plik

• o —

e r “

i V ^ - \

Jest to zdolność skały całkowicie nasyconej wodą do oddawania wody wolnej.

JcItEiJitccj pod działaniem siły ciężkości.-.
Określa się ją także jako defiltrację lub odsączalność grawitacyjną.

Mutrą (Hljączalności skały jest współczynnik odsącza In ości.
>*“ V»/V-
V„ to objętość wody odsączonej ze skały,

V to objętość skały.

Ilość wody odsączającej się zależy od wielkości porów. Jest tym większa im większe są pory. Pośrednio zależy
zatem od wielkości ziam. Dlatego największą odsączalność mają żwiry. Bardzo małą lub praktycznie zerową iły,

gdzie pory są bardzo małe i w większości zajęte przez wody związane. Ma duże znaczenie przy bilansowaniu
zasobów wód podziemnych. Można odczytać z tabel, policzyć ze wzory(Bielińskiego i Kozerkiego), metody
Iabaroatoryjne(Kinga, suszenie, odwirowanie) i polowe(Clarka).
Piasek mułkowaty 0,12
Żwir 0,26
Skały lite, szczelinowate lub skrasowiale 0,01

współczynnik filtraciw miara przepuszczalności ośrodka skalnego w stosunku do wody. Zależy ona od wartości

ośrodka ślćalńego i lepkości wody, a lepkość wody zależy od temperatury. Jeżeli podajemy wartość
współczynnika i nie jest podana wartość temperatury oznacza że wartość filtracji mierzone w temperaturze 10
stopni.
Pierwszy wzór podał amerykański badacz Alen Hazen

k=Cd.J(0,7 + 0,03t) |m/d].

Jest to tak zwany wzór empiryczny. W tym wzorze C jest to współczynnik zależny od nierównomierności
uziamienia.
U jest zbliżone do jedności C =1200,
U od 2-4 C » 800
Gdy U 4-5 , c =400

;

d* to średnica miarodajna
T to temperatura wody w stopniach Celsjusza.
Granica stosowalności wzoru to d* w przedziale (0,1 ;3mm) i U<5.
wzór amerykański. kH)J6d7«2,:ł [cm/s]
Granica stosowalności wynosi od 0,01 do 20 mm.

Współczynnik przepuszczalności- miara przepuszczalności ale tylko ośrodka skalnego bez uwzględnienie;
własności fizycznych medium które się przez to przesącza >
skały przepuszczalne to takie, które mają współczynnik k powyżej 10'5 m/s: Mogą one stanowić warstwy .'
wodonośne, możemy z nich ujmować wodę. Dalej mamy słabo przepuszczalne albo półprzepuszczalne. Mają
współczynnik pomiędzy 10'1 a 10'T. Nie stanowią one warstw wodonośnych, ale mogą mieć duże znaczenie w

ich zasilaniu. Skały nieprzepuszczalne (izolujące) nie przewodzą wody albo przewodzą ją w bardzo znikomych
ilościach. Wówczas k < 10‘ m/s

Qyl

K m.F \ p

W tym wzorze Q wyrażamy w cm3/s

Eta wyrażamy w puazach lub inaczej dyn*s/cm2

L  wyrażamy w cm
F — powierzchnia w cm  •
Delta p -  pascale albo dyny/cm1.

Dlatego jednostką przepuszczalności jest era1.  W praktyce jednak ta jednostka jest bardzo duża i w związku z
tym jeśli  lepkość wyrazimy w centypuasach, to jest railipascalosekundach, a różnice ciśnień w atmosferach
technicznych  lat *981.000 dyn/cm1 “  0,98  103 Pa,  wtedy mamy jednostkę Darcy, albo milidarcy.

Definicja współczynnika przepuszczalności - skała ma przepuszczalność 1 darcy, kiedy jeden cm k wadi ulowy

przekroju przepuści w ciągu jedenj sekundy 1 cm sześcienny cieczy o lepkości 1 ccntypu»/«' przy różnicy

ciśnień 1 atmosfery na długości 1 cm_

Rzeka drenującą (mapa hydroizohips) - rys. 1

t ) Radoczynność- zdolność wody podziemnej do wysyłania promieniowania a, ß, y. Naturalnym hódlrm

' pierwiastków są przede wszystkim szeregi uranowo-radowy, torowy i uranowo-aklynowy. Jest lo

promieniotwórczość naturalna w odróżnieniu od sztucznej wywoływanej przez człowieka.' Szczególną rolę w
promieniotwórczości naturalnej odgrywają gazy promieniotwórcze Rn, Tn, An powstająco w efekcie
promieniowania.

promieniotwórczość stała- rzadko występuje w wodach, wynika z obecności izotopów Ra, U 1 "K długie
okresy rozpadu

Promieniotwórczość czasowa jest związana z gazami Rn, Tn, An. Są one wychwytywane przez wodę przy
przejściu przez skały w której zachodzi promieniotwórczość. Promieniotwórczość ta stosunkowo szybko zanlkn

W wodach podziemnych spośród trzech dominuje Rn, łatwo rozpuszczalny i o stosunkowo najdłuższym
okresie półrozpadu, a mianowicie 3,825 dnia w odróżnieniu od Tn (54s ) i An (3,9 s). W związku z tym Tn i

An nie odgrywają prawie żadnej roli.

Jednostką aktywności promieniotwórczej 1 kiur(l Ci).

1 Ci “ 3,7*10l#Bq. W ciągu jednej sekundy rozpada się 3,78*10'® atomów w 1 g radu.

W odniesieniu do jednostki objętości wody mówimy o radoczynności właściwej. Możemy zapisać I Ci/cm1 lub

1 Bq/cra3. W praktyce używa się jednostki znacznie mniejszej nCi/1, co jest jedną miliardową częścią Kiura.

Czynnikiem radoczynności jest rodzaj skał przez które przepływa woda. Największa jest w masywach kwaśnych
skał magmowych. Najmniejsza w zasadowych skałach magmowych. W skałach osadowych panują warunki
pośrednie.
Oprócz radoczynności naturalnej może występować radoczynność sztuczna na którą wpływ mają:

•

wybuchy bomb atomowych i wodorowych,

•

reaktory atomowe w przypadku awarii bądź wybuchów,

•

elektrownie atomowe, zakłady przemysłowe pracujące na energii atomowej, statki z napędem

atomowym itp.: w razie awarii lub niedostatecznego zabezpieczenia

•

duże laboratoria gdzie stosuje się izotopy promieniotwórcze

duże ośrodki badań atomowych pracujące za pomocą wielkich akceleratorów w przypadku

niedostatecznej kontroli

•

Ścieki i odpady promieniotwórcze przedostające się do środowiska,

•

badania terenowe z użyciem radioizotopów.

5-^ Szczeliny podział genetyczny

Svneenetvcme powstają w wyniku działania sił wewnętrznych przy tworzeniu niektórych skał. Na przykład

przy tworzeniu magmy. Zewnętrzne partie wcześniej stygną co powoduje kurczenie się masy skałotwórczej.

Powstają wówczas naciski tensyjne doprowadzające do spękań. Szczeliny takie nazywamy synklazaml. Mogą

być jawne lub utajone (niewidoczne gołym okiem). Mogą się ujawniać w trakcie procesów wietrzenia. Cios w

skałach związany w obecnością synklaz.

tektoniczne powstałe wskutek ruchu skorupy ziemskiej. Wyróżniamy disklazy gdy nie występuje przesunięcie
skał i paraklazy gdy mamy przesunięcie skał wzdłuż płaszczyzny uskoku.

fiiftklftfy występują zarówno w skałach leżących poziomo jak i pofałdowanych.; jeżeli przecinają serię kilku
warstw nazywamy je megadiaklazami.

