Гидрогеология представляет собой комплексную науку и разделяется на следующие самостоятельные разделы

• Название: Гидрогеология представляет собой комплексную науку и разделяется на следующие самостоятельные разделы
• Дата: 07.09.2022
• Размер: 1.67 Mb.
• Имя файла: lecture materials hydrogeology.doc
• Тип: Закон; #665993
• страница: 2 из 6

Лекция 2. Происхождение и динамика подземных вод

План:

1. 
   Происхождение подземных вод
   
2. 
   Законы фильтрации подземных вод
   
3. 
   Определение направления и скорости движения подземных вод
   
4. 
   Основные гидрогеологические параметры.
   

I. По происхождению подземные воды делятся на:

1. 
   Инфильтрационные – воды образуются в результате просачивания с поверхности земли осадков, поверхностных вод в поры, трещины горных пород. Это основная группа инфильтрационных вод, содержащихся в земной коре
   
2. 
   Конденсационные – воды образуются при конденсации водяных паров в зоне аэрации, пещерах и пр.
   
3. 
   Седиментационные – образуются за счет вод водоемов, в которых происходило накопление осадочных пород.
   
4. 
   Магматического происхождения – образуются при извержении вулканов.
   

II. Фильтрация – движение подземных вод в порах и трещинах горных пород. Если движение воды происходит в породах, не полностью насыщенных водой, то его называют инфильтрацией (через зону аэрации). Втекание осадков или поверхностных вод через трещины скальных пород называется инфлюацией. Различают ламинарное и турбулентное движения воды.

Основной закон ламинарного движения жидкости в пористых породах был установлен Дарсú (1856г.) На основе этого закона Дюпюú(1857 г.) разработал зависимость для определения расхода потока подземных вод и притока их к водозаборам.

Большой вклад в изучение динамики подземных вод внесли Н.Е. Жуковский, Н.Н. Павловский, П.Я. Полубаринова-Кочина, Г.Н. Каменский, С.Н. Нумеров, М.Е. Альтовский, В.М. Шестаков, Н.Н. Веригин, А.И. Силин-Бекчурин, А.Н. Мятиев, С.Ф. Аверьянов и др.

Ламинарное (параллельно струйчатое) движение происходит без пульсации скорости. Установившееся движение подземных вод характеризуется постоянством во времени в любом сечении мощности, напорного градиента скорости фильтрации и расхода. Неустановившееся движение подземных вод – движение, при котором расход, направление и уклон потока изменяются во времени.

Турбулентное движение (вихревое) характеризуется пульсацией скорости, в следствие чего перемешиваются различные слои потока (карстовые воды, по трещинам).

Законы фильтрации подземных вод. Линейный закон фильтрации.

Ламинарное движение подземных вод подчиняется линейном закону фильтрации (закон Дарси – по фамилии французского ученого установившего этот закон 1856г. для пористых зернистых пород). Этот закон формулируется так: скорость фильтрации при ламинарном движение пропорциональна гидравлическому уклону в первой степени.

V=KI, где,

V – скорость фильтрации;

K – коэффициент фильтрации;

I – напорный градиент гидравлический уклон;

I=(H₁-H₂)/е

Если е=1, то V=K, т. е. при градиенте напора =1 коэффициент фильтрации равен скорости фильтрации.

Q=KIω, где

Q – расход фильтрационного потока – количество воды, протекающее через данное поперечное сечение потока в единицу времени, м³/сут, K – коэффициент фильтрации, I – градиент напора, ω – поперечное сечение.

Q – определяется мерными сосудами. Q=V/t, л/с.

Определение дебита источников водосливами.

Расход воды трапецеидального сечения:

Q=0.0186bh√h, л/сек, где

Q – расход источника, л/сек;

b – ширина нижнего водосливного ребра в см;

h – высота уровня воды перед водосливным ребром, см.

Треугольное сечение:

Q=0.014h²√h, л/с.

Прямоугольное сечение:

Q=0.018bh√h, л/с.

