Зміст
Введення
1. Рух води в зонах аерації та насичення
2. Рух підземних вод у водоносних пластах. Визначення швидкості руху підземних вод
3. Стале і несталого руху підземних вод. Методи моделювання фільтрації
4. Приплив води до водозабірних споруд
4.1 Приплив безнапірних вод у досконалу горизонтальну дрену (канаву)
4.2 Розрахунок припливу грунтових вод у свердловину
4.3 Розрахунок припливу напірних вод у досконалу дрену
4.4 Розрахунок припливу артезіанських вод у свердловину
5. Методи визначення коефіцієнта фільтрації гірських порід. Визначення радіуса впливу
Висновок
Список джерел літератури
Введення
Гідрогеологія - наука, що вивчає підземні води Землі, їх історію, походження, формування, склад, режим, геологічну та геохімічну діяльність. Але головною метою гідрогеологічних досліджень залишається виявлення нових резервів питної води. У зв'язку з швидким зростанням чисельності населення нашої планети проблема запасів природних вод стає особливо гострою. У ряді районів вже зараз випробовується великий недолік прісної води, деякі країни імпортують воду з інших держав.
За кількістю водних ресурсів Росія займає одне з перших місць у світі. Проте промисловість і населення нашої країни розподілено нерівномірно, у зв'язку з чим і у нас в окремих районах виникають дуже великі потреби в питній воді. Таке становище склалося в окремих районах Уралу. У РФ, до того ж, є низка посушливих районів з відсутністю водних ресурсів або гострим їх недоліком.
Роль підземних вод у житті людини, тварин і рослин винятково велика, в зв'язку з цим значення гідрогеології для народного господарства переоцінити важко.
1. Рух води в зонах аерації та насичення
У зоні аерації, тобто в товщі порід, розташованої між денною поверхнею і дзеркалом грунтових вод, знаходяться:
а) водяний пар, що заповнює пори породи;
б) гігроскопічна волога, яка обумовлює гігроскопічну вологість порід;
в) плівкова вода, що обволікає зерна порід у вигляді плівок різної товщини, і
г) капілярна вода, що розташовується у вигляді капілярної кайми над дзеркалом грунтових вод.
Рух підземних вод у зоні аерації може відбуватися у вигляді пересування пара, у вигляді плівкового руху, вільного просочування і капілярного руху.
Рух пароподібної і гігроскопічної вологи. А. Ф. Лебедєвим було експериментально доведено, що волога в пароподібному стані пересувається від ділянки з більшою пружністю водяної пари до ділянки з меншою його пружністю. Пружність ж залежить від температури і вологості порід. Таким чином, якщо між різними ділянками гірських порід з'являється різниця в температурі або вологості, виникає рух водяних парів. При однаковій температурі рух спрямований від більш вологих часток до менш вологим; при однаковій вологості - від більш до менш нагрітих. Тому влітку пароподібна волога рухається зверху вниз, а взимку - знизу вгору.
Гігроскопічна волога також пересувається в порах порід у вигляді водяної пари.
Рух води в плівковому стані. За А. Ф. Лебедєву, рух води в плівковому стані відбувається під дією молекулярних сил і не підпорядковується впливу сили тяжіння.
Розглянемо рух плівковою води на прикладі. Припустимо, що ми маємо дві однакові по діаметру частинки породи, стикаються між собою. Частка з центром О 1 покрита плівкою води завтовшки Р 1, а друга частинка - більш тонкою плівкою, товщиною Р 2. Розглянемо вплив часток породи на частку води, розташовану в точці С. Легко переконатися, що відстань О 1 С = R + P 1 і воно більше, ніж О 2 С = R + P 2 т. е. частка 2 буде чинити більший тяжіння на частку води в точці С, ніж частка породи з центром О 1, У результаті частка води З перейде на плівку, що обволікає частку породи 2. Рух частинок води відбувається до тих пір, поки товщина плівок на обох частках породи стане однаковою.
Рух води у вигляді просочування. Просочування в породах може відбуватися у вигляді окремих цівок і у вигляді суцільної маси води. У першому випадку окремі струмені води рухаються самостійно, розрізнено. Спочатку відбувається змочування частинок грунту, після чого під дією сил тяжіння надлишкова вода у вигляді гравітаційної просочується вниз.
Такий вид руху Г. М. Каменський назвав вільним просочуванням. Другий вид руху спостерігається у випадку, якщо породи насичені водою повністю. Рух води тут відбувається зверху вниз під дією сили тяжіння. Цей вид руху вологи названий інфільтрацією.
Капілярна рух має місце як у верхній частині зони аерації при просочуванні та інфільтрації, так і над дзеркалом грунтових вод (у капілярної зоні). У першому випадку капілярний рух відбувається зверху вниз (капілярний всмоктування), у другому - знизу вгору {капілярний підняття).
