Содержание
Введение
1. Движение воды в зонах аэрации и насыщения
2. Движение подземных вод в водоносных пластах. Определение скорости движения подземных вод
3. Установившееся и неустановившееся движение подземных вод. Методы моделирования фильтрации
4. Приток воды к водозаборным сооружениям
4.1 Приток безнапорных вод в совершенную горизонтальную дрену (канаву)
4.2 Расчет притока грунтовых вод в скважину
4.3 Расчет притока напорных вод в совершенную дрену
4.4 Расчет притока артезианских вод в скважину
5. Методы определения коэффициента фильтрации горных пород. Определение радиуса влияния
Заключение
Список источников литературы
Введение
Гидрогеология — наука, изучающая подземные воды Земли, их историю, происхождение, формирование, состав, режим, геологическую и геохимическую деятельность. Но главной целью гидрогеологических исследований остается выявление новых резервов питьевой воды. В связи с быстрым ростом численности населения нашей планеты проблема запасов природных вод становится особенно острой. В ряде районов уже сейчас испытывается большой недостаток пресной воды, некоторые страны импортируют воду из других государств.
По количеству водных ресурсов Россия занимает одно из первых мест в мире. Однако промышленность и население нашей страны распределены неравномерно, в связи с чем и у нас в отдельных районах возникают очень большие потребности в питьевой воде. Такое положение сложилось в отдельных районах Урала. В РФ, к тому же, есть ряд засушливых районов с отсутствием водных ресурсов или острым их недостатком.
Роль подземных вод в жизни человека, животных и растений исключительно велика, в связи с этим значение гидрогеологии для народного хозяйства переоценить трудно.
1. Движение воды в зонах аэрации и насыщения
В зоне аэрации, т. е. в толще пород, расположенной между дневной поверхностью и зеркалом грунтовых вод, находятся:
а) водяной пар, заполняющий поры породы;
б) гигроскопическая влага, обусловливающая гигроскопическую влажность пород;
в) пленочная вода, обволакивающая зерна пород в виде пленок различной толщины, и
г) капиллярная вода, располагающаяся в виде капиллярной каймы над зеркалом грунтовых вод.
Движение подземных вод в зоне аэрации может происходить в виде передвижения пара, в виде пленочного движения, свободного просачивания и капиллярного движения.
Движение парообразной и гигроскопической влаги. А. Ф. Лебедевым было экспериментально доказано, что влага в парообразном состоянии передвигается от участка с большей упругостью водяного пара к участку с меньшей его упругостью. Упругость же зависит от температуры и влажности пород. Таким образом, если между различными участками горных пород появляется разница в температуре или влажности, возникает движение водяных паров. При одинаковой температуре движение направлено от более влажных частиц к менее влажным; при одинаковой влажности — от более к менее нагретым. Поэтому летом парообразная влага движется сверху вниз, а зимой — снизу вверх.
Гигроскопическая влага также передвигается в порах пород в виде водяного пара.
Движение воды в пленочном состоянии. По А. Ф. Лебедеву, движение воды в пленочном состоянии происходит под действием молекулярных сил и не подчиняется влиянию силы тяжести.
Рассмотрим движение пленочной воды на примере. Допустим, что мы имеем две одинаковые по диаметру частицы породы, соприкасающиеся между собой. Частица с центром О1 покрыта пленкой воды толщиной Р1 , а вторая частица — более тонкой пленкой, толщиной Р2 . Рассмотрим влияние частиц породы на частицу воды, расположенную в точке С. Легко убедиться, что расстояние О1 С=R+P1 и оно больше, чем О2 С=R+P2 т. е. частица 2 будет оказывать большее притяжение на частицу воды в точке С, чем частица породы с центром О1 , В результате частица воды С перейдет на пленку, обволакивающую частицу породы 2. Движение частиц воды происходит до тех пор, пока толщина пленок на обеих частицах породы станет одинаковой.
Движение воды в виде просачивания. Просачивание в породах может происходить в виде отдельных струек и в виде сплошной массы воды. В первом случае отдельные струйки воды движутся самостоятельно, разрозненно. Вначале происходит смачивание частиц грунта, после чего под действием сил тяжести избыточная вода в виде гравитационной просачивается вниз.
Такой вид движения Г. Н. Каменский назвал свободным просачиванием. Второй вид движения наблюдается в случае, если породы насыщены водой полностью. Движение воды здесь происходит сверху вниз под действием силы тяжести. Этот вид движения влаги назван инфильтрацией.
