<14 odczyn zasadowy.

TWARDOŚĆ WODY: Twardość wody decyduje o zużyciu mydła bez wytwarzania piany. Twardość wody nadają jony wapnia (Ca²⁺) i jony magnezu (Mg²⁺). Twardość wody określa się obecnie mwal/dm³. Dawniej określano (ºn). 1 stopień 1ºn= 10 mg CaO /1 dm³ wody

1 mwal/ dm³ → 28 mg CaO / dm³. Twardość wody: 1. twardość węglanowa - (przemijająca) - związana jest z obecnością kwaśnych węglanów Ca (H²CO₃). 2. twardość niewęglanowa - nie można jej zmniejszyć poprzez gotowanie. 3. twardość ogólna. W zależności od twardości węglanowej, wody dzielą się na: 1. wody bardzo miękkie 2. miękkie 3.średnio twarde 4.twarde 5. bardzo twarde.

mwol/dm³ ºn

< 1,5 b. miękkie <4,2

1,5 - 3,0 miękkie 4,2 ÷ 8,4

3,0 - 6,0 śr. twarde 8,4 ÷ 16,8

6,0 - 10 twarde 16,8 ÷ 18

>10 b. twarde >28,0

PRZEŹROCZYSTOŚĆ, MĘTNOŚĆ: norma PN - 71/c - 04583 Przezroczystość wody - jest to zdolność przepuszczania przez nią promieni świetlnych. Odwrotnością przezroczystości jest mętność - zdolność do absorwowania promieni świetlnych. Wody podziemne są przeważnie doskonale przezroczyste a to dzięki filtrującemu, czyli oczyszczającemu działaniu ziaren w skałach porowatych. Zdarzają się jednak wody mętne, jak np. płytkie wody kontaktujące się z bagnami lub mokradłami, z których przenikają szczątki organiczne nadające wodzie mętność. Występują też wody podziemne, które są zanieczyszczone pyłami pochodzącymi ze złóż kopalin, np. węgla brunatnego. Często zdarza się, że woda podziemna po wydobyciu i zetknięciu się z powietrzem mętnieje w skutek utleniania się zawartego w niej dwuwęglnanu żelaza .

MINERALIZACJA: Wody podziemne są zmineralizowane w różnym stopniu. Ilościowym tego wyrazem jest ogólna mineralizacja, którą określa się masą suchej pozostałości. Jest to osad jaki powstaje po odparowaniu wody w temperaturze 105ºC i następnie po wysuszeniu w 150ºC. Oznaczenie suchej pozostałości jest ilościowym wskaźnikiem orientacyjnym, gdyż daje przybliżoną zawartość nielotnych składników wody. Oznaczona w ten sposób ogólna mineralizacja wody jest nieco zaniżona, bo podczas suszenia suchej pozostałości pewna ilość węglanów ulega rozkładowi i ulatnia się w postaci dwutlenku węgla. Na postawie ogólnej mineralizacji widy można podzielić na grupy: ultra słodkie o suchej pozostałości mniejszej niż 0,1g/l; słodkie przy suchej pozostałości 0,1-0,5 g/l; akratopegi, czyli wody o podwyższonej mineralizacji 0,5-1,0 g/l, jeśli temperatura ich jest wyższa od 20ºC nazywamy je akratorami; mineralne wskazujące suchą pozostałość większą niż 1 g/l i dochodzącą w skrajnych przypadkach do ponad 400 g/l. Wyróżniamy także wody: słabo zmineralizowane o suchej pozostałości 1-3 g/l w ich składzie dominują wyraźnie kwaśne węglany wapnia i magnezu; wody średni zmineralizowane o suchej pozostałości 3-10 g/l, obok kwaśnych węglanów występują też siarczany wapnia i magnezu oraz chlorki sodu; w ody silnie amnieralizowane albo słone o suchej pozostałości 10-35 g/l , w skaładzie ich domniuja chlorki sodu i wapnia; solanki o suchej pozostałości ponad 25 g/l.

WŁAŚCIWOŚCI ORGANOLEPTYCZNE:

SMAK - Sole i gazy rozpuszczone w wodzie oraz zawarte w niej zawiesiny koloidalne nadają jej różny smak. Odczucia smakowe zależne są od: wrażliwości narządów zmysłu i smaku - kubków smakowych; temperatury wody; jakości i ilości rozpuszczonych lub zawieszonych substancji. Wrażliwość na smak jest bardzo różna. Osoby bardzo wrażliwe potrafią wyczuć, że w wodzie znajdują się jakieś związki chemiczne a niektóre osoby w ogólne nie zauważą różnicy. Wody zimne oddziaływują słabiej na zmysł smaku niż wody ciepłe. Poważną rolę odgrywa jakość i ilość rozpuszczonych substancji, gdyż przy tych samych stężeniach jedne z nich wywołują odczucie smaku, inne nie. Inne odczucia jakości smaku nazywają się posmakiem. Mogą one być bardzo różne, np. posmak metaliczny, który wywołują związki żelaza, rybi, fenolowy, słodkawy - wskutek obecnością wodzie związków organicznych. Najsilniejsze odczucia smakowe wywołują wody mineralne. Wody pobawione rozpuszczonych substancji lub zawierające je w mineralnych ilościach są mdłe i niesmaczne. Przedstawia się w temp. 20ºC. 6 stopni odczucia smaku: 0 brak 1 bardzo słaby 3 wyraźny 4 silny 5 bardzo silny. Rodzaje smaku: 1 słony 2 gorzki 3 słodki 4 kwaśny. ZAPACH - Wody podziemne są przeważnie bez zapachu. Jedynie ody płytkie pozostające w ścisłym związku z bagnami, moczarami i torfowiskami, wody zakażone ściekami miejskimi lub przemysłowymi i niektóre wody mineralne mają mniej lub więcej intensywny zapach. Odczucia węchowe zależą, podobnie jak zapachowe od kilku czynników, którymi są: wrażliwość narządu powonienia - jest ona u różnych osób inna, niekiedy nawet bardzo słaba; temperatura wody wpływa na intensywność odczucia - niektóre wody nie ujawniające w niskich temperaturach zapachu wykazują go dopiero po podgrzaniu; jakość i ilość rozpuszczonych lub zawieszonych w wodzie substancji. Zapachy pochodzenia naturalnego dzielą się na dwa rodzaje: 1. zapachy roślinne - wywołane związkami organicznymi, które nie znajdują się w stanie rozkładu; 2. zapachy gnilne - spowodowane obecnością w wodzie substancji organicznych znajdujących się w stanie rozkładu. Zapachy pochodzenia nie naturalnego - specyficzne - spowodowane są zanieczyszczeniem wody podziemnej. głównie ściekami.

STAN BEKTERIOLOGICZNY WÓD: pałeczka okrężnicy - Escherichia idi -żyje w jelitach człowieka, jest nieszkodliwą bakterią. wskaźnik zanieczyszczenia - ilość cm³ wody, na który przypada jedna pałeczka okrężnicy.

miano idi = 1 to woda

miano idi 50-100 woda czysta

miano idi >100 woda czysta b. dobra

miano idi = 0,1 woda zanieczyszczona

Ocena jakości wód podziemnych - przydatność wody do różnych celów.