S Z C Z E L I N

W MO&IfllJfó)) <

'iłiny il<>. ¿ynicnln /. sorią uskoków (strefą uskokową). Mogą być bowiem aktywne .—

j>r/r|Hi»/< /nlnr tlla włwly, lut> nleaUiywue wypełnione np. materiałem ilastym '

( ] iLLitKnY »Iftrienlowe. Powstają w wyniku zmian temperatur, zamrozu. Nie sięgają zwykle głębiej niż 20

/ meirtw < ilęl>loj iintoininst mogą znajdować się szczeliny kopalne.,

\ ) >iai y-iowuc ¿wicrciatllo piczomctryczne i napięte i ciśnienie zaznaczyć- m .2

¡M zw. Napiete- zwierciadło, które występuje na powierzchni utworów niewodonośnych występujących w stropie.

' warstwy wodonośnej.

H^ciśnienie piezometryczne- wysokości do której podniesie się zwierciadło -

AOjzw. Piezometryczńe- zwierciadło wody ustabilizowane w otworze(jak nie ma otwoni to fizycznie nie istnieje.

y\A^j Jakie czynniki wpywaia na temperaturę w od podziemnych

szerokości geograficznej
Wysokości nad poziomem morza
Głębokości od powierzchni terenu
Prędkości mchu wody podziemnej
Geologiczno-fizycznych własności środowiska geologicznego (środowisko cieplne i pojemność cieplna)

« )

co to iest te d°d6Q/dc

Drugie pojęcie to pojęcie współczynnika nlerównomierności uzia mienia (U) który według Hazena d^/d.

Hazen zastrzegł że średnicę miarodajną możemy w ten sposób wyznaczać dla skał w których d. zawiera się

między 0,1 a 3,0, a U zawiera się między 1 a 5.

4 5 ).Średnica miarodajna- to średnica jaką miałaby skała zbudowana z ziaren jednorodnych, wykazująca taką

' przepuszczalność jak skała analizowana. Według Hazena średnica miarodajna dla skały nierównoziamistej to

średnica djg wyznaczona z krzywej granulometrycznej. Zawartość ziarn poniżej tej średnicy stanowi 10% masy
skały.

narysuj schemat hydroizohips rzeki infiltrującej- rvłJ

/ Stopień odczucia określa się także w skali 6 stopniowej

0 — brak odczucia smaku

1 - bardzo słabe

2 -  słabe
3 -  wyraźne
4 -  silne
5 -  bardzo silne

Jeśli chodzi o jakość odczucia wyróżniamy trzy grupy zapachów. Pierwsza grupa zapach roślinny (R)
wywołany obecnością związków organicznych.
Druga grupa to zapachy gnilne (G). To zapachy związane również z obecnością substancji organicznej, ale w
stanie rozkładu gnilnego.

;;

Trzecia grupa to zapachy specyficzne (S). Są związane z obecnością jakiś specyficznych substancji, najczęściej^
zanieczyszczeń, np.. benzyna, fenol, chlorofenol, chlor. W przypadku zapachów specyficznych, jeżeli uda się
zidentyfikować substancję, która wywołuje zapach, podajemy rodzaj tej substancji.

Badania na zimno oznacza się literką z, a na gorąco literką g. Wynik podaje się w trójczłonowy na

kodzie. Na pierwszym miejscu temperatura badań, dalej intensywność (0-5) i na końcu jakość (R, G, S). Na
pizykłnd Z1R. leżeli będzie podane G2S(C1). Oznacza że badania na gorąco wykazało słaby zapach chloru.

'fc/^soudek hydrauliczny- wody są zasilane infiltracją, co powoduje przepływ przez strefę aeracji i saturacji, aż -

do strefy drenażu. Zwierciadło wody wykazuje zatem pewne nachylenie. To nachylenie jest bardzo ważne bo

decyduje o przepływach. W hydrogeologii określamy nachylenie za pomocą pojęcia tpadku hydraulicznego.
Jeżeli mamy jakąś warstwę musimy przyjąć jakiś poziom odniesienia - najczęściej poziom morza i wyznaczamy

położenie zwierciadła wody w dwóch otworach oddalonych o wartość 1 i określamy wysokość położenia

zwierciadła wody nad poziom odniesienia (h2 i h|).

I - hl-h2/l

Spadek hydrauliczny(rys.4) to stosunek długości do długości, w związku z czym określamy go w ułamku

dziesiętnym. Jest pojęciem zbliżonym do spadku rzeki. Spadek hydrauliczny zależy od;

przepuszczalności utworów: Spadki są większe jeżeli przepuszczalność jest słabsza,
zróżnicowania morfologii terenu

" i “““ ”“80-

z u

GB|Ot=?rva>\H

' I ł ) Podział genetyczny wód i jak powstają:

l O G ^ O

infiltracyjne (meteoryczne}. infiltracja opadów w środowisko geologiczne

•

Kondensacyj ne - kondensacja pary wodnej z atmosfery w postaci rosy

•

Juwenilne - powstałe w wyniku procesów magmatycznych; wody uwalniane ze stygnącej magmy ,

Gdy temperatura spada poniżej temperatury krytycznej, która dla wody wynosi 374,15° para ulega

skropleniu i mamy tak zwany etap hydrotermalny. W związku z tym wody juwenilne pojawiają się w
gejzerach i gorących źródłach.

•

Reliktowe (szczątkowe)-nie pochodzą ani z infiltracji ani z kondensacji ani z procesów juwenilnych.

Są to wody dawnych basenów sedymentacyjnych które zachowały się w osadach. Można też wyróżnić
tu kopalne wody Infiltracyjne i sedymentacyjne

Metamorficzne - mogą powstawać w wyniku pewnych procesów hydrogeochemicznych -

przekształceń minerałów

Geneza szczelinowatości + parametr

Skały lite, które pierwotnie nie wykazują własności hydrogeologicznych mogą takie własności uzyskać jeżeli
nastąpi ich spękania- powstają szczeliny. Dzielimy je na syngenetyczne, tektoniczne i wietrzeniowe. Geneza

szczelin jest wcześniej.

•

Gęstość liniowa (Gi) - Gi “ n /l, n- liczba szczelin przecinająca wybraną poziomą linię pomiarową, 1 -

długość wybranej linii pomiarowej. Linia powinna być tak wybrana aby była prostopadła do

dominującego bięgu szczelin. Jeżeli nie jest ten warunek spełniony liczymy gęstość liniową ze wzoru:

G, =

I s i n a s i n p

f gdzie

o - kąt upadu płaszczyzn szczelin,

P kąt między linią biegu szczelin a linią w której dokonuje się pomiaru.

' •

Gęstość powierzchniowa szczelin -mazywany jest też współczynnikiem gęstoici szczelin (Gp). Jest to

stosunek długości wszystkich szczelin do powierzchni pola F, na które one wychodzą.

GP= F

•

Współczynnik szczelinowatości - najlepszy parametr, d“ bsEL/F.

bs -średnia szerokość szczelin.