У породах, насичених водою, тобто в зоні насичення, рух води може відбуватися у двох формах:
1) ламінарного, при якому струмені води течуть паралельно, без перемішування та
2) турбулентного, при якому відбувається хаотичний рух частинок рідини та інтенсивне перемішування її шарів. Перехід від ламінарного руху до турбулентному і назад відбувається при досягненні певної швидкості частинок рідини, що називають критичною швидкістю. Рух підземних вод в нескельних породах відбувається за типом ламінарного.
Щоб встановити закономірності руху рідини в породах, французький учений X. Дарсі в 1856 р. поставив нескладний досвід, який полягав у наступному. У циліндр, наповнений піском, наливали шар води, підтримуючи її рівень постійним. Вода після просочування через пісок виливалася через кран в нижній частині циліндра. У циліндр були вставлені вигнуті трубки, так звані пьезометра. Вода в них встановлювалася на різних рівнях (у верхньому пьезометра - вище) у зв'язку з тим, що в процесі фільтрації через пори грунту вода долала опір і на це втрачалася частина напору.
У результаті проведених досліджень Дарсі встановив, що кількість води, профільтрувалась через пісок в одиницю часу (витрата, О), прямо пропорційно різниці рівнів води в п'єзометричного трубках (ΔН = Н 2 - Н 1), площі поперечного перерізу циліндра (F) і деякому коефіцієнту пропорційності (К) і обернено пропорційно висоті шару піску (I). Виявилося, що коефіцієнт До залежить від властивостей піску і його стали називати коефіцієнтом фільтрації (Кф). Ця залежність одержала назву закону Дарен і зазвичай записується в наступному вигляді (1) :
(1)
Вираз
позначають буквою / і називають напірним, градієнтом або гідравлічним ухилом. Тоді можна записати
(2):
Якщо розділити обидві частини рівняння на F, то отримаємо швидкість фільтрації (υ) (2):
(3):
Таким чином, швидкість фільтрації прямо пропорційна коефіцієнту фільтрації та напірного градієнту. Формула (3) являє собою рівняння прямої лінії, у зв'язку з чим закон Дарсі називають лінійним законом фільтрації.
Якщо у виразі (3) прийняти I = 1, що має місце при ухилі, рівному 45 °, отримаємо
(4):
тобто коефіцієнт фільтрації - це та швидкість просочування, яку мав би потік при ухилі, рівному одиниці.
Не слід при цьому змішувати швидкість фільтрації зі швидкістю руху частинок води. Справа в тому, що Дарсі при розрахунках брав площа поперечного перерізу потоку (F) рівної перетину циліндра, тоді як насправді вода пересувалася в породі тільки по порах. Щоб отримати дійсну швидкість (і) руху підземних вод в порах грунту, необхідно витрата води розділити на площу поперечного перерізу і пористість грунту (n).
(5):
Так як
,
то
(6):
Цей вираз показує, що дійсна швидкість руху підземних вод більше швидкості фільтрації, так як величина пористості завжди менше одиниці.
Необхідно зауважити, що коефіцієнт фільтрації виражають у м на добу, хоча в деяких випадках застосовують см / с і км / год.
Якщо рух підземних вод відбувається у великих пустотах гірських порід, то воно стає турбулентним і підпорядковується нелінійному закону фільтрації, який виражається рівнянням Шезі - Краснопільського
(7):
Таким чином, швидкість фільтрації при турбулентному русі пропорційна коефіцієнту фільтрації та напірного градієнту в ступені ½
2. Рух підземних вод у водоносних пластах. Визначення швидкості руху підземних вод
Для визначення напрямку руху підземних вод використовують карти гідроізогіпс, на яких у вигляді ізоліній показаний «рельєф» дзеркала грунтових вод. Перпендикуляри до гідроізогіпс, спрямовані у бік зниження відміток, називаються лініями струму, що показують напрямок руху грунтових вод.
За взаємною розташуванню гідроізогіпс і ліній струму потоки грунтових вод поділяють на плоскі і радіальні (мал. 3). У плоскому потоці гідроізогіпс в плані мають вигляд паралельних прямих і лінії струму при перетині з ними утворюють мережу прямокутників. Плоский потік може мати місце в межиріччях; між річкою і дрен, поточними паралельно; у разі дренування грунтових вод горизонтальними виробками (канавами, штольнями).
У радіальному потоці гідроізогіпс представляють соб »ї систему кривих ліній, а лінії струму мають вигляд радіусів. Найбільш наочним прикладом радіального потоку може бути приплив води в колодязь або свердловину під час інтенсивного водовідбору. Радіальний потік може бути розбіжним (наприклад, біля закруту річки) і сходяться (до водозабору). При розбіжним потоці ширина його у напрямку руху збільшується, а при сходиться, навпаки, зменшується.