WYMAGANIA STAWIANE WODOM DO PICIA: Ze względu higienicznych woda zdatna do picia powinna spełniać następujące warunki: ▪ w 100cm³ nie może znajdować się więcej niż 2 bakterie typu coli (okrężnicy), ▪ w 100100cm³ nie może znajdować się bakterie typu fekalnego, ▪ liczba kolonii bakterii na agarze odżywczym po 72 godzinach w tem. 37ºC nie może przekraczać 50 w 1cm³ wody, a po 24 godzinach 10 w 1cm³ wody,

▪ woda z urządzeń wodnych na potrzeby własne gospodarstw domowych nie powinna zawierać więcej niż 10 bakterii grupy coli na 100 cm³, a liczba bakterii na agarze odżywczym po 24 godzinach w tem. 37ºC nie może przekraczać 100 w 1cm³ wody.

Wskaźnikiem czystości bakteriologicznej jest „coli” , które wyrażają liczbę cm³ wody na jaką przypada 1 bakteria okrężnicy.

WŁAŚCIWOŚCI HYDROGEOLOGICZNE SKAŁ:

POROWATOŚĆ: Umożliwia występowanie i przemieszczanie się wody podziemnej w skałach. Występowanie porów zależy od pęknięć w różnym stopniu przenikających skały, których pochodzenie wiążę się z różnymi procesami geologicznymi oraz od budowy skał okruchowych składających się z odłamków skalnych i minerałów nieszczelnie przylegających do siebie. Wielkość odłamków warunkuje rozmiary i ogólną ilość porów. Objętość porów w skałach okruchowych zależy od wymiarów i kształtu ziaren i ich wzajemnego położenia i stopnia równoziarnistości. Objętość wolnych przestrzeni wykazuje na ilość wody jaka w danej skale może być magazynowana; wymiar i kształt wolnych przestrzeni określają przepuszczalność skały. Gdyby przyjmując, że te cząstki z których składają się skała są kulami o jednakowej średnicy to objętość porów w jednostce objętości zależałaby od wzajemnego ułożenia ziaren wobec siebie a niezależna od ich średnicy. Wyróżniamy 3 rodzaje ułożenia ziaren: sześcienny, rombowy, romboedrowy. Liczbową miarą porowatości jest współczynnik porowatość, będący stosunkiem objętości porów do objętości całej skały. n=V_p/V. Skały równoziarniste mają mniejszą porowatość niż skały zbudowane z ziaren o równej średnicy. Gdyby wśród stosunkowo grubego materiału znajduje się materiał drobnoziarnisty. pomieścić się on może w przestrzeniach między cząsteczkami większymi, zmieniając przez to porowatość. Badania wykazały, że współczynnik porowatości jest tym większy im bardziej ziarna odbiegają od kształtu kuli. Rodzaje porów: nadkapilarne ( śred. większa niż 0,5 mm),

kapilarne ( o śred. 0,5 - 0,0002 mm), subkapilarne ( śred. mniejsza niż 0,0002 mm).

MIARODAJNA ŚREDNICA ZIAREN:W skałach okruchowych nie spojonych, które są najważniejszymi zbiornikami wody podziemnej, decydującym czynnikiem przepuszczalności jest wymiar ziaren i procentowy udział w składzie ziaren o określonych średnicach. W celu ich oznaczenia prowadzi się ANALIZĘ GRANULOMETRYCZNĄ, która zależy od podstawowych badań hydrogeologicznych środowisk niespojonych. Istotą analizy granulometrycznej jest mechaniczny rozdział poszczególnych frakcji o określonych średnicach ziaren, które wchodzą w skład badanej skały. Najczęściej stosowanymi metodami a.g. są metody: 1. sitowa 2. areometryczna. Analizę sitową stosuje się do skał składających się z ziaren o średnicy większej niż 0,07 mm. Wykonuje się ją przez wstrząsanie wysuszonej próbki skały przez komplet 8 sit. Próbkę o masie 100-1000g zależnie od przeciętnej średnicy ziaren, po uprzednim zalaniu wodą i roztarciu w celu rozdzielenia zlepionych ziaren, suszy się w temperaturze 105-110º do stałej masy. Następnie waży się ją i wsypuje do górnego sita w komplecie, po czym przesiewa się przez cały komplet sit. W wyniku przesiewu poszczególne frakcje zostają oddzielone i zatrzymane na kolejnych sitach na denku zbierają się natomiast ziarna, których nie zatrzymało sito o najmniejszych oczkach. Po przesianiu próbki, każdą zatrzymaną na sitach frakcję (na denku też) waży się a potem oblicza procentową zawartość każdej frakcji: a=m_s*100%/m_c

a - procentowa zawartość frakcji, m_s - masa frakcji zatrzymanej na sicie, m_c - masa całej próbki. Metodę areometryczną stosuje się natomiast do skał złożonych z ziaren o średnicy mniejszej niż 0,07 mm, stosuje się ją gdy chcemy zanalizować pozostałość na denku zawierającą ziarna o średnicy mniejszej od 0,07 mm. Metoda ta oparta jest na zasadzie opadania kulistych cząstek w zawiesinie wodnej. Wyniki analizy granulometrycznej przedstawia się na wykresie uziarnienia w postaci KRZYWEJ UZIARNIENIA. Wykres ten sporządza się w układzie prostokątnym , gdzie na osi odciętych oznaczone są logarytmy średnic zastępczych, na osi rzędnych oznacza się procenty wagowe. Na taki układ nanosimy dane z analizy granulometrycznej, sumując kolejno procentową zawartość następujących po sobie frakcji, poczynając od najdrobniejszej.

SZCZELINOWATOŚĆ: szczeliny są to rozwarcia masy skalnej bez widocznego przesunięcia lub przesunięciem w płaszczyźnie przekroju. Skały o teksturze zbitej i masywnej wykazujące w normalnych warunkach minimalny współczynnik porowatości np.: granity, bazalty, mogą stać się dobrymi akumulatorami wody podziemnej, jeśli w wyniku różnych procesów geologicznych, w czasie których działają naciski i naprężenia, ulegają popękaniu. Z punktu widzenia mechanizmu działania sił, szczeliny dzielimy na: 1. pęknięcia i szczeliny rozerwania - równoległe do płaszczyzny, w której leżą osie najmniejszych i pośrednich naprężeń - prostopadle do działania sił. 2. pęknięcia i szczeliny ścinania - tworzą się wzdłuż płaszczyzn leżących obustronnie pod kątem mniejszym niż 45º względem osi największych nacisków. Ze względu na genezę, szczeliny wyróżniamy: 1. szczeliny syngenetyczne - wskutek działania sił wewnętrznych w czasie powstawania niektórych skał. Proces ten zachodzi w czasie krzepnięcia magmy, co powoduje kurczenie się masy skałotwórczej.2. szczeliny tektoniczne - powstają w skałach wskutek ciśnień zewnętrznych występujących w czasie ruchów skorupy ziemskiej:

■ diaklazy - szczeliny, wzdłuż których nie wystąpiło przesunięcie skał, lecz tylko odspojenie. Spotykamy je w skałahc leżących poziomo jak w seriach pofałdowanych.