K L A S 1 f‘5 I

\ /v

- S D Ą R ^ A C j / -

Ten pod/ial jest oparty na jednym kryterium, ale bardzo istotnym - związek z powierzchnią terenu i atmosferą.

Wody podziemne

dzieli się na wody strefy aeracji i saturacji W strefie aeracji wyróżniamy wody związane -

higroskopijne, błonkowate, kapilarne, i wolne - wsiąkowe i zawieszone.

¿V

¡o

Wody strefy saturacji dzielimy na cztery typy(wg Pazdro): przypowierzchniowe (zaskóme), gruntowe,
wgłębne i wody g lin o w e Wody powierzchmo\V?rnidją uajsiWlejsze związki z atmosferą, gruntowe także,

związek bezpośredni. Wody wgłębne mają pośredni związek a głębinowe żadnego (nie są zasilane infiltracją i
ciepłem zewnętrznym).

O tjwod

ody przypowierzchniowe (zaskórne7hlpodermiczne)Wvstepuja płytko pod powierzchnią terenu i często

pozbawione są strefy aeracji lub jest ona bardzo słabo wykształcona. Pojawiają się w dnach zaklęsłości
terenowych, płaskich dnach dolin rzecznych, przy wiecznej zmarzłoci, gdzie odmarza tylko przypowierzchniowa

bardzo płytka strefa. Są to wody silnie związane z opadami. Ponieważ jest mała pojemność tych warstw

zaskómych, mogą one okresowo zanikać, a jak jest bardzo mokro, to może nastąpić całkowite wypełnienie

porów wodą i wody nic będą więcej wsiąkać.

Mogą zamarzać w przypadku mroźnych zim, są zanieczyszczone drobnoustrojami, są zażelazione i zakwaszone,
mają dużo substancji organicznej, sąsiadują bowiem Z glebąi strefą korzeniową roślin. W obszarach suchych

zasolone w wyniku silnego parowania. Właściwie nie mają charakteru użytkowego. Są uciążliwe dla -
budownictwa w szczególności, bo zwierciadło taki ma duże wahania, często bardzo płytko, co powoduje duże
trudności przy fundamentowaniu, bo trzeba wtedy bardzo izolować te obiekty. Ze względu na zawartość kwasów

humusowych i COa mogą być agresywne w stosunku do Fe i stali. Są więc mało przydatne, choć wiele studni

kopanych jest na nich opartych i w wielu miejscach się jąpije. Jest ona szkodliwa. Takie tereny z wodami
zaskómymi są również niekorzystne dla rolnictwa i ogrodnictwa.

Woda grantowa Od powierzchni terenu skały wodonośne o znacznej miąższości. Wyraźna strefa saturacji i
aeracji.

Wody gruntowe występują w utworach wodonośnych osadzonych od powierzchni terenu i charakteryzujących
się wyraźnie rozwiniętą strefą aeracji. Podobnie jak wody zaskóme są zasilane bezpośrednio w wyniku
infiltracji opadów. Wykazują one znaczne związki z powierzchnią terenu i atmosferą, a tym samym
temperaturą powietrza atmosferycznego.

Mają znaczenie użytkowe. Są wykorzystywane gospodarczo do zaopatrzenia w wodę. Związki z powierzchnią
mają walor pozytywny (zasilanie infiltracją) i negatywny (łatwo mogą ulegać zanieczyszczeniom pochodzenia
antropogenicznego). Jeżeli zlikwidujemy bądź ograniczymy ogniska zanieczyszczeń stosunkowo szybko może

dochodzić do samooczyszczania tych wód.

Wyróżniamy strefę aeracji i saturacji. Granicąjest zwierciadło wody gruntowej. Zwierciadło wody podziemnej
najczęściej jest nachylone. Wynika to z tego że wody są zasilane infiltracją co powoduje przepływ przez strefę
aeracji i saturacji, aż do strefy drenażu. Tam następuje odbiór wód do cieku powierzchniowego. Zwierciadło
wody wykazuje zatem pewne nachylenie. To nachylenie jest bardzo ważne bo decyduje o przepływach.

ć -jw ody wgłgbne

Występują już głębiej i nie mają tak bezpośrednich związków z powierzchnią terenu j nie są zasilane w.
wyniku bezpośredniej infiltracji opadów przez warstwy wodonośne. Są zasilane przez infiltrację ale tylko

pośrednio. Wykazują one wolniejsze tempo krążenia i wymiany wód, słabsze reakcje na zmiany

klimatyczne i inne czynniki powierzchniowe. Charakteryzują się większą odpornością na zanieczyszczenia .
pochodzenia antropogenicznego. Mają większą stałość własności fizycznych i chemicznych oraz składu.,
chemicznego. Jednak jeśli już dojdzie do zanieczyszczenia tych wód to na znacznie dłużej, gdyż
samooczyszczanie jest powolne.

Wody wgłębne zasilane są pośrednio. Generalnie rzecz biorąc to takie wody, które występują w warstwie
wodonośnej przykrytej od powierzchnie terenu warstwą niewodonośną. Mogą być jednak zasilane na
wychodniach warstwy. Infiltracja nie występuje natomiast nad warstwą wód wgłębnych.

Wody mogę być też zasilane w różny sposób pośrednio, np. w sytuacji gdy mamy jakąś górną warstwę wód
gruntowych, następnie utwory niewodonośne i jakąś płaszczyznę uskoku. Przez tę płaszczyznę mogą wnikać
wody gruntowe do wgłębnych. Inna możliwość to kontakt bezpośredni warstwy wodonośnej z warstwą wód
gruntowych.

W utworach czwartorzędu często mamy zasilanie pośrednie wód wgłębnych przez tzw. okna hydrogeologiczne.

Wyróżniamy okno erozyjne i sedymentacyjne

Zasilanie wód wgłębnych niezależnie od okien hydrogeologicznych może również następować przez
przesiąkania utworów niewodonośnych ale o sporej przepuszczalności. Na dużych obszarach takie
przesiąkanie(Przeiiąkanie to przepływ przez utwory półprzepuszcżalne, a przesączanie to przepływ przez
utwory przepuszczalne) ma duże znaczenie. Taką przepuszczalność mogą wykazy wać mulki czy gliny. Jeśli
ciśnienia w tej warstwie wód wgłębnych są niższe nil w strefie wód gruntowych, może nastąpić przesiąkanie.

Wody artezyjskie

;

Z wodami wgłębnymi związane jest pojęcie wód artezyjskich.

Strefa ciśnień artezyjskich występuje gdy zwierciadło piezometryczne jest powyżej powierzchni terenu. W
pozostałych strefach mamy ciśnienia subartezyjskie —

zwierciadło wody podniesie się na pewną wysokość ale ta

wysokość jest poniżej powierzchni terenu i woda zacznie wypływać.

Warunki artezyjskie najczęściej występują wtedy kiedy mamy spełnione następujące czynniki:

•

Jest objętość warstw zdolna do przewodzenia i akumulowania wody wolnej

•

Podścielenie warstwami bardzo słabo przepuszczalne

•

Mamy nieckowate lub monoklinalne nachylenie warstw.

°)

Występują głęboko pod powierzchnią będąc odizolowane wieloma kompleksami utworów bardzo słabo

przepuszczalnych i nieprzepuszczalnych, więc są bardzo słabo odnawialne. Występują w stagnacji. Podlegają

tylko ruchom dyfuzyjnym i osmotycznym.