Капиллярное движение имеет место как в верхней части зоны аэрации при просачивании и инфильтрации, так и над зеркалом грунтовых вод (в капиллярной зоне). В первом случае капиллярное движение происходит сверху вниз (капиллярное всасывание), во втором — снизу вверх {капиллярное поднятие).
В породах, насыщенных водой, т. е. в зоне насыщения, движение воды может происходить в двух формах:
1) ламинарного, при котором струйки воды текут параллельно, без перемешивания и
2) турбулентного, при котором происходит хаотическое движение частиц жидкости и интенсивное перемешивание ее слоев. Переход от ламинарного движения к турбулентному и обратно происходит при достижении определенной скорости частиц жидкости, называемой критической скоростью. Движение подземных вод в нескальных породах происходит по типу ламинарного.
Чтобы установить закономерности движения жидкости в породах, французский ученый X. Дарси в 1856 г. поставил несложный опыт, который заключался в следующем. В цилиндр, наполненный песком, наливали слой воды, поддерживая ее уровень постоянным. Вода после просачивания через песок выливалась через кран в нижней части цилиндра. В цилиндр были вставлены изогнутые трубки, так называемые пьезометры. Вода в них устанавливалась на различных уровнях (в верхнем пьезометре — выше) в связи с тем, что в процессе фильтрации через поры грунта вода преодолевала сопротивление и на это терялась часть напора.
В результате проведенных исследований Дарси установил, что количество воды, профильтровавшейся через песок в единицу времени (расход, О), прямо пропорционально разности уровней воды в пьезометрических трубках (∆Н=Н2 —Н1 ), площади поперечного сечения цилиндра (F) и некоторому коэффициенту пропорциональности (К) и обратно пропорционально высоте слоя песка (I). Оказалось, что коэффициент К зависит от свойств песка и его стали называть коэффициентом фильтрации (Кф). Эта зависимость получила название закона Дарен и обычно записывается в следующем виде (1):
(1)
Выражение 
обозначают буквой / и называют напорным, градиентом или гидравлическим уклоном. Тогда можно записать
(2):
Если разделить обе части уравнения на F, то получим скорость фильтрации (υ) (2):
(3):
Таким образом, скорость фильтрации прямо пропорциональна коэффициенту фильтрации и напорному градиенту. Формула (3) представляет собой уравнение прямой линии, в связи с чем закон Дарси называют линейным законом фильтрации.
Если в выражении (3) принять I=1, что имеет место при уклоне, равном 45°, получим
(4):
т. е. коэффициент фильтрации — это та скорость просачивания, которую имел бы поток при уклоне, равном единице.
Не следует при этом смешивать скорость фильтрации со скоростью движения частиц воды. Дело в том, что Дарси при расчетах принимал площадь поперечного сечения потока (F)равной сечению цилиндра, тогда как в действительности вода передвигалась в породе только по порам. Чтобы получить действительную скорость (и)движения подземных вод в порах грунта, необходимо расход воды разделить на площадь поперечного сечения и пористость грунта (n).
(5):
Так как
,
то
(6):
Это выражение показывает, что действительная скорость движения подземных вод больше скорости фильтрации, так как величина пористости всегда меньше единицы.
Необходимо заметить, что коэффициент фильтрации выражают в м/сут, хотя в некоторых случаях применяют см/с и км/год.
Если движение подземных вод происходит в крупных пустотах горных пород, то оно становится турбулентным и подчиняется нелинейному закону фильтрации, который выражается уравнением Шези — Краснопольского
(7):
Таким образом, скорость фильтрации при турбулентном движении пропорциональна коэффициенту фильтрации и напорному градиенту в степени ½
2. Движение подземных вод в водоносных пластах. Определение скорости движения подземных вод
Для определения направления движения подземных вод используют карты гидроизогипс, на которых в виде изолиний показан «рельеф» зеркала грунтовых вод. Перпендикуляры к гидроизогипсам, направленные в сторону снижения отметок, называются линиями тока, показывающими направление движения грунтовых вод.
По взаимному расположению гидроизогипс и линий тока потоки грунтовых вод разделяют на плоские и радиальные (рис. 3).В плоском потоке гидроизогипсы в плане имеют вид параллельных прямых и линии тока при пересечении с ними образуют сеть прямоугольников. Плоский поток может иметь место в междуречьях; между рекой и дреной, текущими параллельно; в случае дренирования грунтовых вод горизонтальными выработками (канавами, штольнями).