■ paraklazy - szczeliny, wzdłuż których nastąpiło przesunięcie mas skalnych. Są to szczeliny przywiązane do różnych dyslokacji nieciągłych, przeważnie uskoków. Powstają wskutek nacisków rozrywających jak i zgniatających. Pojedyncze szczeliny uskokowe rzadko występują same, przeważnie tworzą gromady. - tworzą systemy równoległe do siebie, charakterystyczne dla struktur schodkowych, zapadliskowych. 3. szczeliny wietrzeniowe - powstają jako wynik wietrzenia fizycznego. W powstaniu ich główną rolę odgrywają wpływy termiczne - nasłonecznienie, zmiany temperatur i mróz. Szczeliny dzielimy na:

■ nadkapilarne - o szerokości większej niż 0,25 mm

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

■ subkapilarne - o szerokości mniejszej niż 0,0001 mm

KRASOWATOŚĆ: Szczególnym rodzajem próżni skalnych, w których może przepływać lub gromadzić się woda podziemna, są próżnie krasowe powstają wskutek ługowania łatwo rozpuszczalnych skał. Należą do nich: sól kamienna, gips, wapienie, dolomity. Krasowatością nazywamy występowanie próżni krasowych w skałach. Procesy krasowe drążące wnętrze skał mogą rozwijać się tylko wtedy, gdy istnieją w nich spękań i szczeliny, którymi może swobodnie przepływać woda. Ważnym czynnikiem krasowania jets klimat, zwłaszcza wysokość i częstość opadów. Krasowanie przebiega łatwiej i szybciej w obszarach wyżynnych i górskich, w których ułatwiony jest przepływ wody podziemnej do miejsc niżej położonych. W skałach zawierających nie rozpuszczalne domieszki np. w wapieniach piaszczystych rozwój krasu może być zahamowany, jeśli woda nie wyniesie ze sobą nierozpuszczalnych związków. Wtedy nierozpuszczalne resztki mogą zatykać szczeliny i próżnie w miejscach przewięzień i uniemożliwiać swobodny przepływ wody.

ODSĄCZALNOŚC: Część wody wchłoniętej przez skałę zostaje związana siłami molekularnymi, resztę zaś może oddać w postaci grawitacyjnie ściekającej. Zdolność skały całkowicie nasyconej wodą do oddania wody wolnej, ściekającej pod działaniem siły ciężkości nazywamy odsączalnością. Jako szczególny przypadek wyróżniamy odsączalność sprężystą , którą oznacza ilość wody oddawanej przez skałę przy zmianie ciśnienia hydrostatycznego. Miarą odsączalności jest współczynnik odsączalności, gdzie V_o - objętość wody odsączonej ze skały, V - objętość skały, µ - odsączalnośc. µ= V_o/V. Ilość wody odsączalnej zależy od wielkości porów i jest tym większa im większe są pory. Wynika to z faktu, że w małych porach rozwija się ogromna powierzchnia jednostkowa, która wiąże wielkie ilości wody. Wielkość porów zależy od wielkości i równoziarnistości ziaren, odsączalność zależy więc od nich też.

ODSĄCZALNOŚĆ - zdolność ośrodka skalnego o pewnej polowej pojemności wodnej do oddawania wody pod wpływem sił ciężkości. Współczynnik odsączalności: W_c - objętość wody odsączonej przez skały, W_co- objętość osuszon4ej części skał, np - porowatość, Vm - ciężar objętościowy, Vw - ciężąr objętościowqy wody, W_M - max malekularna pojemność wodna. µ=W_c/W_CO=np. - V_m/V_w * Wm

współczynnik odsączalności definiujemy: ilość wody zredukowanej z jednostki powierzchni przy jednostkowym obniżeniu poziomu swobodnego zwierciadła wody.

ODSĄCZALNOŚĆ SPRĘŻYSTA lub współczynnik odsączalności spręzystej jest stosunkiem objętości V_w oddawanej z warstwy do objętości leja depresji V_l wykształconego w piezometrycznej powierzchni złoża. Współczynnik ten zależy od porowatości skały i odkształcalności wody i od odkształcalności skał. µ _spr=V_w/V_l.

WODOCHŁONNOŚC: To zdolność do pochłaniania i gromadzenia wody przez skały. Skały chłoną w odpowiednich warunkach, i nasycają się wodą wolną , należy przez wodochłonność rozumieć wodochłonność ogólną, czyli obejmującą wodę związaną jak i wolną. Wodę mogą chłonąc te skały, które mają próżnie. Im większa objętość próżni tym więcej skała może wchłonąć wody. Całkowita wodochłonność zostaje osiągnięta, gdy wszystkie próżnie zostaną wypełnione wodą. Wodochłonność można wyrazić wzorem, gdzie m_s - masa próbki suchej, m_n - masa próbki skały nasyconej, W - wodochłonność: W=(m_n - m_s ):m_s *100%

WODOPRZEPUSZCZALNOŚĆ: Zdolność do przewodzenia wolne wody, tnz. umożliwienie jej ruchu w skale w przypadku różnicy ciśnień hydrostatycznych. Ruch wody zachodzi wtedy, kiedy próżnie tworzą splot przewodów hydraulicznych. Stopień przepuszczalności może być określony objętością wody, jaka przepływa w jednostce czasu przez określony przekrój skały i przy określonej różnicy ciśnień hydrostatycznych. Przepuszczalność zależy od wymiarów przewodów wewnętrznych skały - im większe przewody tym lepsza przepuszczalność. Warunkiem przepuszczalności jest też porowatość, szczelinowatość i krasowość.

WILGOTNOŚĆ NATURALNA GRUNTU- jest to stosunek masy wody znajdującej się w skale do masy szkieletu gruntu. Wn= (Mn/Ms) *100%

WILGOTNOŚĆ OBJĘTOŚCIOWA - jest to stosunek objętości wody zawartej w skale do objętości skały. Wo= Vm/W

WYSOKOŚĆ SSANIA jest związana z kapilarnością czynną, jest to wysokość na jaką grunt przy podsączaniu od dołu w szkielecie ziarnowym danego gruntu.

KLASYFIKACJE WÓD PODZIEMNYCH:

ZW. MINERALIZCJI:

M<0.1 g/dm³ - wody ultrasłodkie

0.5>M>0.5 g/dm³ - wody słodkie

1>M>0.5 g/dm³ - wody źródlane

M>1 g/dm³ - wody mineralne

ZW. TWARDOŚCI:

mwol/dm3 °n

<1.5 bardzo miękkie <4.2

1.5 - 3.0 miękkie 4.2~8.4

3.0 - 6.0 średnio twarde 8.4~16.8

6.0 - 10 twarda 16.8~18

>10 bardzo twarde >28.0

TEMPERATURY:

Tśr na Ziemi to 10ºC

Tśr >T - wody chłodne

Tśr = T - wody zwykłe

Tśr < T - wody ciepłe

UZDROWISKOWYM:

T< 20ºC - wody chłodne

T >20ºC - wody termalne

T <40ºC - wody hipotermalne

POCHODZENIA:

• kondensacyjne - dostają się do ziemi pod wpływem skraplania pary wodnej (rosa, szron), • juwenalne - powstają z ostygniętej pary, • metamorficzne - powstają przy przeobrażeniach skał. Wody te powstają i dzisiaj ale nie mają większego znaczenia.