Графік зміни вмісту іонів хлору в підземних водах при визначенні дійсної швидкості потоку
Швидкість руху підземних вод можна визначити кількома способами. Один з них заснований на введенні в воду кухонної солі. На деякій відстані від досвідченої свердловини (шурфу або колодязя) проходять наглядову свердловину, яку закладають нижче за напрямком руху підземних вод. Перед початком випробування визначають вміст хлору у дослідній та спостережної виробках. Потім в дослідну вироблення вводять розчин кухонної солі, в якому концентрація іонів хлору в 2000 разів вище, ніж у підземних водах. Природно, час входження солі (t 1) необхідно відзначити. Через кожні 10 хв з наглядової свердловини відбирають проби води і за допомогою азотнокислого срібла визначають вміст хлору. Дані аналізів наносять на графік (рис, 3) і знаходять час проходження піку (t 2). Дійсна швидкість
(8)
Де l - відстань між виробками, м.
Цей спосіб дуже зручний, але застосування його неможливо при природному змісті хлору у воді понад 500-600 мг / л і при різких нерівностях водотривкого шару. У першому випадку аналізами важко визначити зміни вмісту хлору, у другому - більш важкий, ніж вода, розчин кухонної солі може затриматися в зниженнях водоупора.
Можна також застосовувати органічні барвники, присутність яких у воді виявляється при дуже малих концентраціях (до 10 - 6%). Для цього застосовують флуоресцеїн, що має при слабких концентраціях зеленувато-жовтий колір, метиленовий синій барвник та ін Для визначення вмісту барвника у воді використовують флюороскопа - набір скляних трубок з різною концентрацією барвника. Порівнюючи колір води у відібраних пробах з кольором трубок-еталонів, легко і швидко можна визначити зміст барвника в пробі води. Потім будують графік зміни в часі змісту барвника у воді і аналогічно вищеописаному способом визначають швидкість руху підземних вод.
Швидкість руху підземних вод можна визначати і електролітичним способом. Для цього в дослідну свердловину вводять електроліт (зазвичай хлористий амоній) і стежать за зміною електропровідності між досвідченою і спостережної свердловинами. Для цієї мети використовують міліамперметр, за даними якого будують графік зміни сили струму в часі.
Новітні досягнення фізики і хімії дозволяють використовувати «мічені атоми» - ізотопні індикатори. Висока чутливість і простота радіоактивних вимірювань дозволяють фіксувати мінімальну кількість ізотопів у підземних водах.
3. Стале і несталого руху підземних вод. Методи моделювання фільтрації
Сталим вважається рух підземних вод, при якому рівні і всі інші елементи водного потоку є постійними в часі. Якщо ж рівні води в одних і тих же точках змінюються в часі, то такий рух називається несталим.
Більшість розрахункових формул по динаміці підземних вод засновано на припущенні, що умови живлення і дренування підземних вод постійні. У дійсності ці умови можуть змінюватися залежно від природних або штучних причин. До природних причин належать зміни кількості атмосферних опадів і величини випаровування, танення снігу, паводки. Серед штучних причин велике значення мають водозабори, зрошення, будівництво водосховищ і т. п.
Якщо водоносний пласт на всьому своєму протязі має однаковий літологічний склад, то він називається однорідним. Якщо ж літологічний склад водоносного шару змінюється в горизонтальному або у вертикальному напрямку (що зустрічається в природі набагато частіше), то водоносний пласт називається неоднорідним.
Для моделювання фільтрації в основному використовуються гідравлічна і електрична аналогії, що реалізуються на суцільних і сіткових моделях.
Суцільні гідравлічні моделі, представлені фільтраційними лотками різних видів, в гідрогеологічних розрахунках застосовуються рідко.
У розвитку методів моделювання фільтрації підземних вод основна роль належить суцільним і сітковим електричним моделям, заснованим на використанні методу електрогідродинамічних аналогій (ЕГДА), сутність якого наочно представляється зіставленням основних законів руху фільтраційного потоку та електричного струму:
закон Дарсі і закон Ома
і
(9)
де Q - витрата; F - площа поперечного перерізу потоку; Н - напір; х - відстань; I-сила струму; с - питома провідність, ; Р - питомий опір; площа поперечного перерізу провідника; U - Електричний потенціал, l - довжина провідника.
Наведена формула закону Ома отримана шляхом нескладних перетворень
;
(10)
де R - опір.