В радиальном потоке гидроизогипсы представляют соб»й систему кривых линий, а линии тока имеют вид радиусов. Наиболее наглядным примером радиального потока может быть приток воды в колодец или скважину во время интенсивного водоотбора. Радиальный поток может быть расходящимся (например, возле излучины реки) и сходящимся (к водозабору). При расходящемся потоке ширина его по направлению движения увеличивается, а при сходящемся, наоборот, уменьшается.
График изменения содержания ионов хлора в подземных водах при определении действительной скорости потока
Скорость движения подземных вод можно определить несколькими способами. Один из них основан на введении в воду поваренной соли. На некотором расстоянии от опытной скважины (шурфа или колодца) проходят наблюдательную скважину, которую закладывают ниже по направлению движения подземных вод. Перед началом опыта определяют содержание хлора в опытной и наблюдательной выработках. Затем в опытную выработку вводят раствор поваренной соли, в котором концентрация ионов хлора в 2000 раз выше, чем в подземных водах. Естественно, время ввода соли (t1 ) необходимо отметить. Через каждые 10 мин из наблюдательной скважины отбирают пробы воды и при помощи азотнокислого серебра определяют содержание хлора. Данные анализов наносят на график (рис, 3) и находят время прохождения пика (t2 ). Действительная скорость
(8)
Где l - расстояние между выработками, м.
Этот способ очень удобен, но применение его невозможно при естественном содержании хлора в воде свыше 500—600 мг/л и при резких неровностях водоупорного слоя. В первом случае анализами трудно определить изменения содержания хлора, во втором — более тяжелый, чем вода, раствор поваренной соли может задержаться в понижениях водоупора.
Можно также применять органические красители, присутствие которых в воде обнаруживается при ничтожно малых концентрациях (до 10-6 %). Для этого применяют флуоресцеин, имеющий при слабых концентрациях зеленовато-желтый цвет, метиленовый синий краситель и др. Для определения содержания красителя в воде используют флюороскоп — набор стеклянных трубок с разной концентрацией красителя. Сравнивая цвет воды в отобранных пробах с цветом трубок-эталонов, легко и быстро можно определить содержание красителя в пробе воды. Затем строят график изменения во времени содержания красителя в воде и аналогично вышеописанному способу определяют скорость движения подземных вод.
Скорость движения подземных вод можно определять и электролитическим способом. Для этого в опытную скважину вводят электролит (обычно хлористый аммоний) и следят за изменением электропроводимости между опытной и наблюдательной скважинами. Для этой цели используют миллиамперметр, по данным которого строят график изменения силы тока во времени.
Новейшие достижения физики и химии позволяют использовать «меченные атомы» — изотопные индикаторы. Высокая чувствительность и простота радиоактивных измерений позволяют фиксировать минимальное количество изотопов в подземных водах.
3. Установившееся и неустановившееся движение подземных вод. Методы моделирования фильтрации
Установившимся считается движение подземных вод, при котором уровни и все другие элементы водного потока являются постоянными во времени. Если же уровни воды в одних и тех же точках изменяются во времени, то такое движение называется неустановившимся.
Большинство расчетных формул по динамике подземных вод основано на допущении, что условия питания и дренирования подземных вод постоянны. В действительности эти условия могут изменяться в зависимости от естественных или искусственных причин. К естественным причинам относятся изменения количества атмосферных осадков и величины испарения, таянье снега, паводки. Среди искусственных причин большое значение имеют водозаборы, орошение, строительство водохранилищ и т. п.
Если водоносный пласт на всем своем протяжении имеет одинаковый литологический состав, то он называется однородным. Если же литологический состав водоносного пласта изменяется в горизонтальном или в вертикальном направлении (что встречается в природе гораздо чаще), то водоносный пласт называется неоднородным.
Для моделирования фильтрации в основном используются гидравлическая и электрическая аналогии, реализуемые на сплошных и сеточных моделях.
Сплошные гидравлические модели, представленные фильтрационными лотками различных видов, в гидрогеологических расчетах применяются редко.
В развитии методов моделирования фильтрации подземных вод основная роль принадлежит сплошным и сеточным электрическим моделям, основанным на использовании метода электрогидродинамических аналогий (ЭГДА), сущность которого наглядно представляется сопоставлением основных законов движения фильтрационного потока и электрического тока:
закон Дарси и закон Ома
и 
(9)
где Q — расход; F — площадь поперечного сечения потока; Н — напор; х-—расстояние;I— сила тока; с — удельная проводимость, 
; р — удельное сопротивление; площадь поперечного сечения проводника; U— электрический потенциал, l — длина проводника.