• reliktowe - to wody dawnych epok, dawnych jezior, mórz. Występują na większych głębokościach, są odizolowane od innych wód skałami o malej przepuszczalności. Są mocno zmineralizowane.

• infiltracyjne - pochodzą z opadów, mają największe znaczenie dla człowieka. Są to wody słodkie, jest ich najwięcej, znajdują się na najmniejszych głębokościach. Wody te mogą się mieszać z wodami występującymi głębiej.

WŁASNOŚCI KWASOWYCH I ZASADOWYCH:

odczyn kwaśny pH<5

odczyn słabo kwaśny 5<pH<7

odczyn obojętny pH=7

odczyn słabo zasadowy 7<pH<9

odczyn zasadowy 9<pH<14

POSTACIE WÓD PODZIEMNYCH:

- para wodna - strefa areacji

+ higroskopowe} wody związane

+ błonkowate }

+ włoskowate (kapilarne)

+ infiltracyjne

+ wolne

- w stanie stałym

- krystalizacyjne

- chemicznie związane

woda higroskopowa - woda z pary wodnej.

wody błonkowate - stanowią ciągłą warstwę wokół ziarna gruntu

woda związana - siła oddziaływania cząstek wody do powierzchni ziaren gruntu jest większa od siły grawitacji.

wody włoskowate - (kapilarne) - występują na granicy 3 faz - cieczy, gazu i fazy stałej. Występowanie tych wód związane jest z oddziałowywaniem cząsteczkowym. Wody kapilarne mogą się przemieszczać pod wpływem potencjału elektrycznego, osmotycznego, pneumatycznego, a także pod wpływem sił grawitacji. Podział wód kapilarnych: 1. wody kapilarne właściwe - mają styczność ze swobodnym zwierciadłem wód podziemnych. 2. wody kapilarne zawieszone. 3. wody kapilarne kontaktowe (stykowe) - na stykach cząstek. 4. wody infiltracyjne - występują w strefie areacji, ich przepływ związany jest z siła grawitacji. Wody te mają kierunek przepływu pionowo w dół. 5. wody wolne - wody grawitacyjne - są to wody znajdujące się poniżej zwierciadła wód podziemnych, ich przepływ związany jest z siłami grawitacyjnymi.

STREFA AREACJI I SATURACJI: Wykunując wykop zazwyczaj na mniejszej lub na większej głębokości spotykamy wodę w stanie ciekłym. Zalew ona dno wykopu lub wypełnia rurę wiertniczą do pewnej wysokości. Możemy wyróżnić:

STREFĘ SATURACJI - w tej strefie wszystkie próżnie, pory i szczeliny są całkowicie wypełnione wodą. Może ona pod wpływem sił grawitacji przesączyć się w dół lub popłynąć z miejsc wyższych lub niższych. Przekazuje ona ciśnienie hydrostatyczne a w przypadku jego różnicy przemieszcza się do miejsc o niższym ciśnieniu. Strefa saturacji powstaje w taki sposób, że woda infiltracyjna przesiąka przez środowisko przepuszczlne w dół dopóki nie napotka stropu warstwy nieprzepuszczlnej. Wtedy zatrzymuje się i zaczyna wypełniać wszystkie próżnie a poziom jej się podnosi wraz z dopływem dalszych ilości wody.

STREFA ARECJI - w tej strefie próżnie skalne wypełnione są powietrzem. Pozornie wydaje się, że jest ona całkowicie pozbawiona wody jednak woda występuje tu w różnych postaciach, przeważnie jako para wodna zawarta w powietrzu. Występuje także w postaci wody związanej ( higroskopowa i błonkowta), wody kapilarnej.

Granicą obydwu stref jest ZWIERCAIDŁO WODY PODZIEMNEJ - poziom do którego wznosi się woda wolna zawarta w środowisku skalnym.

ZBIORNIK WODY PODZIEMNEJ: - woda wolna znajdująca się w strefie saturacji w jakimkolwiek utworze skalnym lub zespole takich utworów, niezależnie od rodzaju skał, ich ułożenia i wieku, charakteru próżni, pochodzenia wody itp. Zbiorniki mogą być różnego rozmiaru i kształtu oraz objętości.

WODONOŚCE - utwory skalne zdolne do gromadzenia w sobie wody wolnej oraz do jej przewodzenia i oddawania. Wodonoścem może być zespół warstw, formacja geologiczna lub jej część. W przypadku warstw warstwowanych powszechnie używa się nazwy WARSTWA WODONOŚNA. Jest to nie pojedyncza warstwa skalna (elementarna jednostka sedymentacyjna) lecz zespół warstw wypełnionych wodą. Warstwa wodonośna ograniczona jest od spodu stropem pokładem bardzo słabo przepuszczającego lub nie przepuszczającego, który podtrzymuje wodę i uniemożliwia jej lub utrudnia dalsze wsiąkanie w dół. Górną granicą warstwy może być zwierciadło wody albo spąg wyżej leżącej warstwy nieprzepuszczalnej.

NAPIĘTE ZWIERCIADŁO WODY: Zwierciadło wód podziemnych, jego podłoże i kształt są wydłużone przez wyżej leżące utwory nieprzepuszczalne. Jeśli woda taka zostanie nawiercona to parta ciśnieniem hydrostatycznym podniesie się w rurze wiertniczej do określonej wysokości. Wody, które tak się zachowują nazwano ogólnie WODAMI ARTEZYJSKIMI. Zjawisko to tłumaczy się zasadą naczyń połączonych. Swobodna powierzchnia cieczy będącej w równowadze układa się w naczyniach połączonych na tej samej wysokości, ponieważ cząstki cieczy znajdujące się w tej samej płaszczyźnie poziomej podlegają jednakowemu ciśnieniu.

LEJ DEPRESYJNY -, znaczące, koncentryczne obniżenie się zwierciadła wód podziemnych wskutek nadmiernego punktowego wypompowania wody. Zwierciadło osiąga najniższy punkt w miejscu poboru wody.

OKNO HYDRAULICZNE: Często zwłaszcza w utworach lodowcowych i leżących pod nimi, wody wgłębne zasilane są poprzez okna hudrauliczne tj. poprzez przerwy w utworach nieprzepuszczalnych pokrywających wodę wgłębną. Przerwy takie mogą mieć charakter sedymentacyjny lub erozyjny. Okna sedymentacyjne występują tam gdzie utwory nieprzepuszczalnego stropu na pewnej przestrzeni wyklinowuja się i znikają. Erozyjne okno hydrauliczne powstaje wskutek zniszczenia pewnej części nieprzepuszczalnego nadkładu przez erozję i wypełnienie tak powstałej zaklęsłości utworami przepuszczającymi, które umożliwiają przesiąkanie wody w dół do warstwy leżącej pod tym nadkładem.