Pod względem genetycznym są to stare wody sedymentacyjne i reliktowe dawnych basenów sedymentacyjnych,

bądź też kopalne infiltracyjne, a następnie odcięte od powierzchni terenu.

Znajdują się pod bardzo dużym ciśnieniem. Ciśnienie to nazywamy ciśnieniem petrostatycznym mas skalnych.’
Im większa głębokość tym ciśnienia te są wyższe.

¿ZA) Czynniki decydujące o

dysocjacja słabych kwasów takich jak kwas węglowy oraz siarkowodór i kwasy organiczne

procesy utleniania siarczków i procesy organiczne.

procesy syntezy naturalnego tlenu i azotu w łuku elektrycznym

zdolności buforujących środowiska skalnego i wód podziemnych. Czynnikiem buforującym są przede

wszystkim węglany oraz procesy sorpcji jonów H4, które zachodzą w szczególności na drobnych cząstkach'

. minerałów ilastych.

cJ'!.] Jaka iest różnica miedzy współczynnikiem porowatości a wspolczypikiem filtracji

Stosunek objętości porów do objętości całej próbki (V) nazywamy współczynnikiem porowatości n. ■

V - V z

oprócz tego możemy mówić jeszcze o wskaźniku porowatości oznaczany literą e ■

V z

' - Vp/Vz.,

V - jest to objętość próbki slcaly w cm3.

V, to objętość porów w tej próbce »
V, objętość ziaren

współczynnik porowatości dotyczy porów a filtracja dotyczy przewodzenia wody, na filtracje wpływa
porowatośc(?7??????Xmoże chodzi o to, źe w przypadku n to się bierze pod uwagę wszystkie pory, a k, to

bardziej by było związane z porowatością efektywną, czyli tylko z połączonymi porami, którymi może być

przewodzona woda... nie wiem

(

T to współczynnik wodoprzewodPości

T “ k*m, m - miąższość, czyli określa nam potencjalną zdolność warstwy wodonośnej do przewodzenia wody.

Wymiar to m2/d.

Jakby co to wodoprzepuszczalnoś<5=filtracja©

Wskflżnj.k ii;liitraęjj - stosunek ilości wody wsiąkającej do ilości opadów. Wyrażamy go w procentach albo

ułamku dziesiętnym. W » I/P [*/•]■ Przy czym te wartości opadu i infiltracji wyrażamy najczęściej w mm słupa

wody; mierzymy to lizymetrem

Czynniki wielkości Infiltracji:

•

przepuszczalność skał i gruntów - jest to zdolność skały do przewodzenia wody.

•

Rzeźba powierzchni terenu - jeżeli teren jest płaski nie ma warunków do spływu powierzchniowego.

Przy nachylonym terenie woda spływa i infiltracja się zmniejsza.

•

temperatura - im wyższa temperatura tym parowanie jest większe i infiltracja niniejsza.

•

wilgotności powietrza - Im większy niedosyt wilgotności, tym większe parawanie i tym mniejsza

infiltracja. Duży niedosyt na pustyni W naszych warunkach niedosyt jest zerowy.

•

Pokrycie szatą roślinną: generalnie rzecz biorąc szata roślinna zwiększa jednak infiltrację.

•

Nasycenie wodą środowiska skalnego.

•

Przemarzanie gruntu - przemarznięty grunt jest praktycznie nieprzepuszczalny i infiltracja ustaje

. całkowicie.

•

działalność człowieka - najczęściej negatywnie, zmniejszając infiltrację, poprzez wycinanie lasów,
kanalizację rzek, likwidację małych zbiorników, ogranicza infiltrację poprzez zabudowę terenów -

asfaltowanie, betonowanie. Człowiek może wpływać na infiltrację poprzez orkę. Orka równoległa do

poziomicy ogranicza spływ i zwiększa infiltrację, zmniejsza też erozję gleb.

W^p^łęgmails igijli>yQfei.gpr£&sigi

W przypadku wód pod ciśnieniem istotne znaczenie ma fakt, że środowisko skalne i wody podziemne cechują

się w pewnym stopniu własnościami sprężysty mi. Są one niewielkie, ale jednak występują.

Zdolność skały do zmieniania objętości pod wpływem działania sił określa współczynnik ściśliwości ps

A Vs

fis* V s A P

Vs - objętość skały wodonośnej przy początkowym ciśnienieu w m1

Avs — zmiana objętości

A p * pi - po - ciśnienie początkowe i końcowe [Pa]

Zdolność wody do zmieniania objętości określa współczynnik v

AVW :■

P r* V w ń p

Wpływ ściśliwości wody i skał określa współczynnik zasobności sprężystej:(S). Jest on w pewnym sensie
odpowiednikiem współczynnika odsączalności p. Współczynnik odsączalności polega na odsączeniu całej wody
wolnej. A współczynnik S określa nam ile wody może się z warstwy wodonośnej wydobyć w wyniku zmiany

ciśnienia. Ten współczynnik zasobności albo pojemności sprężystej według Jacoba to:

P s C

s « irym (P„ + n )

y -ciężar właściwy wody w N/m3

M - miąższość warstwy wodonośnej (m)

Pw - współczynnik ściśliwości wody

C - bezwymiarowy współczynnik którego wartość wynosi 1 dla niescementowanych skał ziarnistych,

n - współczynnik porowatości

rys.S- Wyobraźmy sobie prostopadłościan. Na dole mamy warstwę wodonośną. Zaznaczamy ciemnym

trójkątem zwierciadło piezometryczne i oznaczamy H jako wysokość zwierciadła piezometrycznego, a m -
miąższość warswy wodonośnej. Załóżmy że obniżyło się zwierciadło o AH. Powierzchnia podstawy

prostopadłościanu to A.

Współczynnik zasobności sprężystej to stosunek objętości wody, która wypływa z prostopadłościanu o
podstawie A I wysokości m. w wyniku jednostkowego obniżenia się zwierciadła piezometrycznego o AH “

Im, do objętości prostopadłościanu o tej samej podstawie A i wysokości AH czyli 1 m.

S - A AH

Wartości liczbowe tego współczynnika wyrażamy w ułamku dziesiętnym są oczywiście niskie i pryzjmują

zakres od 10'5 do 10"3.

Narysować studnie dogłębna. niedoełebionŁ zupełna, .niezupełną.- m -S

Współczynnik filtracji a przepuszczalność hydrauliczna
Współczynnik przepuszczalności jest miarą przepuszczalności ale tylko ośrodka skalnego bez uwzględnienie

własności fizycznych medium które się przez to przesącza. Współczynnik ten nie jest odniesiony do wody, tak

jak współczynnik filtracji(- zależy od własności filtracyjnych, lepkości -temperatury). I:fo jest ważne żeby

można było określać czy to płynie woda czy ropa naftowa.

Co wpływa na porowatość

•

jednorodność uziarnienia. Większą mają skały bardziej jednorodnie uziarnione. W skale o

niejednorodnym uziaroieniu, drobniejsze występują pomiędzy większymi i ograniczając wielkość

porów.

•

Kształt ziaren. Większa porowatość gdy ziarna są zbliżone do kuli a mniejsza, gdy są.elipsoidalne. *

•

sposób ułożenia ziaren.: środki ziaren tworzą kwadrat-większa lub tworzą romb- mniejsza-> wpływ

kompakcji. Skały młode mają układ kwadratu. Wraz ze wzrostem głębokości obserwujemy zawsze

spadek porowatości.