Водослив трапециедального сечения применяется для замера больших дебитов – более 10 л/сек (100-200 л/сек), а менее 10 л/сек – треугольного или прямоугольного сечения.

Градиент напора можно определить по гидроизогипсам – линиям, соединяющим одинаковые отметки поверхности грунтовых вод или гидроизопьезам – линии, соединяющие точки одинаковых напоров напорных вод. Градиент напора непостоянен во времени, он может возрастать при усилении питания подземных вод и уменьшаться при его ослаблении.

Движение подземных вод происходит не через все сечения потока, а лишь через часть его, соответствующую площади пор или трещин. Действительная скорость фильтрующейся воды равна:

V=Q/nω, где:

Q – расход фильтрационного потока, м³/сут;

n – пористость породы;

ω – поперечное сечение потока, м².

В глинистых породах n – составляет активную пористость, которая характеризует часть сечения породы, способную пропускать гравитационную воду.

По данным Г.Н. Каменского линейной закон фильтрации справедлив при скорости движения подземных вод до 400 м/сутки.

Фильтрация через глинистые породы может начаться лишь при условии, если градиент напора превысит напорный начальный градиент. Для глин, суглинков этот начальный градиент различный.

Нелинейный закон фильтрации (закон Шези-Краснопольского) характеризует турбулентное движение, характерное для сильно трещиноватых пород с крупными пустотами: , V – скорость фильтрации м/сут. К – коэффициент фильтрации, м/сут, I – напорный градиент.

III. Определение направления и скорости движения подземных вод. Движение подземных вод в порах рыхлых пород нельзя рассматривать как движение потока, все струйки которого перемещаются с одинаковой или примерно одинаковой скоростью. Производить сколько-нибудь точное разграничение линий токов воды в порах различных пород не представляется возможным, поэтому при рассмотрении вопросов движения подземных вод можно говорить лишь о средней скорости движения воды в пределах той или иной среды. Определение скорости движения подземных вод (действительной скорости Vд) производится в полевых условиях. Для определения используют индикаторы, которые изменяют цвет или химический состав и электропроводимость воды.

Для проведения опытов выбирается две скважины (шурфа), иногда четыре, расположенных по линии направления движения воды. Выработка, находящаяся выше по течению, служит для ввода индикатора в воду, ее называют опытной. Выработки, расположенные ниже по течению называются наблюдательными. Расстояние между ними выбирается в зависимости от пород от 0,5-1,5 до 2,5-5,0 м. В качестве индикатора используются красители (флюоресцен и др.). Кроме того, в качестве индикатора применяется поваренная соль (химический метод), имеются радиоиндикаторные методы, метод природных изотопов и др. Широко применяется геофизический метод – метод эквипотенциальных линий (метод заряженного тела). Величины действительной скорости движения (Vд) могут быть использованы для вычисления коэффициента фильтрации пород, при решении вопроса о суффозии под сооружениями и пр.

Для выявления направления движения подземных вод на больших площадях составляют карты гидроизогипс и гидроизопьез. При решении гидротехнических, гидромелиоративных задач (орошение, осушение) строят гидроизогипсы и на их основе строят карты глубин залегания подземных вод. Направление потока подземных вод перпендикулярно гидроизогипсам.

IV. Основные гидрогеологические параметры.

Наиболее важными свойствами горных пород являются фильтрационные, которые характеризуются следующими параметрами: коэффициент фильтрации, коэффициент проницаемости, коэффициент водоотдачи, водопроводимость, коэффициент уровнепроводимости и пр.

Коэффициент фильтрации (К) представляет собой важнейшую характеристику пород, широко используется в практике проектирования при вычислении расхода подземных вод, при определении потерь воды из водохранилищ, прудов, и др. Коэффициент фильтрации пород может определяться по данным о составе и пористости пород (по эмпирическим формулам), лабораторными методами, и в полевых условиях.