Ідентичність записи законів Дарсі і Ома очевидна. У них відповідають фізичні характеристики - коефіцієнт фільтрації Кф і питома провідність з (фізична подоба), силові характеристики - напір Н і потенціал U (динамічний подоба) і, нарешті, витрата потоку Q і сила струму (кінематичне подоба).
На суцільних моделях ЕГДА фільтраційний потік моделюється суцільним електричним полем, геометрично подібним. Для цього застосовуються електропровідних папір і електроліти. Електропровідних папір виготовляється з питомим опором від 100 до 100 000 Ом / см, залежно від кількості містяться в ній сажі і графіту.
Ділянки поля з різною проникністю порід моделюються шматками паперу різної питомої провідності. Між собою ділянки моделі скріплюються спеціальним електропровідним клеєм.
Електроліти також широко використовуються в якості матеріалу моделі і зазвичай являють собою розчини солей, причому найбільше поширення отримали водні розчини кухонної солі і мідного купоросу. Крім того, можна використовувати електропровідні фарби, клеї, електропровідний картон, гіпс і т. д.
Визначення наведеного потенціалу на моделях ЕГДА проводиться за допомогою мостовий вимірювальної схеми.
При складанні сіткових моделей потік розбивається на окремі блоки, центри яких зв'язуються електричними резисторами. У таких моделях геометричне подобу моделі і об'єкта не зберігається.
4. Приплив води до водозабірних споруд
Серед водозабірних споруд ми будемо розглядати такі гірські вироблення, як дрени (канави) та свердловини. У гідрогеології гірничі виробки поділяють на зроблені помилки і недосконалі.
Гідродинамічно досконалої називається гірнича виробка, розкриваються водоносний горизонт від покрівлі до підошви.
Рис. 1. Схеми досконалої (а) і недосконалої (б, в) виробок
Приплив води до неї відбувається по всій поверхні зіткнення стінок виробки з водоносним горизонтом (рис. 1, а). Якщо ж виробіток не доходить до водоупору, вона називається недосконалою за ступенем розкриття водоносного горизонту (рис. 1, б). Найчастіше вироблення закріплюються від обвалення, цементуються свердловини обладнуються обсадними трубами, фільтрами і т. п. Природно, що приплив води в такі вироблення утруднений і їх називають недосконалими за характером розкриття водоносного горізонта.Основние рівняння припливу води до водозаборів (свердловин та дрен) будемо виводити за умови досконалості виробок.
Уявімо собі плоский потік грунтових вод. Гідравлічний градієнт I в даному випадку дорівнює
(11)
де х - відстань між перерізами h 1 і h 2
Якщо ми будемо зближувати перерізу h 1 і h 2 так, щоб відстань між ними стало рівне нулю, то отримаємо ухил (гідравлічний градієнт) в точці а, що дорівнює тангенсу кута нахилу дзеркала грунтових вод або першої похідної
(12)
Підставивши отриманий вираз гідравлічного ухилу в вираз закону Дарсі (21), отримаємо для безнапірних вод
(13)
для напірних вод
(14)
де H-напір, відлічуваний від підошви водоносного пласта до його п'єзометричного рівня.
4.1 Приплив безнапірних вод у досконалу горизонтальну дрену (канаву)
Після пристрою дрени швидкість руху води в ній збільшується і рівень води знижується на величину S, яку в гідрогеології прийнято називати величиною зниження. Іншими словами, величина зниження являє собою різницю між статичними та динамічними рівнями. Потужність водоносного горизонту до зниження позначимо через H, глибину води в дрен - через h o. У результаті зниження рівня в дрен у водоносному горизонті утворюється депрессионная воронка, показана на рис. 50 суцільною жирною лінією. Відстань R, на яке позначається вплив зниження, називають радіусом впливу.
Для розрахунку припливу води в дрену Q вибираємо на відстані х від стінки дрени перетин з напором до, яке знаходиться в інтервалі від нуля до R.
У загальному вигляді приплив води в дрену буде дорівнює висловом (13). Підставимо сюди величину площі фільтрації
(15)
де В - довжина дрени. Отримаємо
(16)
При розрахунку припливу води в дрену зручно користуватися поняттям одиничного припливу д, т. е. припливу води на одиницю довжини дрени
(17)
Звідси елементарна формула для розрахунку припливу води
(18)
Розділимо змінні у виразі (18), тобто помножимо обидві його частини на dх і проінтегруємо
(19)
У результаті отримаємо
(20)
(21)
(22)
Формула (22) виражає величину одиничного припливу з одного боку дрени. Для отримання повного припливу води в дрену необхідно помножити одиничний приплив на два, а потім - на довжину дрени. Приплив води в торці дрени зазвичай не враховують, тому що він при великій довжині дрени становить мізерну частку.