SWOBODNE ZWIERCIADŁO wód podziemnych jest to nie ograniczone ścianami warstw nieprzepuszczalnych a więc nie jest wymuszone .Jest ono swobodne ponieważ ułożenie jego uwarunkowane jest stanem równowagi wobec sił działających na wodę - siły ciężkości i oporu środowiska. Kształt swobodnego zwierciadła wody naśladuje w pewnym przybliżeniu kształt powierzchni ziemi - podnosi się pod wypukłościami, obniża się pod zaklęsłościami, gdzie zazwyczaj występuje wypływ wody na powierzchnię. Gdyby podstawa warstwy wodonośnej była pozioma i powierzchnia terenu też przy czym układ ten rozciągałby się na dużej powierzchni a zasilanie było by jednakowe wszędzie, to zwierciadło byłoby też poziome. W rzeczywistości taki przypadek nie istnieje, bo warstwy nie leżą poziomo, infiltracja jest zróżnicowana a powierzchnia ziemi także jest nie idealnie pozioma. Dlatego zwierciadło wód gruntowych wykazuje zawsze jakieś nachylenie, które nazywamy spadkiem hydraulicznym. Spadek ten na określonym odcinku strumienia wody gruntowej wyrażony jest stosunkiem różnicy wysokości słupa wody nad poziomem odniesienia na krańcach tego odcinka do jego długości. Spadek h. zależy od przepuszczalności utworów skalnych, prędkości ruchu wody i od zasilania i od kształtu terenu.

ZESKOK HYDRAULICZNY: W czasie pompowania ze studni zafiltrowanych wód o zwierciadle swobodnym powstaje zeskok hydrauliczny zwierciadła wody. Jest to różnica między depresją zwierciadła wewnątrz studni i na jej zewnętrznej ścianie. Zeskok tworzy się wskutek oporów występujących w czasie przepływu wody przez część warstw wodonośnej przylegającej bezpośrednio do filtracji i przez sam filtr.

POZIOM WODONOŚNY - Wodę zawartą w zespole skał przywiązanych do określonej stratygraficznie epoki geologicznej nosi nazwę piętra wodonośnego. Można mówić o piętrze np. czwartorzędowym, oligoceńskim. Z kolei piętro może się dzielić na mniejsze jednostki, zwane poziomami wodonośnymi. Poszczególne poziomy w obrębie piętra można oznaczyć np. jako pierwsze, drugie licząc z góry w dół albo nazywac je górnym, dolnym,środkowym.

OBIEG WODY W . PRZYRODZIE:

Woda na kuli ziemskiej znajduje się w atmosferze przeważnie w postaci pary, na powierzchni Ziemi tworzy oceany, morza, jeziora, bagna, rzeki, w skorupie ziemskiej przyjmuje zwykle postać wód podziemnych. Ilość wody w różnych warstwach Ziemi, w atmosferze i hydrosferze nie jest stała. Zmienia się ona zarówno w poszczególnych okresach geologicznych, jak i w ciągu krótszego czasu. Największymi zbiornikami wody na Ziemi są morza i oceany, zbiornikami wody na lądzie są jeziora, rzeki, śniegi i lodowce. Oprócz tego istnieją masy pary wodnej w atmosferze. Woda opadowa częściowo spływa po powierzchni do rzek i oceanów a część jej wsiąka w skorupę ziemską, gromadzi się w porach, szczelinach i pustych przestrzeniach skał, tworząc zbiorniki wody podziemnej. Wszystkie wody łączą się wzajemnie uzupełniając, przelewają z jednego zbiornika do drugiego. Poruszenie się wody jest to obieg wody. Krążenie wód w przyrodzie uzależnione jest od Słońca i sił przyciągania ziemskiego. Pod wpływem energii ciepła słonecznego woda paruje z lądów i oceanów, dostaje się do atmosfery, gdzie ulega kondensacji i pod wpływem sił ciężkości wraca na ziemię w postaci opadów. Rozróżniamy obieg duży (ocean, atmosfera, ląd, ocen) i obieg mały (lądy, atmosfera, opady, dopływ powierzchniowy i podziemny do oceanu).

INFILTRACJA:- jest to przepływ wód podziemnych w kierunku pionowym, jest związany z ruchem zwierciadła wody gruntowej. Im większa infiltracja tym większe zmiany w zwierciadle wody. Zmiany te mogą być przesunięte w czasie z opadami. Im głębiej zwierciadło wody, tym później zmiany są widoczne. Wartość infiltracji zależy od: ─ wodoprzepuszczalności gruntu głównie przy powierzchni, ─ uniesienia terenu (teren nachylony większa część wód spłynie i jako wody powierzchniowe dopływają potokami, najkorzystniejszy teren do infiltracji to teren płaski),

─ temperatura (im temperatura jest większa i parowanie też ,tym mniejsza infiltracja) ─ wilgotność powietrza, prędkość wiatru, ─ pokrycie szatą roślinną (im roślinność bujniejsza tym parowanie jest większe), ─ nasycenie wodą środowiska skalnego, ─ przemieszczanie gruntu (zamarznięty grunt jest zablokowany), ─ działalność człowieka (jeśli powstaje kopalnia i pozom zwierciadła zostaje obniżony to infiltracja będzie większa).

RUCH LAMINARNY - ma miejsce , gdy strugi są równoległe i nie wykazują drgań ( ruchów poprzecznych). Ma on miejsce przy niektórych prędkościach przepływu. Po przekroczeniu pewnej granicznej wartości liczbowej średniej prędkości przepływu, ruch laminarny zmienia swój charakter przechodząc w ruch przejściowy później ruch burzliwy - turbulentny.

RUCH TURBULENTNY - następuje po przekroczeniu pewnej prędkości średniej granicznej. Zostaje wówczas zakłócony regularny charakter ruchu. W tym ruchu występują zjawiska: wirowanie, pulsacja, mieszanie się oddzielnych strug cieczy. w porównaniu do prędkości przesączania wody w ruchu laminarnym prędkość w ruchu burzliwym zmienia się proporcjonalnie do ½ potęgi spadku hydraulicznego. W warunkach pośrednich gdy ruch wody podziemnej ma przejściową prędkość pomiędzy ruchem laminarnym i burzliwym, czyli zachodzi z prędkością krytyczną, należy stosować dla spadku hydraulicznego wykładnik potęgi pośredniej ² /₃ ;

V= k * J ²/₃. Ruch burzliwy występuje w mocno szczelinowatych skałach oraz w skałach okruchowych, w bezpośrednim kontakcie ujęć widnych, przy dopływie wód do wyrobisk górniczych, kopalń przy wypływie wód o zwierciadle napiętym w źródle.

RUCH NIEUSTALONY - Ruch w którym choćby jedna z wielkości go charakteryzujących (prędkość, napór, ciśnienie,...) jest nie tylko funkcja położenia ale także funkcja czasu - zmienia się w czasie

RUCH USTALONY- Ruch, w którym wielkości ruch charakteryzujące, takie jak prędkość, napór, ciśnienie,.. są funkcją położenia F(x,y,z) a nie zależą od czasu, nie zmieniają się w czasie w żadnym punkcie.