1. 
   Определение коэффициентов горных пород по эмпирическим формулам. Опытными работами установлена зависимость коэффициента от механического (гранулометрического) состава породы (главным образом от размеров и количества метких фракций), пористости ее, температуры воды. Определение коэффициента горных пород по гранулометрическому составу является самым дешевым и простым методом применяется при гидрогеологических изысканиях для начальных стадий проектирования. При детальных исследованиях этот способ является дополнительным к полевым методом. Применяется формула Газена (для песков с диаметром от 0,1 до 3 мм, при коэффициенте однородности l меньше 5). Коэффициентом однородности называется отношение размера зерна . Действующим диаметром (d₁₀)называется такой диаметр частиц в мм, меньше которого в грунте содержится 10% общей массы грунта. Иначе говоря, dн равен диаметру отверстия сита, пропускающего 10% массы грунта.
   

Формула Газена

K=Сdн²(0.70+0.03t), м/сут,

С – эмпирический коэффициент, зависящий от степени однородности и пористости грунта. Для чистых, однородных песков С=1200, средней однородности и плотности С=800, неоднородных и плотно сложенных С=400,

dн – действующий диаметр, мм,

t – температура фильтрующейся воды.

Величины d60 и dн берутся по кривой гранулометрического состава грунта, вычерчивают в виде кривой в простом или полулогарифмическом масштабе.

Формула Зауербрея для tº воды 10º

м/сут

β – эмпирический коэффициент, зависящий от однородности и крупности частиц песка от 1150 до 3010, среднем 2880-3010

n – пористость

d17 – диаметр частицы в мм, меньше которого имеется в данном грунте 17% частиц по весу. Применяется для определения коэффициентов мелко, средне и крупнозернистых песков.

2. 
   Определение в лабораторных условиях. Применяются различные приборы загружаемых испытуемыми образцами пород нарушенной и естественной структуры. Принцип определения коэффициентов в большинстве приборов основан на измерении количества фильтрующейся через породу воды под различным напором. По расходу при известном напоре и площади прибора находят коэффициент фильтрации. Применяются трубки Каменского, прибор Тома и др.
   

Необходимо хорошо запомнить, что коэффициенты фильтрации пород зоны аэрации, определенные в полевых натуральных условиях и лабораторными методами, часто различаются до 1-2 порядков. Это объясняется недоучетом анизотропии пород, малой площадью определяемых пород.

3. 
   Определение в полевых условиях. При определении коэффициента фильтрации в полевых условиях движение воды происходит в породах, залегающих в природных условиях и сохраняющих свое природное строение. Поэтому полевые методы дают результаты наиболее близкие к действительности. Применяются методы наливов в шурфы и скважины в зоне аэрации. В пределах водоносных горизонтов коэффициент определяется методом откачки из скважин и шурфов.
   

Метод наливов в шурфы. Процесс инфильтрации в ненасыщенные водой грунты отличается большой сложностью и происходит при одновременном действии гидравлического напора налитой в шурфы воды и капиллярного всасывания воды в грунт. В настоящее время часто применяется метод наливов по Н.С. Нестерову.

, м/сут

Q – установившийся расход воды, м³;

F – площадь дна малого кольца, м²;

Более точно значение Кф определяются:



l – глубина просачивания воды от дна шурфа;

z – высота слоя воды;

h_k – капиллярное давление, равное ≈50% от максимальной высоты капиллярного поднятия, м

По методу Нестерова в дно шурфа на глубину 3-4 см устанавливают 2 стальных кольца диаметром 25 и 50 см. В кольцо наливается вода и поддерживается высотой слой 10 см. Опыт продолжается до стабилизации расхода.

Широко применяются опытные нагнетания для определения Кф неводоносных трещиноватых и закарстованных пород на разных уровнях, изолируя интервалы специальными тампонами. Опыт проводится до стабилизации расхода воды. В результате опыта определяется удельное водопоглощение (q= л/мин), т.е. расход воды в л/мин на 1 м скважины и 1 м напора по формуле:



P – давление на манометре,

H – расстояние по вертикали от манометра до тампона, м,

Z – длина изучаемого интервала (между тампонами).