За формулою (22) можна розрахувати витрати плоского грунтового потоку. Підставивши замість радіуса впливу відстань між перерізами, рівне I, отримаємо
(23)
Вираз можна записати так
(24)
тобто одиничний витрата дорівнює
(25)
а повний витрата складе
(26)
Досліджуючи вираз (22), ми зможемо вирішити одну з дуже важливих завдань в гідрогеологічних розрахунках - вивести рівняння депресійної кривої. Побудова депресійної кривої необхідно при виникненні загрози затоплення підземними водами котлованів, підвалів будинків і т.п..
Змінивши межі інтегрування у виразі (20) по X від 0 до х, а по У від h 0 до h До отримаємо
(27)
Природно, що приплив води у виразах (22) і (27) однаковий, тобто
(28)
Вирішуємо (28) щодо h
(29)
Для побудови депресійної кривої ми задаємося величиною hо залежно від 5, потужність водоносного горизонту H легко отримати за даними буріння, величину радіуса впливу можна знайти за емпіричними формулами (про це ми поговоримо пізніше).
На міліметровому папері будуємо розріз через дрену і котлован (рис. 52) і, задаючись різними значеннями х (х і x 2,. .., Х п), наприклад 10, 20, 30 і т. д. метрів, отримуємо величини h (h, h 2 ,..., h п). Поєднавши отримані точки плавною лінією, отримаємо криву депресії. Якщо вона проходить через котлован, будують нову криву, задавшись більшою величиною зниження і, природно, меншим значенням глибини води в дрен. Побудова виробляють до тих пір, поки депрессионная крива не опуститься нижче дна котловану.
4.2 Розрахунок припливу грунтових вод у свердловину
Тут ми маємо справу не з плоским потоком, як у попередньому прикладі, а з радіальним. На рис. 10 показані всі позначення, які нам зрозумілі з попередньої задачі, окрім пана - радіуса свердловини.
Розрахунок починаємо з рівняння (13). Площа припливу води дорівнює площі бічної поверхні циліндра, радіус якого дорівнює х, т. е.
(30)
(31)
Поділяємо змінні (тобто множимо обидві частини рівняння на ) Та інтегруємо
(32)
Інтегрування по х виробляємо не від нуля, а від r - стінки свердловини, в результаті отримуємо формулу Дюпюї
(33)
(34)
Рис. 2. Схема припливу грунтових вод у досконалу свердловину
У такому вигляді використовувати вираз (2) не зовсім зручно, тому що в ньому присутня натуральний логарифм. Підставимо замість нього десятковий (1nх = 2,30 lgх), а замість л його значення і отримаємо більш зручний вираз для розрахунку припливу безнапірних вод у свердловину:
(35)
Вираз можна видозмінити:
(36)
І, підставивши його в залежність 54), отримаємо
(37)
Для побудови депресійної кривої повертаємося до (35) і змінюємо межі інтегрування: по X від r до х а по Y від h 0 до h:
(38)
(39)
(40)
Вирішуємо рівність щодо h і отримуємо рівняння кривої депресії
(41)
4.3 Розрахунок припливу напірних вод у досконалу дрену
Площа фільтрації в перерізі h, розташованому на відстані х від стінки дрени, буде дорівнює
(42)
Ми тут, знову не враховуємо приплив води через торці дрени. Підставляємо площу в (43):
(43)
Переходимо до одиничного витраті
(44)
Поділяючи змінні та інтегруючи, одержимо
(45)
(46)
(47)
Вираз (47) являє собою одиничний приплив артезіанських вод в один з бортів канави. Повний приплив складе
(48)
Якщо нам необхідно отримати рівняння депресійної кривої, то (43) потрібно проінтегрувати по Х від 0 до ж, а по Y від h о до h:
(49)
(50)
(51)
Вирішуємо рівняння (51) щодо h:
(52)
Аналізуючи вираз (52), ми бачимо, що це рівняння прямої лінії. Насправді депрессионная крива криволинейна.
4.4 Розрахунок припливу артезіанських вод у свердловину
У вираз (14) підставляємо величину площі фільтрації, яка дорівнює
(53)
(54)
Поділяючи змінні та інтегруючи по X від r до Н, а по Y від h про до Н, отримаємо
(55)
(56)
(57)
Переведемо натуральний логарифм в десятковий і підставимо значення я. Отримаємо вираз для розрахунку припливу артезіанських вод у досконалу свердловину:
(58)
Для розрахунку кривої депресії повернемося до (55) і змінимо межі інтегрування: по X від r до х, а по Y від hо до h:
(59)
Вирази (57) і (59) рівні:
(60)
Знаходимо h:
(61)
тобто ми знову маємо рівняння прямої лінії, хоча в природних умовах депрессионная воронка в розрізі має вигляд кривої.