•

Porowatość nie zależy od wielkości ziaren! Dlatego iły mają bardzo wysoką porowatość mimo

drobnego uziarnienia.

•

stopnia »cementowania.i

Formy azotu, geneza i przemiany |

Azot występuje w znacznych ilościach atmosferze« a także substancji organicznej przedostaje się do gleby i
wód podziemnych z atmosfery w wyniku wyładowań.-naturalny nawóz. Ponadto azot i związki azotu pochodzą

z gazów wulkanicznych. Wiązany jest również z powietrza przez niektóre bakterie - azotobakter. Związki

mineralne azotu są dobrze rozpuszczalne. v

Kation amonowy N H /, •
Anion azotynowy NOft

Anion azotanowy i
Podrzędnie także jon cyjankowy CN' *

Jon cyjankowy występuje, tworząc związki kompleksowe o silnych wiązaniach z metalami

Jon amonowy występuje głównie w warunkach redukcyjnych. Źródłem jest rozkład materii organicznej, przy
czym migracja azotu w formie azotu amonowego jest ograniczona, ponieważ jest to kation sorbowany r

intensywnie, a także podobnie jak potas, intensywnie wychwytywany przez roślinny (składnik biogenny).

Powstaje w wyniku reakcji amoniaku z wodą Jon amonowy może tworzyć się również w wyniku redukcji
azotynów i azotanów. Źródłem jest także rozkład materii organicznej pochodzenia antropogenicznego. Jest

to dominująca forma azotu w ściekach. Uwalnia się również ze składowisk odpadów.

Utlenianie azotu amonowego prowadzi do powstawania azotynów i azotanów.

Azotyny to forma pośrednia i występują na ogół w niewielkich ilościach.;-

Końcowym efektem utleniania związków azotu sa azotany, które są trwałą formą. Bardzo łatwo migrują w

wodach podziemnych.

Źródłem azotanów są nawozy azotowe. Stanowią podstawową formę azotu. Poza tym są również ścieki i ,

odpady, z których uwalnia się początkowo azot amonowy, natomiast w wyniku procesów nitryflkacji powstają

azotany.

Są efektem nitryflkacji azotu ze ścieków, odpadów, emisje gazowe, spalanie paliw

Proces denitryfikacji, czyli redukcji azotanów, który zachodzi dopiero w głębszych poziomach wodonośnych.

Musza być warunki redukcyjne, związane z zawartością materii organicznej. Wtedy zachodzi redukcja

azotanów do azotu gazowego.

Jak zmierzyć czy parametry wydajności źródeł

1) naczynia pomiarowe- kiedy wypływ jest mały

m e to d a

przelewów-metoda Thompsona(rys.7) dla wydajności 1-1 Ol/s i Ponceleta(rys.8) dla

wydajności pow. 101/s, pomiary dotyczą tylko wysokości przelewającej się

Zarysuj schematycznie zrodlo ascenzyine (Y

-8)

Źródło ascenzyjne- inaczej artezyjskie; motorem wypływu jest ciśnienie hydrostatyczne

W skaźnik pojemności źródła

Jest to stosunek sumarycznej rocznej wydajności źródła do pojemności wody w poziomie wodonośnym, który
zasila źródło.

P“Q/V dla małych poziomów wodonośnych P dochodzi do 10; dla dużych basenów 10'3- 10'ło

Źródło descensvioeV
Źródło, którego motorem wypływu jest grawitacja(rys.9)

Źródło intermituiace r . pulsacja przepływu; związane z przepływem lewarowym w kanałach krasowych
Pieniawa - siłą motoryczna wypływu są gazy; inaczej źródło gazujące, wyprowadzają wodę zagazowaną, to
znaczy mieszankę wody i gazu. Jako gaz występuje najczęściej CÓ2 pochodzenia juwenOnego, rzadziej metan i

Wody w strefie aeracii 4- krotka charakterystyka /

Wyróżniamy: bigroskopijne i błonkowa(związane), kapilarne, kapilarne zawieszone(na pograniczu), zawieszone

oraz wsiąkowi(wolne).
Wody higroskopijne otaczają ziarno, blonkowate tworzą zewnętrzną powierzchnię na wodach higroskopijnych.

“* —

-■

- .. ---’ "1» •

kWoda higroskopijna-sorbowana z powietrza przez drobne ziarna mineralne i koloidy. Podczas sorbowania

wydziela się ciepło co świadczy o dużej sile wiązań pomiędzy cząsteczkami wody a ziarnem. Zdolność skały do
sorbo wania pary wodnej nazywa się wodochłonnościąhigroskopijną( zależy od wielkości ziaren- im większe
tym mniejsza wodochłonność higroskopijna. -•

Woda higroskopijna jest bardzo silnie związana z ziarnami mineralnymi. Gęstość wynosi 2 g/cm3,za marża

w temperaturze -78°C, nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego i nie rozpuszcza substancji mineralnych.

Co ważne, woda ta nie może być wykorzystywana przez rośliny.

<d w o d a błonkowata*- wiązaniu ulegają drobiny pochodzące z ciekłej wody. Własności wody błonkowatej

zbliżają się do własności wody wolnej Grubość blonki tych wód jest różna - najprawdopodobniej nie
przekracza 0,5 mikrometra; Temperatura zamarzania trochę poniżej zera, nie przenosi ciśnienia
hydrostatycznego, ma zdolność rozpuszczania substancji mineralnych'ale w ograniczanym zakresie,
zdolność skały do wiązania wody błonkowatej nazywamy wodochionnością molekularną. Używa się również
pojęcie wilgotność molekularna która określa ilość wody błonkowatej występującej w skale(charakter cząstek,
występujące w nich ładunki, stopień spolaryzowania wody, stężenie rozpuszczonych w nich substancji,
średnica ziaren)

C^Wody kirollame^- w wyniku działania sił molekularnych występuje tak zwane zjawisko wloskowatośd. W

bardzo wąskich rurkach ciecz:raoże wznosić się lub opadać w stosunku do poziomu cieczy w dużym naczyniu.
Poziom wody w cienkiej rurce rośnie a rtęci opada. Przyczyną wzniosu kapilarnego są siły działające na
granicy ciała stałego i cieczy.
Uproszczony wzór na wysokość wzniosu kapilarnego h=0,15/r cm wody względem szkła. Wyrażenie h to tak
zwana stała kapilarna wody względem szkła, i
Przy iłach i glinach wszystkie pory są już wypełnione wodą higroskopijną i błonkowatą Nie ma już miejsca na

wodę kapilarną. Dlatego gleby na lessach  i pyłach są najbardziej  urodzajne
Wody kapilarne mają własności zbliżone do wody wolnej. Podlegają sile ciężkości przekazując ciśnienie
hydrostatyczne i mają zdolność rozpuszczania  soli.; Temperatura zamarzania jest tylko nieco niższa niż zero.
Mają ważne znaczenie dla  roślin.

C^Wndy kanilarne zawieszone?*)

Mianowicie jeżeli zwierciadło wody będzie się obniżać może dojść do tego że część wód w strefie wzniosu <
kapilarnego pozostanie w poszerzonej strefie aeracji, Wody kapilarne nie nadążają za zwierciadłem. Innym

• powodem może być przesączanie przez strefę aeracji, kiedy z wód infiltrujących tworzą się wody kapilarne.