LINIA PRĄDU: Prędkość przesączania cząstki w ośrodku porowatym obliczyć możemy jako pochodną drogi względem czasu pomnożoną przez porowatość n. v= n (ds/dt) prędkości składowe wynoszą odpowiednio: Vx= n(dx/dt); Vy= n(dy/dt);

Vz= n( dz/dt) z równań wynika: dx/Vx=dt/n; dy/Vy=dt/n; dz/Vz= dt/n - są to równania różniczkowe torów cząstek cieczy, w których czas jest wielkością zmienną. Wobec wartości prawych stron równań wynika:

dx/Vx(t,x,y,z)=dy/Vy(t,x,y,z)=dz/Vz (t,x,y,z)

Dla ruchu ustalonego tory cząstek pokrywają się z liniami prądu a równania linii prądu ma postać:

dx/Vx=dy/Vy=dz/Vz, stąd dla ruchu płaskiego

Vxdy-Vydx=0, wyrażenie to stanowi różniczkę zupełną jakiejś funkcji φ, która spełnia warunek:

Vx=δφ/δy Vy=- δφ/δx. Funkcja φ nazwana jest linią prądu. Po podstawieniu otrzymamy

δφ/δx dx + δφ/δy dy = δφ = 0 z tego wynika, że φ (x.z)=const jest równaniem linii krzywych, linii prądu. Funkcja prądu ma tę właściwość, że dla wszystkich punktów danej linii prądu ma wartość stałą. ψ(x,y)= const - równanie linii ekwipotencjalnych. Linie prądu są trajektoriami ortoganalnymi linii ekwipotencjalnych, a funkcje ψ i φ są funkcjami harmonicznymi sprężonymi.

Lina prądu linia przeprowadzona w polu prędkości odpowiadającemu pewnej chwili, tak że wektory prędkości odpowiadające wszystkim punktom leżącym na tej linii są do niej styczne.

WYSOKOŚC HYDRAULICZANA - w dowolnym punkcie obszaru filtracji określa się na podstawie siatki hydrodynamicznej - w szczególności linii ekwipotencjalnych. Jeżeli punkt, dla którego chcemy obliczyć wysokość hydrauliczną, leży między liniami ekwipotencjalnymi to należy wykreślić na siatce hydrodynamicznej linię prądu przechodzącą przez ten punkt, zaś wysokość hydrodynamiczną w tym punkcie określa się drogą interpolacji. Wysokość piezometryczną określa się ze wzoru: p/γ = H⁺_- z,

gdzie p- ciśnienie; H- wysokość hydrauliczna, z- pionowa współrzędna punktu, γ - ciężar właściwy przesączającej się cieczy. Spadek wysokości hydraulicznej dla dowolnego punktu obszaru znajduje się w sposób: J= -ΔH /Δs, gdzie: Δs - odległość między 2 liniami mierzona wzdłuż linii prądu Δs;

ΔH - różnica wysokości hydraulicznych pomiędzy dwoma sąsiadującymi liniami ekwipotencjalnymi.

SPADEK HYDRAULICZNY - gradient hydrauliczny: Siłami czynnymi, wywołującymi ruch cieczy są siła ciężkości i siła ciśnienia. Energia masy strumienia w dowolnym przekroju wynosi: gdzie E_P - energia potencjalna, E_k - energia kinetyczna:

E= E_P + E_k=M g z = p(M/ρ)=(Mv²)/ρ

Poprzez wzór: h=z+p/gρ + v²/2g wyrazić można energię jednostki masy cieczy poprzez wysokość słupa cieczy określającą potencjał strumienia, który nazywamy wysokością piezometryczną. Transport masy cieczy z przekroju I do przekroju II związany jest z wykonaniem przy potrzebnej na pokonanie sił oporu ruchu. Na wykonanie tej pracy zużyta zostanie część potencjału strumienia dh. W przypadku przepływu filtracyjnego prędkość przepływu i wynikająca stąd energia kinetyczna jest w porównaniu z energią potencjalną bardzo mała i może być pominięta. Stosunek przyrostu wysokości piezometrycznej do długości drogi przepływu dl nazywamy spadkiem hydraulicznym lub gradientem hydraulicznym. I = -(dh/dl)= - grad h

PRĘDKOŚĆ FILTRACJI - Fikcyjna makroskopowa prędkość przepływu wody podziemnej w ośrodku nasyconym. Wyraża natężenie strumienia filtracji przypadające na jednostkowy przekrój poprzeczny ( otrogonalny do linii prądu) ośrodka porowatego - skały a nie do przekroju efektywnej przestrzeni porowej, którą płynie woda:

v= Q/A_sk wymiar: v= [LT^I]. jednostki: m/s, m/h, m/d. zależy od: różnicy ciśnień panujących na końcu i na początku rozpatrywanego rozdziału, zatem od gradientu oraz od oporów przepływu jakie stawia grunt.

PRĘDKOŚC PORAWA - ŚREDNIA PRĘDKOŚC RZECZYWISTA - jest to prędkość makroskopowa przepływu wody podziemnej odniesiona do przekroju przestrzeni porowej, liczbowo równa stosunkowi prędkość filtracji do porowatości efektywnej. Wyraża więc rzeczywistą prędkość średnią w utworach porowych.

STRUMIEŃ - jest to suma wszystkich strug przechodzących przez dowolne pole A, posiadające

skończone wymiary. Strumień oznaczenie fizyczne. Wydatek strumienia jest to ilość cieczy przepływająca przez jego przekrój poprzeczny - prostopadły do linii prądu.

PRAWO DARCY^`EGO:

H. Darcy był pierwszym, który zajął się zjawiskiem filtracji. Przeprowadził on doświadczenia w prostym przyrządzie składającym się z cylindra matalowego, do którego wkładał próbki piasku. Przez cylinder i próbkę przepuszczał wodę, mierząc różnice jej poziomów w cylindrze i naczyniu dopływowym i ilość wody przepływającej w jednostce czasu. Na podstawie tych doświadczeń stwierdził, że objętościowe natężenie przepływu filtracyjnego, czyli ilość wody przechodzącej przez środowisko porowate w jednostce czasu jest proporcjonalne do spadku hydraulicznego i poprzecznego przekroju środowiska filtracyjnego i współczynnika filtracji. Q= kJF

V=Q/F, V=kJ i V=u/γ * Δp/l, gdzie k - wsp. filtracji, J - spadek hydrauliczny, F - powierzchnia przekroju prowadzącego wodę , Δp - różnica ciśnień w at , γ- ciężar właściwy wody. Te dwa równania są matematycznym wyrazem prawa filtracji - prawa Darego, które wyraża liczbową zależność prędkość filtracji od spadku hydraulicznego. Prawo Darecego traci swoją wartość wszędzie tam, gdzie poza tarciem laminarnym występują dodatkowe siły oporu, w szczególności siły powierzchniowe (molekularne) i bezwładności oraz tarcia brzegowego.

HIPOTEZY PRZEPŁYWU NIELAMINARNEGO:

Provego - Forchneimena:

J= av+ bv² , gdzie: J - spadek hydrauliczny;

v - prędkość filtracji; a,b - stałe

Smrekera - Missbacha:

V= A * (J)1/n 1≤ n ≤ 2, gdzie: A - współczynnik przepływu nielamniarnego

Chezy - Krasnopolskiego stosowana dla przepływu turbulentnego: V= B √ J V= k*J - przepływ lamniarny

Q= Fk(ΔH/l) k= Ql/FΔH

Q=FV

Q(t)

Q= (πD²)/4 * k* h/V= f*( - dh/dt)

(πD²)/4 * k * 1/l * dt=(- dh/4) * (πD²)/4

Q= dv/dt (t)

(D²k)/(ld²) ∫ t1 t2 dt= - ∫ h1 h2 dh/h

rysunek:

przepływ

nie ustalony

d

D

l

T

KAPILARNOŚĆ -powstaje na skutek istnienia w gruncie porów, które tworzą jakby rurki między szkieletem gruntowym. W skutek przyczepności do ścianek tych rurek oraz napięcia powierzchniowego woda może unosić się na wysokość powyżej poziom swobodnego zwierciadła.