Всі вищенаведені формули вкрай прості і можуть служити лише для приблизних розрахунків. У гідрогеологічної практиці застосовуються формули, що враховують ухили водотривів, неоднорідність у водопроникності шарів, поправки на недосконалість свердловин, на несталого руху і т. д.
Поняття про дебіте і питомому дебіте.
Дебіт (по-фр. - збут, витрата) - кількість води, нафти, газу, що дається джерелом, колодязем, свердловиною за одиницю часу. Одиницями вимірювання дебіту для підземних вод є м 3 / с або м 3 / добу, для нафти - т / добу. Питома дебіт отримують при розподілі величини дебіту на величину зниження рівня
(62)
і зазвичай вимірюють м 2 на добу.
5. Методи визначення коефіцієнта фільтрації гірських порід. Визначення радіуса впливу
Як видно з наведених у попередньому параграфі формул, в більшості з них присутні величини коефіцієнта фільтрації і радіуса впливу, на методах визначення яких ми і зупинимося.
Визначення коефіцієнта фільтрації гірських порід можна проводити на підставі використання емпіричних формул, лабораторних даних і польових дослідів.
Емпіричні формули дозволяють швидко визначити коефіцієнт фільтрації гірських порід на підставі даних про їх пористості і механічного складу. Проте ці формули дають лише приблизні уявлення про водопроникності порід і можуть бути використані тільки при попередніх розрахунках.
Для визначення коефіцієнта фільтрації пісків з ефективним діаметром частинок, рівним від 0,1 до 3,0 мм, і при коефіцієнті неоднорідності менше 5,0 можна застосовувати формулу Хазена
, М / добу, (63)
де С-емпіричний коефіцієнт, рівний, за О. К. Ла-нге,
(64)
п - пористість породи,%; d е. ~ ефективний діаметр частинок, мм; t ° - температура води, ° С.
Для визначення ефективного діаметра і коефіцієнта-неоднорідності необхідно побудувати інтегральну (сумарну) криву механічного складу. Зазвичай результати аналізів механічного складу лабораторія видає у вигляді стандартної таблиці (табл. 1). Для побудови сумарної кривої необхідно знати сумарні змісту фракцій діаметром менше 0,005; 0,01; 0,05; 0,1; 0,25 і т. д. мм. Для цього в таблиці справа наліво ми підсумовуємо змісту фракцій і записуємо нижче (під змістом фракцій,%).
Характеристики | Розмір частинок, мм | ||||||||
> 2,0 | 2,0-1,0 | 1,0-0,5 | 0,5-0,25 | 0,25-0,1 | 0,1-0,05 | 0,05-0,01 | 0,01-0,005 | <0,005 | |
Вміст фракцій,% | 3,5 | 6,2 | 20,3 | 35,2 | 26,2 | 4,5 | 2,8 | 0,5 | 0,7 |
Сумарний вміст фракцій,% | 100,0 | 96,4 | 90,2 | 69,9 | 34,7 | 8,5 | 4,0 | 1,2 | 0,7 |
Таблиця 1. Дані для побудови сумарної кривої механічного складу породи
На графіку по осі абсцис відкладаємо логарифми діаметра частинок, по осі ординат - сумарний вміст,%.
Після побудови кривої знаходимо величини ефективного та контролюючого (d к) діаметрів, тобто розміри частинок, менше яких в породі міститься 10 і 60%. У нашому прикладі d е = 0,11 мм, d к = 0,42 мм. Тепер можна знайти коефіцієнт неоднорідності Кн
(65)
Поряд з (81) можна застосовувати і формулу Козен
(66)
де п - пористість в частках від одиниці.
У лабораторних умовах найчастіше застосовують трубку Спецгео і трубку КФЗ конструкції Д. І. Знаменського.
Трубка Спецгео конструкції Е. В. Симонова складається з основної трубки 1, нижньої кришки 2 із сіткою, верхньої сітки 3, верхньої кришки 4 і скляного мірного циліндра 5, забезпеченого шкалою з поділками через 10 см 3. Мірний циліндр підтримує постійний рівень над верхньою сіткою, так як з нього виливається вода тільки після надходження усередину пухирців повітря. Цим досягається і сталість гідравлічного градієнта, рівного одиниці (напір дорівнює шляху фільтрації).
Коефіцієнт фільтрації обчислюють за формулою
(67)
де Q - витрата води, см 3 / с; F - площа поперечного перерізу трубки, рівна 28 см 2; V - обсяг профільтрувалась води, см 3; t - час, с; t ° - температура води, ° С.
Польові досліди проводяться в польових (натурних) умовах і дають найбільш надійні дані про фільтраційних властивостях порід. Польові досліди полягають у виробництві відкачок або наливів води у свердловини та шурфи.