Zjawisko występowania wód kapilarnych zawieszonych związane jest z tym że w skałach występują tak zwane
kapilary łańcuszkowe.

Otóż w strefie aeracji możemy mieć do czynienia z występowaniem zróżnicowania litologii skal. W obrębie
utworów piaszczystych mogą występować soczewki skał o bardzo słabej przepuszczalności. Jeśli zwierciadło
wody występuje na określonej głębokości wody infiltrujące zbierają się na soczewce i tworzy się mini strefa

saturacji która jest nad główną strefą saturacji.Mogą one występować okresowo po okresie intensywniejszej ■

■

infiltracji lub też w sposób ciągły.

Cóż interesującego możemy odczytać z hydroizohips?

Hydroizohipsa — linia łącząca punkty zwierciadła wody leżące na tej samej wysokości względem
przyjętego poziomu odniesienia. Najczęściej jest to poziom morza. .

•

Kierunek ruchu wody podziemnej. Generalnie są prostopadłe do hydroizohips-

•

Wyznaczanie spadku hydraulicznego?

•

Obszary zasilani* (z których woda płynie) i drenażp (do których woda płynie). N a nasze

mapie strefa drenażu to bariery studzienne, a strefa zasilania to wysoczyzny*

•

Wododziały, Linie rozgraniczające poszczególne strumienie wód podziemnych. W ododział

rozgranicza wody spływające do różnych stref drenażu.

•

Zasięg obszaru oddziaływania ujęcia - zasięg leja depresyjnego/Strefa gdzie

n a stą p iło

zdeprecjonowanie naturalnego zwierciadła wody.

•

Związki wód podziemnych i powierzchniowych. Najczęściej rzeka drenuje wody

podziemne.

Jakie parametry należy znać. abv obliczyć temperaturę wód gruntowych na danei głębokości? -
Poniżej strefy neutralnej temperatura rośnie wraz ze stopniem geotermicznym'. Znając stopień geotermiczny i

temperaturę wody możemy obliczyć z jakiej głębokości pochodzi. Możemy też oszacować jej temperaturę na
danej głębokości

Dia określenia głębokości H= gpT-it* + A) ] + h

H -h

Dla określenia temperatury T “ ti,+ A + 9

T- temperatura wody na głębokości H w °C

tj, - średnia roczna temperatura w danej miejscowości

A - poprawka w zależności od wysokości >•

H - glębokość.występowanla wody (ra) i-

h- głębokość strefy stałych temperatur (m).,.

g - stopień geotermiczny (m/°C)

PRAVO O

«D WęłjCJy

Prawo Darcy
Mamy naczynie z dwoma rurkami(rys.lO) Woda będzie doprowadzana od góiy i odprowadzana od dołu.

Ciśnienie w punkcie możemy wyrazić na podstawie wysokości położenia i ciśnienia. Musimy je jednak odnieść
do poziomu wyrównawczego. W drugim piezometrze ciśnienie jest niższe o wartość A H. Długość oznaczamy

jako 1.

Strata energii przy przepływie wody przez ośrodek porowaty sprowadza się do straty wysokości ciśnienia.
Stosunek straty wysokości ciśnienia do odległości na jakiej on zachodzi nazywamy spadkiem hydraulicznym:

I - dh/dl

Możemy zapisać : Q = vF. Czyli ilość wody przepływającej przez ośrodek porowaty równa się powierzchnia
przekroju i prędkość przepływu. F to pole przekroju.

Wzór Darcy to:

Q = -kFAH/1. (-) oznacza, że przepływ wody jest w kierunku malejących ciśnień.

Prędkość Darcy(prędkość fikcyjna) to V“ k*I prędkość przepływu wody podziemnej jest wprost proporcjonalna
do J, w współczynnikiem proporcjonalności jest k(wsp. filtracji)

Istotne jest to że prędkość przepływu wyznaczona ze wzoru Darcy jest prędkością fikcyjną. Oznacza to, że nie

istnieje w przypadku ruchów poszczególnych cząstek wody. Jest tak dlatego że we wzorze przyjęto że woda

przepływa prze całą przestrzeń wypełnioną piaskiem, a w rzeczywistości jest tak, że woda przepływa tylko przez
poiy. Dlatego oprócz prędkości Darcy stosuje się też określenie rzeczywistej prędkości przepływu wody(W)

W - k‘ I/nr

Ruch laminarny i turbulentey
Przepływ wód podziemnych nazywamy generalnie filtracją. Generalnie rzecz biorąc w skałach porowatych ruch
ten ma charakter laminarny - inaczej móWiąc uwarstwiony. Możemy wyróżriiać ruch laminarny, ruch

turbulentny (burzliwy) oraz mieszany. Generalnie mamy jednak do czynienia przede wszystkim z ruchem

uwarstwionym. Możemy to sobie wyobrazić w ten sposób że jeżeli mamy przepływ wód w przewodzie

cząsteczki wody przemieszczają się równo po torach równoległych w stosunku siebie, nie ma przepływów
prostopadłych.

Porowatość efektywna fmiarodajna)

Porowatość efektywna to część objętości porów, przez które odbywa się ruch wody wolnej.

Oznaczamy ją literą n„« V /V .

V, to objętość porów czynna w czasie przepływu wody. -

Niekiedy utożsamia się porowatość efektywną z odsączalnością. Jednakże sens fizyczny tych dwóch

parametrów jest różny. Odsączalność to grawitacyjne odsączanie się wody. Porowatość efektywna jest
związana z ruchem wody. Znowu główny probiera jeśli chodzi o porównanie tych dwóch parametrów

wynika z obecności wód kapilarnych. W zależności bowiem od szybkości przepływu wody kapilarne

mogą być włączane do przepływu (jeśli jest on szybki).

Generalnie rzecz biorąc w utworach o dużej przepuszczalności porowatość efektywna jest w przybliżeniu równa

odsączalności. W skałach drobnoziarnistych porowatość efektywna jest większa od odsączalności.

nQ” W

k - współczynnik filtracji (m/s),
J - spadek hydrauliczny,

W - rzeczywista prędkość ruchu wody (m/s)

Stan bakteriologiczny, teoria coli i indeks coli

Wody podziemne mogą zawierać bakterie chorobotwórcze w wyniku zanieczyszczeń pochodzenia
antropogenicznego. Picie zanieczyszczonej bakteriami wody mole powodować dur brzuszny, czerwonkę,
cholerę i szereg innych chorób.

W związku z tym dokonuje się oceny stanu bakteriologicznego wody. Byłoby bardzo trudno badać obecność
bakterii poszczególnych. W związku z tym badanie dotyczy w większości jednej wybranej bakterii — pałeczki

okrężnicy czyli Escherichia Coli. W zasadzie nie jest chorobotwórcza, ale występuje w przewodzie
pokarmowym człowieka oraz zwierząt ciepłokrwistych. W związku z tym obecność EC może świadczyć
również o obecności bakterii chorobotwórczych. Określa się tak zwane miano Coli oraz wskaźnik Coli. Miano
Coli to liczba cm5 wody, na które przypada jedna pałeczka bakterii Coli.

|
'I

jj/Ć = 100/WC

Natomiast wskaźnik Coli to liczba pałeczek okrężnicy w 100 cm3 wody.