Приведенная формула закона Ома получена путем несложных преобразований
; 
(10)
где R — сопротивление.
Идентичность записи законов Дарси и Ома очевидна. В них соответствуют физические характеристики — коэффициент фильтрации Кф и удельная проводимость с (физическое подобие), силовые характеристики — напор Н и потенциал U (динамическое подобие) и, наконец, расход потока Q и сила тока (кинематическое подобие).
На сплошных моделях ЭГДА фильтрационный поток моделируется сплошным электрическим полем, геометрически подобным. Для этого применяются электропроводная бумага и электролиты. Электропроводная бумага изготавливается с удельным сопротивлением от 100 до 100 000 Ом/см, в зависимости от количества содержащихся в ней сажи и графита.
Участки поля с различной проницаемостью пород моделируются кусками бумаги различной удельной проводимости. Между собой участки модели скрепляются специальным электропроводным клеем.
Электролиты также широко используются в качестве материала модели и обычно представляют собой растворы солей, причем наибольшее распространение получили водные растворы поваренной соли и медного купороса. Кроме того, можно использовать электропроводные краски, клеи, электропроводный картон, гипс и т. д.
Определение приведенного потенциала на моделях ЭГДА производится с помощью мостовой измерительной схемы.
При составлении сеточных моделей поток разбивается на отдельные блоки, центры которых связываются электрическими резисторами. В таких моделях геометрическое подобие модели и объекта не сохраняется.
4. Приток воды к водозаборным сооружениям
Среди водозаборных сооружений мы будем рассматривать такие горные выработки, как дрены (канавы) и скважины. В гидрогеологии горные выработки разделяют на совершенные и несовершенные.
Гидродинамически совершенной называется горная выработка, вскрывающая водоносный горизонт от кровли до подошвы.
Рис. 1.Схемы совершенной (а) и несовершенной (б, в) выработок
Приток воды к ней происходит по всей поверхности соприкосновения стенок выработки с водоносным горизонтом (рис. 1, а). Если же выработка не доходит до водоупора, она называется несовершенной по степени вскрытия водоносного горизонта (рис. 1, б). Зачастую выработки закрепляются от обрушения, цементируются скважины оборудуются обсадными трубами, фильтрами и т. п. Естественно, что приток воды в такие выработки затруднен и их называют несовершенными по характеру вскрытия водоносного горизонта.Основные уравнения притока воды к водозаборам (скважинам и дренам) будем выводить при условии совершенства выработок.
Представим себе плоский поток грунтовых вод. Гидравлический градиент I в данном случае равен
(11)
где х — расстояние между сечениями h1 и h2
Если мы будем сближать сечения h1 и h2 так, чтобы расстояние между ними стало равно нулю, то получим уклон (гидравлический градиент) в точке а, который равен тангенсу угла наклона зеркала грунтовых вод или первой производной
(12)
Подставив полученное выражение гидравлического уклона в выражение закона Дарси (21), получим для безнапорных вод
(13)
для напорных вод
(14)
где H —напор, отсчитываемый от подошвы водоносного пласта до его пьезометрического уровня.
4.1 Приток безнапорных вод в совершенную горизонтальную дрену (канаву)
После устройства дрены скорость движения воды в ней увеличивается и уровень воды понижается на величину S, которую в гидрогеологии принято называть величиной понижения. Иными словами, величина понижения представляет собой разницу между статическим и динамическим уровнями. Мощность водоносного горизонта до понижения обозначим через H, глубину воды в дрене — через ho . В результате понижения уровня в дрене в водоносном горизонте образуется депрессионная воронка, показанная на рис. 50 сплошной жирной линией. Расстояние R, на которое сказывается влияние понижения, называют радиусом влияния.
Для расчета притока воды в дрену Q выбираем на расстоянии х от стенки дрены сечение с напором к, которое находится в интервале от нуля до R.
В общем виде приток воды в дрену будет равен выражению (13). Подставим сюда величину площади фильтрации
(15)
где В — длина дрены. Получим
(16)
При расчете притока воды в дрену удобно пользоваться понятием единичного притока д, т. е. притока воды на единицу длины дрены
(17)
Отсюда элементарная формула для расчета притока воды
(18)
Разделим переменные в выражении (18), т. е. умножим обе его части на dх и проинтегрируем
(19)
В результате получим
29-04-2015, 00:43