Відкачування проводять при неглибокому заляганні підземних вод. На ділянці, де передбачається вивчати водопровідність порід, закладають одну або кілька свердловин на водоносний горизонт і відкачують воду. У результаті рівень підземних вод знижується і навколо свердловини утворюється депрессионная воронка. Як ми бачили вище, дебіт свердловини залежить від коефіцієнта фільтрації, величини зниження рівня підземних вод і радіуса впливу. Визначивши при відкачці дебіт, динамічний рівень і радіус впливу, можна одержати коефіцієнт фільтрації.
Відкачування бувають поодинокі і кущові. Поодинокі відкачування виробляють з однієї свердловини без спостереження за депресійної лійкою. При кущових відкачка бурят групу (кущ) свердловин, з яких одна центральна є досвідченою (з неї ведуть відкачку води), а інші служать для спостереження за поширенням воронки депресії навколо центральної свердловини. Спостережні свердловини в кущах розташовуються по одному або 2-4 променям, відходить від центральної свердловини. Необхідно, щоб один з променів збігався з напрямом руху підземного потоку. На кожному з променів закладають не менше двох спостережних свердловин.
Величина коефіцієнта фільтрації, отримана за даними дослідної відкачки, є середньою для всієї товщі породи, охопленої досвідченим кущем.
Для визначення коефіцієнта фільтрації за даними одиночним відкачка користуються формулами, за якими обчислюють приплив води до криниць і свердловин (35) і (58), вирішивши їх відносно Кф. При цьому радіус впливу можна прийняти для пісків великих - рівним 500 м, для пісків середньої крупності - 150-100 м, для пісків дрібних - 75-50 м, для пісків пилуватих і супісків-30-20 м. Невелика неточність у визначенні радіуса впливу не зробить великого впливу на розрахунок, тому що цей параметр входить у формулу під знаком логарифма .
Коефіцієнт фільтрації обчислюється за такими формулами:.
а) для безнапірних вод
(68)
б) для напірних вод
(69)
За наявності двох спостережних свердловин коефіцієнт фільтрації визначається за формулами:
а) для безнапірних вод на ділянці центральна (ц) - перша наглядова (1н) свердловини
(70)
на ділянці між наглядовими свердловинами
(71)
Отримавши два значення коефіцієнта фільтрації, з них знаходять середню величину, беручи її за справжню. Іноді визначають ще й третє значення коефіцієнта фільтрації - у проміжку центральна - друга наглядова свердловини.
б) для артезіанських вод визначення ведеться аналогічним шляхом:
(72)
(73)
Звичайно досвідчені відкачування виробляють при декількох зниженнях рівня.
При глибокому заляганні підземних вод раціональніше замість відкачок виробляти нагнітання води у свердловини або наливи її в шурфи.
При досвідчених нагнітання в свердловини, а також на деякій відстані від неї рівні підземних вод підвищуються. Знаючи витрату води при нагнітанні і величину підвищення рівня у дослідній і спостережних свердловин, можна обчислити коефіцієнт фільтрації за тими ж формулами, що і для досвідчених відкачок, підставивши у формули замість величини знижень відповідні величини підвищення рівня.
Налив води в шурф за способом Болдирєва застосовують для визначення водопроникності верхніх шарів порід. Воду в шурф подають в такій кількості, щоб над дном підтримувався її шар товщиною близько 10 см. Обсяг профільтрувалась води поділяють на час і отримують витрата. Далі коефіцієнт фільтрації знаходять за формулою
(74)
де Q - витрата, м 3 / добу; F - площа поперечного перерізу шурфу, м 2.
Більш точні результати дає спосіб, заснований на застосуванні приладу ПВН (прилад водопроникності Нестерова). Прилад складається з двох кілець, які вдавлюються в випробовувану породу в дні шурфу або закопушкі (закопушка - гірнича виробка, призначена для розтину корінних порід, що залягають безпосередньо під грунтово-рослинним шаром, зазвичай має глибину до 0,5 м). Прилад ПВН застосовується для визначення коефіцієнта фільтрації слабопроникних порід (супісків, суглинків). Як видно з рис. 14, б, інфільтрація по краях потоку розходиться у вигляді віяла і ми не можемо точно визначити площу фільтрації. У центральній частині потоку вода фільтрується вертикально. Передбачається, що поперечний переріз інфільтраційного потоку із внутрішнього кільця одно його площі. Підтримуючи шари води в обох кільцях однаковими, визначаємо сталий витрата з бачка, який живить інфільтрацію з внутрішнього кільця.