WC= 100/Mc

Oprócz badań na obecność EC wykonuje się również badania hodowli bakterii. Badania E.C wykonuje się w
dwóch wersjach: ogólnej i pochodzenia kałowego. Okazało się bowiem, że E.C mogą również w określonych
warunkach tworzyć się poza przewodem pokarmowym, np. w strefach rozkładu materii organicznej

Niekiedy dokonuje się dodatkowo badania bakterii, które powodują denitryfikację azotanów albo redukcję
siarczanów

Całkowicie czysta i bezpieczna woda jest taka kiedy miano Coli wynosi 100 i powyżej. Co oznacza że jedna
pałeczka przypada na co najmniej 100 ml wody. Jeżeli miano coli jest niższe woda wykazuje zanieczyszczenie.

Mogą też występować niegroźne dla człowieka bakterie żelaziste, powodujące przemiany związków żelaza. Dla
człowieka zagrożeniem są chorobotwórcze bakterie, wirusy, pierwotniaki i jaja pasożytów, które mogą pojawiać
się w pewnych warunkach i są szczególnie odporne na dezynfekcję.

Dezynfekcja ma zapobiegać zagrożeniom. Powszechnie wykorzystuje się do niej chlor gazowy, a ostatnio
dwutlenek chloru, nie powodujący charakterystycznego zapachu chloru. Ozon też, ale on służy przede
wszystkim do uzdatniania - zmniejszenie zawartości substancji organicznej. Po ozonowaniu musi następować

poddawanie sorpcji wody przez złoża węgla aktywnego.

Ruch ustalony i nieustalony;

Jeżeli z otworu pompujemy stałą ilość wody Q i między trzema wartościami to jest Q, s i R ustali się równowaga
czyli będą one stałe w czasie, to mówimy że jest ruch ustalony. Ruch jest zawsze nieustalony w pierwszym
okresie pompowania potem ustala się na pewnym poziomie..Dopiero kiedy depresja będzie stała przy stałej

wydajności to mówimy że ruch jest ustalony.

Ruch nieustalony polega na tym że przy stałej wydajności poszerza się początkowo lej depresji. Zarówno
wydajność jak i zmiany powierzchni depresyjnej w czasie zależą od wysokości ciśnienia, przewodnictwa
wodnego warstwy wodonośnej i własności sprężystych';.

Jakie parametry trzeba znać aby obliczyć dopływ wody do studnifrys.l 1)

wzory dla studni zupełnej

k ( H 2 - h 2)

dla zw. swobodnego

Q =

1,36-

l g i ? - l g r

k= współczynnik filtracji
H= miąższość warstwy wodonośne/ wysokość zw. statycznego
h=* wysokość zw. wody obniżonego w studni

R- promień leja depresji
r° promień studni

R = 5 7 5 s j k * H s=H-h-> depresja/ wielkość o jaką obniży się zwierciadło wody w studni

dla zw. napiętego

e =

2 , 7 3

k ' m ' °

Igi? — Ig r

R ~ 3 0 0 0 s - J k

V .

Metody prezentowania analiz chemizmu w 6 d (m ,1 2 )

Wyniki analiz chemicznych przedstawia się w jednostkach wagowych. Zawartość składników rozpuszczonych
za wyjątkiem gazów, związków niezdysocjowanych i koloidów podaje się w mg/l. W przypadku

nierozpuszczonych w mg/kg. Czasami stosuje się gramy lub mikrogramy, a niektóre mil^roskładniki podaje

nawet w nanogramach

•

■

Jony reagują między sobą w ilościach równoważnikowych, a nie wagowych. Równoważnik to masa atomowa
podzielona przez wartościowość. Po przeliczeniu na równoważniki możemy wyrazić stężenie w miliyalach.
Zeby sprawdzić wyniki powinniśmy wszystkie wskaźniki wagowe przeliczyć na milivale.

Suma anionów powinna się równać sumie kationów. Dopuszczalny błąd to 3%. Analizę możemy przedstawić w
postaci wagowej i miligramorównoważnikowej.

Wzór Kudowa;

a n i o n y

Sp GM k a t i o n y T

Sp - składnik specyficzny (mg/l), np. I0,3. A radoczynność w nC

G - gazy w mg/l

M - mineralizację ogólną w g

Dalej podaje się aniony i kationy w procentach milivali

Temperatura w stopniach

H C P 3

— 9 0 j

C 19t3 7

Np. I^COj^M3 jVa~ 88< M O1

Metody graficzne: !

Diagram kołowy Udlufla. - powierzchnia koła wprost proporcjonalna do mineralizacji: 1 mg/l = 1 mm1

r - n

U góiy kationy na dole aniony obszar proporcjonalny do zawartości procentowej. Zawartość gazów podaje się za
pomocą współśrodkowych kół o powierzchni proporcjonalnej do zawartości (jak przy mineralizacji).

Diagram Tickela.

Polega to na tym że Tysujemy osie i zaznaczamy na nich w przyjętej skali wartość głównych jonów- kationów i
anionów. Sód i potas podajemy razem jako alkalia. Łączymy je uzyskując figurę geometryczną. Możemy obok
dorysować wyskalowane strzałki obrazujące zawartość CO* i M.

Jeżeli chodzi o przedstawianie większej liczby analiz na jednym diagramie wykorzystuje się diagramy
Schoeikra i Pipera. Na diagramie Schoeilera stężenia w skali logarytmicznej. Następnie każda analiza to
osobna linia łamana. Możemy przedstawić zatem wiele analiz. Widać ich ewentualne podobieństwo lub różnice.

Na diagramie Pipera analiza jest przedstawiona w postaci punktów. Może być przedstawiona duża liczba analiz.
Na diagramach trójkątnych są przedstawione osobno kadony i aniony. Jeśli chodzi o kationy stosuje się sumę Na

i K. Przenosimy to wszystko na diagram duży gdzie sumuje się różne aniony i i kationy.

t o ^

o T

> V

•.

Zasoby dynamiczne i statyczne

Zasoby wód podziemnych moglibyśmy określić jako ilość wody zawartej w określonych utworach
skalnych. Interesują nas wody które możemy z nich wydobyć, czyli wody wolne. Zasoby wód podziemnych są
odnawialne i znajdują się w ruchu. Oczywiście mamy też grupę wód podziemnych nieodnawialnych.
Zaliczamy do nich głęboko występujące wody głębinowe i traktujemy je tak jak inne surowce wtedy.

Zasoby statyczne obejmują całą objętość wody wolnej zawartej w porach lub szczelinach skalnych. Ilość tych

zasobów określa się niezależnie od ruchu wody. Zasoby statyczne dzielimy na stale i zmienne. Stałe to takie

które występują poniżej poziomu wahań zwierciadła wód podziemnych. Wyróżniamy podkategorie zasobów

sprężystych. Ze względu na własności sprężyste środowiska skalnego i wody z poziomów wodonośnych mogą

uwalniać się pewne ilości wody tylko z powodu zmian ciśnień.Jest to pewna część zasobów statycznych.
Zmienne zasoby pojawią nam się w wyniku obniżenia zwierciadła. Statyczne mają mniejsze znaczenie z punktu

widzenia kształtowania zasobów możliwych do wykorzystania. Nigdy nie powinno dochodzić do osuszania 8

wyczerpywania zasobów wód podziemnych choć przy eksploatacji zasoby są zawsze w jakiś sposób

naruszane..