KAPILARNOŚĆ CZYNNA - wysokość, na którą woda na skutek sił napięcia powierzchniowego podniesie się w porach gruntu ponad poziom swobodnego zwierciadła przy podsiąkaniu od dołu.

Laboratoryjny sposób wyznaczania kapilarności czynnej: sprzęt: statyw, rurka szklana Ø 4-6mm i dł. 1,5-20m (od dołu filtr lub siatka), ubijak drewniany, lejek, naczynie, deseczka drewniana. Przeprowadzenie doświadczenia: rozdrobnić piasek tak aby nie było grudek. Rurkę szklaną zaopatrzyć od dołu w filtr, ustawić na deseczce drewnianej i nasypać piasek (każdorazowo piasek ma tworzyć warstwę 2cm). Ubić piasek. Po napełnieniu piaskiem, wstawić ją do naczynia w pozycji pionowej i przymocować do statywu. Potem do naczynia nalewamy wody tak aby zanurzenie końca rury nie przekraczało 1cm. Wysokość kapilarnego podniesienia się wody poznajemy po kolorze gruntu. Wysokość mierzymy po 1,2,5,10,15 i 30 minutach i po 1,2,4,6,24 godzinach. Za początek kapilarnego podniesienia się wody przyjmuje się czas gdy poziom H2O w gruncie = H2O w naczyniu. Kapilarność czynną podajemy w cm słupa wody.

KAPILARNOŚC BIERNA - wysokość na jakiej woda będzie się utrzymywać w porach gruntu ponad poziomem swobodnego zwierciadła przy obniżeniu tego poziomu. Laboratoryjny sposób wyznaczania kapilarności biernej: Stosowany jest dla gruntów sypkich lub o niedużej spoitości, dla których Hkc <170cm. Nie stosuje się do gruntów o spoitości wystarczającej do uformowania kulki o Ø 7-8 mm, względnie od 2mmmm lub mikroskopowo został uznany za niejednorodny. Sprzęt: naczynie o Ø >20 cm i h>30 cm. Napełnić wodą powyżej 25 cm. Lejek szklany o kącie rozwarcia 60º i Ø rurki 5-10 mm i h>50mm. Rurka gumowa dł> 2m i Ø>14mm. Urządzenie do zawieszania lejka i umożliwienie podniesienia lejka na h>2m ponad powierzchnię zwierciadła w naczyniu. Podziałka powyżej 2 cm i działce 5cm. Termometr o zakresie 0-30ºC z podziałką powyżej 1ºC. Sekundomierz, przyrządy do oznaczania wilgotności. Przeprowadzenie doświadczenia: Rozetrzeć próbkę do stanu sypkiego, odsiać ziarna powyżej 2 mm. Z pobranego gruntu pobrać 5 próbek o ciężarze ok. 20g. Rurkę zanurzyć w wodzie ok. 10 cm, uważając na dobra odpowietrzenia lejka i rurki. Po zanurzeniu wkłada się di lejka sączek filtracyjny, przytrzymując go na dnie lejka pod wodą. Piasek do lejka wsypywać małymi porcjami ugniatając powierzchnię usuwając w ten sposób pęcherzyki powietrza. Temperatura wody i próbki -+ 2º C od temperatury otoczenia.

■ badania wstępne: Lejek podnosić z prędkością 1 cm/s aż pod próbkę utworzy się pęcherzyk z powietrzem, wówczas zmniejszyć różnicę wysokości między sposobem próbki a zwierciadłem wody w naczyniu. Otrzymana wartość to wstępna wielkość Hkb. ■ badanie właściwe: Badanie na 2 próbkach prowadzone jednocześnie, lejek podnosić na wysokość 0,7 Hkb pozostawiając go w tej pozycji na 5 minut. Trzeba pilnować aby nie tworzył się pęcherzyk powietrza, jeżeli powstanie przesunąć o 5 cm w górę z prędkością 1cm/s. i zostawić na kolejne 5 minut. Podnosić aż pęcherzyki pod sączkiem powstanie na skutek przebicia się powietrza przez próbkę. W chwili powstania pęcherzyka zanotować czas w minutach jaki upłyną od zatrzymania się lejka na ostatnim poziomie i wysokości jego poziomie h (cm) ponad zwierciadło wody. Jeżeli dojdziemy do 170 cm z lejkiem i nie powstanie pęcherzyk znaczy to, że grunt jest zbyt spoisty. Badanie jest nie ważne, gdy pęcherzyk w rurce powędruje do góry do sączka lub gdy pęcherzyk przebije powierzchnię między próbką a powierzchnią lejka. Hkb= (h-5.0)+∆h

WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI: Określenie współczynnika filtracji metodą przepływu ustalonego: Określenie polega na pomiarze ilości wody, która w jednostce czasu przesączy się przez próbkę skały o określonej wydajności i przy określonej różnicy ciśnień. Przyrządy są oparte na idei przyrządu Darcygo. Konstrukcja przyrządu różni się tylko zależnie od tego czy badane są skały luźne, spójne czy lite. Do badania przepuszczalności żwirów i piasków od grubo ziarnistych do pylastych może służyć aparat Wiuna typu ITB - 2W - U2. Aparat Wiuna służy do badania przepuszczalności hydraulicznej żwirów i pisków. Budowa: Tworzą go dwa metalowe cylindry umożliwiające ustalanie wody na różnych poziomach oraz pierścień, w którym umieszcza się próbkę. Grunt przeznaczony do badania musi mieć wyznaczony ciężar właściwy, ciężar objętościowy w stanie naturalnym oraz wilgotność, z czego oblicza się porowatość i wskaźnik porowatości naturalnej. Trzeba też zmierzyć pierścień aparatu. Trzeba go zważyć, zmierzyć średnicę, wysokość i obliczyć objętość, wyznaczyć ciężar objętościowy gruntu o naturalnej strukturze i wilgotności. Próbkę z zachowaną naturalną wilgotnością wysuszyć w temperaturze 105-110ºC i następnie ochłodzić. Próbkę wsypuje się do pierścienia porcjami i zagęszcza się maksymalnie. Na jego dnie i powierzchni próbki umieszcza się siatkę filtracyjną. Pierścień z próbką wkłada się do cylindra i przytwierdza się ściśle do dna. Do filtracji używa się przegotowanej lub odpowietrzonej wody. Wodę doprowadza się przez końcówkę dolną dopływu. Dopływ reguluje się tak, aby woda przebywała drogę od spodu do wierzchu badanej próbki w czasie nie krótszym niż 20 min. Pierścień przykrywa się perferowanym krążkiem i ustawia obciążnik o masie 10 kg, wywierając na próbkę nacisk ok. 104 Pa. Ustawia się na ścianie pionową podziałkę. Gdy zwierciadło wody osiągnie przelew z prawej strony, ustali się ciśnienie co 2 min. i mierzymy ilość wypływającej wody oraz różnicę Δh. Spadek hydrauliczny musi być w granicach 0,3-0,8 a ilość wypływającej wody nie większa niż 0,5 l/min. W czasie badania mierzymy stale temp. wody. Jeśli 5 kolejnych pomiarów różni się więcej niż o 2% badanie jest prawidłowe. Wówczas podnosimy przelew z lewej strony tak aby poziom wody w obu cylindrach wyrównał się. Zamykamy kraniki z dopływającą wodą, obniżamy przelew z prawej strony i wypuszczamy wodę, do poziomu przelewu prawego.