Ориентировочные значения Кф (м/сут):

Глина – 0,001, в зоне аэрации до 0,3-0,7;

Суглинок – 0,05, в зоне аэрации 0,5-1;

Супесь – 0,1-0,5 в зоне аэрации до 1-2;

Песок – от 1-5 до 20-50;

Гравий – 20-150;

Галечник – 100-500 и более.

Водопроницаемость глинистых пород зависит от содержания обменных катионов. Ca и Mg повышают водопроницаемость, а Na понижает. Эта величина изменяется в зависимости от температуры. При фильтрации пресных вод глинистые частицы набухают и Кф уменьшается, а соленых, особенно хлоридно-натриевых, Кф увеличивается, т.к. глинистые частицы не набухают, происходит кристаллизация солей и увеличение пористости.

При удельном водопоглощении менее 0,01 л/мин принято считать, что породы малотрещиноваты, цементации для борьбы с фильтрацией не требуется. По удельному водонасыщению можно найти

, где r – радиус скважины, м

Для определения обычно ориентировочно и быстро применяются экспресс методы налива и откачки из скважин и шуфов. Они позволяют, при массовых опробованиях в короткой срок, охарактеризовать фильтрационные свойства отложений на значительной площади. Они пригодны главным образом для целей экстраполяции данных, полученных в пунктах проведения кустовых откачек на соответствующую территорию.

Наиболее точные данные коэффициента фильтрации, равно как и других параметров, получают при откачках из скважин различной длительностью.

Водоотдача пород (В) свойство пород, насыщенных водой, свободно отдавать гравитационную воду. Величина водоотдачи характеризуется коэффициентом водоотдачи – отношение объема стекавшей воды, ранее заполнявшей пустоты, к объему всей породы. Выражается в процентах или долях единицы объема и является переменной величиной. Коэффициент водоотдачи галечника, гравия, крупных песков равняется их пористости или полной влагоемкости. Водоотдача глинистых пород и торфа равна разности полной наименьшей влагоемкости.

Коэффициент водоотдачи определяют: 1) по разнице различных влагоемкостей; 2) путем насыщения породы и слива воды; 3) полевыми наблюдениями, методом откачек подземных вод из скважин и др.

Водоотдача (%) некоторых пород: песков к/з – 0,25-0,35, с/з – 0,2-0,25, м/з – 0,15-0,2, супесей 0,1-0,15, суглинков менее 0,1, глин близка к 0, торфа 0-0,15, песчаников – 0,02-0,05, известняков – 0,008-0,1.

Для решения ряда практических задач широко используется коэффициент недостатка насыщения (µ), он равен разности полной влагоемкости и естественной влажности породы перед началом инфильтрации, выражается в долях единицы объема.

Водопроводимость – способность водоносного пласта мощностью (W) и шириной 1 м пропускать воду в единицу времени при напорном градиенте =1. Водопроводимость (Т) равна произведению Кф (Коэффициент фильтрации) на мощность пласта Т=КW и выражается в (м/сут). Чем больше (Т), тем больше эксплуатационные ресурсы подземных вод. Т>100 м²/сут. Т<100 м²/сут водный горизонт малоперспективен для использования в целях водоснабжения.

Для определения гидрогеологических параметров широко применяются опытно-фильтрационные работы. Эти методы основаны главным образом на уравнениях неустановившегося движения подземных вод в зоне влияния откачки. Эти закономерности определяются фильтрационными и емкостными свойствами изучаемого водоносного горизонта, что позволяет оценить водопроводимость, коэффициент фильтрации, уровнепроводимость, недостаток насыщения, водоотдача и др. Когда закономерности движения подземных вод определяются не только фильтрационными и емкостными свойствами, но и граничными условиями, параметры рассчитываются по формулам установившегося движения. Опытные откачки подразделяются на одиночные и кустовые.