Розрахунок коефіцієнта фільтрації ведемо по залежності
(75)
де Q - величина усталеного витрати, м 3 / добу; F - площа внутрішнього кільця, м 2; М до - Висота капілярного підняття, м; h - Висота шару води в кільцях, м; l - глибина просочування води, м, обумовлена бурінням після закінчення досвіду.
Визначення радіуса впливу виробляють на підставі емпіричних формул і польових дослідів.
Серед емпіричних формул найбільш часто застосовуються залежно І.П. Кусакіна:
для безнапірних вод
, М (76)
для напірних вод
, М (77)
Визначення радіуса впливу на підставі досвідчених відкачок ведуть аналітичним або графічним способом. Аналітично - з виразів (56) і (76), вирішуючи їх відносно R.
Графічний спосіб зрозумілий з рис. 13. За даними відкачування в масштабі будують розріз і продовжують (екстраполюють) депресійних криву за межами крайньої наглядової свердловини.
Вимірявши відстань від центральної свердловини до R, отримують величину радіуса впливу.
Висновок
Динаміка підземних вод - галузь гідрогеології, яка розглядає теоретичні основи і методи вивчення кількісних закономірностей режиму і балансу підземних вод. З точки зору методологічних побудов, що грунтуються на теорії фільтрації, нерозривно пов'язана з гідравлікою і гідромеханікою.
Багато положень динаміки грунтових вод., Що стосуються головним чином гідромеханічних проблем, закладені в 2-ій половині 19 - початку 20 ст. дослідниками, що працювали в галузі гідравліки і теоретичної механіки, - французькими вченими Д. Дарсі і Ж. Дюпюї, що встановили лінійний закон фільтрації, російським ученим Н. Е. Жуковським, які працювали над теорією руху підземних вод, та ін Сучасні основи теорії і методики Д . п. в. створені переважно роботами радянських вчених, проведеними в 20-30-х рр.. 20 в. у зв'язку з рішенням завдань гідротехнічного будівництва. М.М. Павловський розробив проблеми динаміки грунтових вод у зв'язку з гідротехнічним будівництвом, Г.Н. Каменський - проблеми з цим динаміки підземних вод з геологічними умовами, питання руху грунтових вод у неоднорідних пластах, методику розрахунку підпорів грунтових вод та ін Для розвитку Д. п. в. велике значення має розробка питань нафтової підземної гідравліки (газогідродінаміка), закладеної в СРСР роботами Л.С. Лейбензон.
У сучасний період характерне активне застосування гідродинамічних розрахунків майже у всіх гідрогеологічних дослідженнях. Завершено розробку методики розрахунків стаціонарної фільтрації та розроблені теоретичні основи прогнозів підпору грунтових вод в районах гідроспоруд і зрошуваних територій, обгрунтування методи оцінки експлуатаційних запасів підземних вод; сформульовані основні напрямки досліджень регіональної динаміки глибоких і взаємодіючих водоносних горизонтів.
Вплив господарської діяльності людини на підземні води призводить до необхідності розгляду складних розрахункових схем, тому, крім аналітичних методів розрахунку, широко використовуються методи математичного моделювання з застосуванням аналогових приладів і цифрових ЕОМ. Це дозволяє проводити гідрогеологічні розрахунки з можливо більш повним урахуванням природної обстановки і всіх діючих факторів. Для вирішення стаціонарних задач, як правило, використовують суцільні електричні моделі з електропровідної папери, а для вирішення нестаціонарних задач - гідроінтегратори і сіткові електроінтегратори на активних опорах (сітка Лібманом) і на активних опорах з ємностями (сітка R - С).
Поряд з рішенням прямих гідрогеодінаміческіх завдань, в яких дається прогноз режиму і балансу підземних вод, в Д. п. в. розглядаються розв'язку обернених завдань - відновлення параметрів фільтраційної схеми за даними про режим підземних вод (наприклад, при багаторічній роботі великих водозаборів підземних вод, у районах водосховищ, кар'єрів). Важливе значення для вивчення забруднення підземних вод, обгрунтування гідрогеохімічних методів пошуків корисних копалин набуває новий напрям, що вивчає фізико-хімічні процеси, що відбуваються при взаємодії підземних вод з вміщають їх гірськими породами.
Список джерел літератури
1. Білоусова А.П., Гавіч І.К., Лисенков А.Б., Попов О.В. Екологічна гідрогеологія. - М.: Академкнига, 2007 - 398 с.
2. Всеволожский В.А. Основи гідрогеології. М.: Видавництво МДУ, 2007. - 448 с.
3. Кац Д.М., Пашкоскій І.С. Меліоративна гідрогеологія. - М.: Агропромиздат, 1988. - 256 с.
4. Мироненко В.А. Динаміка підземних вод. - М.: Видавництво Московського державного гірничого університету, 2005. - 520 с.