KRYTYCZNT SPADEK HYDRAULICZNY DLA KURZAWAKI:

Ikr=[( 1-n)*(p_s-p_w)]/p_w

p_{s -} gęstość szkieletu ziarnowego; p_w=- gęstość wody; n - współczynnik porowatości

G=Flp_sg(1-n)

W=Flp_wg(1-n)

P=flI_krgp_w

G=P+W

I_kr= ΔH_kr /l

G- siła ciężkości; W- siła wyporu wody; P- siła przepływającej wody

OZNACZENIE WSPÓŁCZYNNIKÓW FILTRACJI NA PODSTAWIE KRZYWEJ UZIARNIENIA:. Współczynnik filtracji zależy od granulometrycznego składu skały, porowatości i temperatury wody. Wzory oznaczające współczynniki filtracji, które wymagają wykonania analizy granulometrycznej, a nawet oznaczenia porowatości. Wzór Hazena - piaski żwiry, których średnica leży w granicach 0,1-3,0mm i U<5; k=Cde² (0,70+0,3 t) m/d, gdzie C - empiryczny współczynnik zależny od nierówności uziarnienia, de - średnica miarodajna, t - tem. wody.

Wzór Lange: C= 400+40(n-26), n- wsp. porowatości w %. Nomogram wzoru Hazema tworzy układ współrzędnych na którego osi odciętych podane są wartości średnicy miarodajnej na osi rzędnych - wartości współczynnika filtracji. Przez układ biegną krzywe charakterystyczne dla poszczególnych wartości liczbowego współ. C. Odczyt przebiega następująco: Z punktu odpowiadającego na osi odciętych wartości średnicy miarodajnej wyprowadza się prostą aż do przecięcia z odpowiednią krzywą C a stąd prostopadłą do osi r4zędnych, która wskaże na niej poszukiwaną wartość wsp. filtracji ( w tem. 10ºC). Wzór Kugera: K= 322(n/(1-n)² de² m/d

Wzór Slichtera: k= 88,3 de² m 1/η m/d; k= 496 mde² m/d, gdzie: n - wsp. porowatośc, de - średnica miarodajna, m - wsp. liczbowy zależny od porowatości, η - wsp. lepkości wody.

PODSTAWOWE RÓWNANIA PRZEPŁYWU WÓD PODZIEMNYCH: , gdzie: s - powierzchnia właściwa; φn - średnica miarodajna kanalików;

dn - średnica miarodajna gruntu; n - współczynnik porowatości; ρ - gęstość gruntu; g - przyśpieszenie ziemskie; ά - współczynnik krętości kanalików;

η - współczynnik lepkości dynamicznej;

k - współczynnik przepływu; l - długość przepływu.

PRZEPŁYW 2 ELEMENTÓW ZE ŚCIANY O POWIERZCHNI dy I dz:

przepływ przez ścianę lewą:

-( ρVx-½*(δ(gVx)/δx)dx)*dy*dz*dt

przepływ przez ścianę prawą:

ρVx+½*(δ(gVx)/δx)dx)*dy*dz*dt

sumaryczna ilość wody przepływające przez ściankę:

δ((gVx)/δx)dx*dy*dz*dt

dla ścianki dolnej i górnej:

δ((gVz)/δz)dy*dz*dx*dt

ilość wody jaka wypłynie z sześcianu to:

[δ((gVx)/δx)+ δ((gVy)/δy)+ δ((gVz)/δz)] *dx*dy*dz*dt

równanie ciągłości dla przepływu trójwymiarowego cieczy:

δ(ρn)/δt+δ(ρVx)/δx+ δ(ρVy)/δy+ δ(ρVz)/δz=0

dla ośrodków izotropowych:

Vx=-k*(δH/δx) ┐

Vx=-ky*(δH/δy) ├

Vx=-kz*(δH/δz) ┘

dla ośrodka izotropowego:

Vx=-k*(δH/δx) ┐

Vy=-k*(δH/δy) ├

Vz=-k*(δH/δz) ┘

dla jednowymiarowego:

V= -k*(dH/dl)

dla jednostajnego:

V= k*(ΔH/l)

równanie ciągłości:

(δρn)/δt+ (δρVx)/δx+ (δρVy)/δy+(δρVz)/δz=0

(δρn)/δt= ρ*(δn/δt)+n*(δρ/δt)

równanie stanu:

(δρn)/δt= [ nρ²gβw+(1-n)²ρ²βs](δH/δt)=

ρη_spr*( δH/δt), gdzie: n - współczynnik porowatośc;

βw - współczynnik ściśliwości wody;

βs - współczynnik ściśliwości skały

WARUNKI BRZEGOWE DLA PODSTAWOWYCH RÓWNAŃ PEZEPŁYWU WÓD PODZIEMNYCH: Warunki brzegowe I rodzaju występują wtedy gdy na brzegach obszaru filtracji dane są wartości funkcji h (x,y,z,t)

h= F₁(x,y,z,t). Warunki brzegowe II rodzaju występują wtedy gdy na brzegach zadane są wartości pochodnej normalnej do brzegu, co oznacza uzależnienie warunków brzegowych od wartości przepływu na brzegach δh/δn= φ; δh/δn= F₂ (x,y,z,t)

Warunki brzegowe III rodzaju - mieszane -występują wtedy gdy wzdłuż brzedu zadana jest liniowa kombinacja wartości funkcji h i jej pochodnej

δh/δn= φ co prowadzi do h+ Aδh/δn= F₃(x,y,z,t).

Warunkami brzegowymi I rodzaju określa się przypadki: granice kontaktu wód powierzchniowych np. rzeki z wodami podziemnymi, jeżeli na tej granicy nie występują dodatkowe opory filtracyjne spowodowane np. kolmotacja brzegu; granicę kontaktu wody w studniach z warstwą wodonośną; swobodne zwierciadło wody podziemnej lub wysokość ciśnienia w naporowych poziomach wodonośnych. Warunkami brzegowymi II rodzaju wyraża się przypadki: nieprzepuszczalną granicę filtracji przez którą nie ma dopływu wody podziemnej; dopływu wody podziemnej znanej wartości zachodzący przez granią badanego obszaru; granicę dzielącą warstwy wodonośne o różnej przepuszczalności na której wartość natężenia przepływu określa min stosunek przepuszczalności obu warstw; zasilanie zewnętrzne (+lub-) warstwy wodonośnej wynikające np. z infiltracji opadów atmosferycznych, parowania itp. Warunkami brzegowymi III rodzaju są przypadki: zakolmatowane

Q=dV/dt

V= -dh/dt

F=πD²/4

---