Zasoby dynamiczne charakteryzują stopień odnawialności zasobów. Możemy je utożsamiać ze średnim
wieloletnim przepływem przez określony przekrój. Można je również wyrazić ilością wody zasilającej

poziom wodonośny z wielolecia lub za pomocą średniego wieloletniego odpływu wód podziemnych z

poziomu wodonośnego.

Jeśli chodzi o statyczne to jest objętość wody wolnej. Pozwala na to parametr odsączalności. Wzór jest taki Q -
Fhp. (F *11= objętość wodonośna, p= wsp. odsączalności).

Natomiast zasoby dynamiczne możemy utożsamiać z zasilaniem, przepływem i odpływem. Możemy określić

wielkość zasilenia infiltracyjnego który mam miejsce, albo wybrać przekrój i obliczyć przepływ, trzeci
sposób to wyznaczyć ilość wody dopływającej do cieku który drenuje dany poziom wodonośny.

Metoda infiltracyjna polega na tym, że na określonym obszarze na podstawie rozpoznania geologicznego

wyznaczamy poszczególne typy litologiczne osadów występujących w strefie przypowierzchniowej i

przyporządkowujemy im określone wskaźniki infiltracji. Wskaźnik infiltracji to stosunek wody efektywnie
infiltrującej do wody opadowej w wieloleciu. Wyrażamy w procentach lub ułamku dziesiętnym.

Najważniejszym czynnikiem infiltracji jest przepuszczalność utworów przypowierzchniowych. Rzeczywistą

wielkość infiltracji możemy ustalić lizymetrem. W praktyce polega to na tym że wydzieleniom litologicznym

przypisuje się określone wskaźniki infirlatracji.
Wg Pazdro stosuje się podział warunków infiltracji na 4 klasy:

Klasa

Wskaźnik

infiltracji

Litologia

Bardzo
dobre

0,30

Żwiry i paliki lodowcowe, sandrowe, rzeczne tarasów akumulacyjnych i
pokryweowe

dobre

0,25

Piaski 1 żwlery moren czołowych, piaski i żwiry glacjalne

Średnie

0,20

Piaski i mulki tarasów zalewowych, deluwia piaszczyste, ilaste

Złe

0,05

Gliny zwałowe, iły, mułki zastoiskowe, deluwia gliniaste

II metoda to obliczanie przepływu-

Trzecia metoda to metoda hydrogeologiczna wyznaczania dopływu do rzeki drenującej poziom wodonośny i
tutaj musimy dysonować pomiarami przepływu w ciekach.

Możemy określić także bilans zasobów dynamicznych z pomiarów wydajności źródeł jeżeli drenaż wód
podziemnych dokonuje się w całości poprzez źródła.

Z asoby e k sploatacyj ne j cjyspgzyęy inę..

Zasoby dyspozycyjne to ilość wody podziemnej obszaru bilansowego możliwa do zagospodarowania w

określonych warunkach środowiska i hydrogeologicznych bez wskazywania lokalizacji i warunków techniczno

ekonomicznych ujęć.

Zasoby eksploatacyjne są to zasoby możliwe do pobrania z ujęcia w określonych warunkach środowiska oraz

warunkach hydrogeologicznych i technicznych w przyjętej jednostce czasu.

Zasadnicza różnica polega na tym że zasoby dyspozycyjne określamy dla jakiegoś obszaru wydzielonego w.

oparciu o określone kryteria w którym bilansujemy zasoby wód podziemnych. Zasoby eksploatacyjne natomiast

określa się tylko dla ujęć wód podziemnych.

Zasoby dyspozycyjne najczęściej określamy dla jednostki bilansowej wydzielonej w oparciu o zlewnie
powierzchniowe. Z pojęciem zasobów dyspozycyjnych związane jest pojecie tak zwanych nienaruszalnych

zasobów wód podziemnych. Mianowicie chodzi tutaj o określenie tak zwanych przepływów nienaruszalnych w

ciekach.

Zasoby eksploatacyjne określamy dla ujęć wód podziemnych biorąc pod uwagę uwarunkowania środowiskowe,

hydrogeologiczne i jeszcze dochodzą techniczno - ekonomiczne. W praktyce okazuje się jednak że zasoby

eksploatacyjne mogą być mniejsze równe a czasami również większe od zasobów dynamicznych( zasoby

wzbudzone w wyniku eksploatacji wód podziemnych. Czynniki to: infiltracja brzegowej, przyrost infiltracji

efektywnej opadów, przesiąkanie z nadległych bądź podległych poziomów wodonośnych.

Zasoby eksploatacyjne musimy wiedzie że stanowią one część zasobów dynamicznych i statycznych i dlatego

najpierw trzeba wyznaczyć zasoby dynamiczne i statyczne.

Jedna grupa to metody hydrodynamiczne polegające na obliczeniu ustalonego dopływu na podstawie znanych

wzorów. Kolejna grupa metod to metody bilansowe. Polegają one na tym że określa się zasoby eksploatacyjne
znając zasoby dynamiczne, zasoby wzbudzone i zasoby statyczne, a także czas eksploatacji ujęcia. Dla dużych

ujęć w szczególności najwłaściwszą metodąjest metoda modelowania matematycznego.

Przy określaniu zasobów eksploatacyjnych trzeba wg aktualnie obowiązujących zasad określić nie tylko

wielkość zasobów, ale także obszar zasobowy i depresję zwierciadła wody.

Obszar zasobowy to obszar w którego granicach formuje się 50 do 70 % wielkości zasobów. Możemy określić

ten obszar zasobowy albo na podstawie izochrony dopływu wody do ujęcia albo na podstawie modułu zasilania.

Przyjmuje się że obszar zasobowy powinien stanowić obszar wyznaczony izochroną 25 lat dopływu do ujęcia.

Przez obszar zasilania ujęcia rozumiemy część przestrzeniu poziomu wodonośnego w którym formuje się

dopływ do ujęcia zarówno z ujętego poziomu wodonośnego jak i warstw towarzyszących nadległych i

podległych wraz z warstwami przepuszczalnymi. Zasięg leja depresyjnego nie pokrywa się z obszarem dopływu

wody do ujęcia. Obliczamy czas dopływu - jeśli jest mniej niż 25 lat, to cały obszar spływu jest obszarem

zasobowym, jeśli nie ograniczamy go izochroną25 lat.

Inna metoda polega na obliczeniach na podstawie modułu zasilania infiltracyjnego, np. ile doby infiltruje

przeciętnie w ciągu doby z 1 km 2 powierzchni.

Równanie dupuit na przepływ jednostkowy

Odpowiedz na to pytanie biorę z ćwiczeń bo tego na wykładzie nie było.

Przepływ jednostkowy (q). Jest to ilość wody, która przepływa w jednostce czasu, przez przekrój poprzeczny

warstwy wodonośnej o szerokości 1 m.

hi^wysokość jednej warstwy, h2“wysokość drugiej warstwy m=miąźszość

Zwierciadło napięte

ą » k

Zwierciadło swobodne

h l - h i

q « k

Przy określeniu zasobów wody bierze się pod uwagę tylko wodę wolną.

Oj “ qB

Qd= natężenie przepływu

B - szerokość warstwy wodonośnej.

zagrozenie wod podziemnych: ochrona bierna ,czynna(?)

najczęściej obserwowane parametry antropogeniczne to siarczany azotany i chlorki w zależności od izolacji

zmieniają się wyraźnie; stabilizacja tych parametrów zaznacza się dopiero przy znacznej miąższości glin