Одиночные откачки (без наблюдательных скважин) проводят при нескольких ступенях понижения для нахождения зависимости дебита скважины от понижения уровня подземных вод.

Кустовые откачки проводят, оборудуя опытный участок наблюдательными скважинами, расположенными по одному или двум к центральной скважине, из которой ведут откачку. При откачке измеряют дебит скважины и снижение уровня воды в центральной и наблюдательной скважинах. Основное назначение кустовых откачек – определение расчетных гидрогеологических параметров.

В сложных условиях, когда требуется изучить взаимосвязь водоносных горизонтов или эффективность скважины вертикального дренажа и т. д. проводят опытно экспериментальные откачки. Продолжительность откачек изменяется от суток до 30-40 суток и больше. Методика проведения откачек зависит от назначения откачки и гидрогеологических условий района.

Для определения коэффициента фильтрации откачку ведут при постоянном расходе (изменяющимся уровне воды в скважине и воронки, что соответствует неустановившемуся режиму фильтрации), или при постоянном понижении уровня( установившийся режим фильтрации). Для установления зависимости дебита от понижения откачки проводят при 2-3 понижениях уровня.

Для оценки водопроницаемости многослойных водоносных толщ, характеризующихся переслоиванием водоносных горизонтов и слабопроницаемых разделяющих слоев, каждый водоносный горизонт опробуют раздельно. При этом определяют величины перетекания из нижнего и верхнего водоносных горизонтов через слабопроницаемые глинистые слои.

Коэффициент перетекания (В) определятся по формуле:



Km – водопроводимость основного водяного горизонта м²/сут,

K₁, K₁₁ – соответственно коэффициент фильтрации пород, м/сут,

m₁, m₁₁ – мощности этих слоев, м.

Определение расходов подземных вод.

1) Плоский поток и его расход. Плоским называют такой поток подземных вод, струйки которого протекают более или менее параллельно. Примером может явится поток грунтовых вод, движущийся к реке. Расход грунтового потока в горизонтальном водоносном слое на 1 м ширины равен



При наклонном водоупоре единичный расход подземного потока равняется:



Типы вертикальных водосборов.

Вертикальные водосборы можно разделить на колодцы (шурфы) и буровые скважины. По характеру эксплуатируемых водоносных горизонтов они подразделяются на грунтовые и артезианские (напорные). По характеру заложения в водоносном слое колодцы (скважины) подразделяются на совершенные и несовершенные. Несовершенные колодцы могут иметь проницаемое дно и стенки, проницаемые стенки и глухое дно, глухие стенки и проницаемое дно (рис. 3).



Рис. 3. Схема притока воды в несовершенную скважину
Совершенные скважины прорезают весь водоносный горизонт и имеют проницаемые стенки. От типа вертикального водосбора зависит выбор расчетных уравнений движения воды к колодцам скважины.

Дебит совершенной скважины и коэффициент фильтрации пород

– формула Дюпюи, м³/сут, отсюда

, м/сут

Дебит колодца с открытым плоским дном вычисляется по Форхгеймеру:

Q=4rSK, м³/сут.

Коэффициент фильтрации , м/сут.

Дебит колодца с проницаемыми стенками и открытым дном

, м³/сут,

, м/сут

По Замарину для колодца с открытым дном и проницаемыми стенками (при условии когда неизвестна глубина водоупора) с плоским дном Кф вычисляется (см. рис. 3):

, м/сут, где

Q – дебит скважины, м³/сут.
Формула притока воды в дрену.

Для понижения уровня подземных вод сооружают дрены. Приток воды в совершенную горизонтальную дрену длиной В в условиях не напорных вод по уравнению Дюпюи равен

, м³/сут.

Для напорных , м³/сут;

m – мощность напорного пласта, м .

Расчетные формулы показывают зависимость дебита скважин от понижения (S). Поэтому производительность скважин можно сравнивать по удельному дебиту