формы движения грунтовых вод

Формы потоков грунтовых вод

ДВИЖЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Движение подземных вод подчиняется определенным законам и им присущи определенные формы передвижения.

Законы движения.Подземные воды могут передвигаться в горных породах как путем инфильтрации, так и фильтрации. При инфильтра­ции передвижение воды происходит при частичном заполнении пор воздухом или водяными парами, что обычно наблюдается в зоне аэрации. При фильтрации движение воды происходит при полном заполнении пор или трещин водой. Масса этой движущейся воды создает фильтрационный поток.

Фильтрационные потоки подземных вод различаются по характеру движения и подчиняются двум законам. Если движение грунтового потока в водоносных слоях (галечнике, песке, супеси, суглинке) имеет параллельно-струйчатый или так называемый ламинарный характер; то и он подчиняется закону Дарси. Ламинарный характер движения воды наблюдается также в трещиноватых породах, но при скорости движения не более 400 м/сут. При наличии крупных пустот и трещин движение воды в породах носит вихревой или турбулентный характер. но это наблюдается сравнительно редко. Это второй закон.

Движение подземных вод может быть установившимся и неустановившимся, напорным и безнапорным.

При установившемся движении все элементы фильтрационного потока (скорость, расход, направление и др.) не изменяются во време­ни. Во многих случаях эти изменения настолько малы, что для прак­тических целей ими можно пренебречь.

Фильтрационный поток называется неустановившимся, если основ­ные его элементы изменяются не только от координат пространства,

Ненапорные грунтовые водыимеют водоупор снизу и свободную поверхность сверху. Ненапорные подземные воды в зоне полного насыщения передвигаются при наличии разности гидравлических на­поров (уровней) от мест с более высоким к местам с низким напором (Уровнем). Это можно видеть на рисунке. Разность напоров DН=Н₁-Н₂ сечениях I и II обусловливает движение воды в направлении сечения II.Скорость движения грунтового потока зависит от разности напора (чем больше DН, тем больше скорость) и длины пути фильтрацииl.

Отношение разности напора DН к длине пути фильтрации / назы­вают гидравлическим уклоном (или гидравлическим градиентом I) I=DН/ l

Современная теория движения подземных вод основывается на применении закона Дарси:

Формы потоков грунтовых вод

На строительных хозяйственных площадках при решении практических задач по водоснабжению или устройству дренажей почти всегда необходимо знать направление движения потоков воды. Грунтовые воды совершают сложные движения в зависимости от местных геологических рельефа местности и других факторов. Различают потоки радиальные (сходящиеся и расходящиеся) и криволинейные.

Рисунок. Форма потоков грунтовых вод: плоский; б — радиальный расходящийся; в — радиальный сходящийся; г — криволинейный

новленное направление может быть справед­ливо лишь для сравнительно офаниченной территории (участка). Ниже приводятся неко­торые способы определения направления дви­жения фунтовых вод.

По карте гидроизогипс направление потока устанавливается по высотным отметкам гидро­изогипс (рис. 50). Более точные данные для отдельного участка получают методом трех скважин. Берут отметки уровней воды трех скважин, расположенных на вершинах равно­стороннего треугольника, например, 128, 138 и 126 м (рис.51). Между наибольшей и наименьшей отметкой, т. е. 138 и 126 м путем линейной интерполяции находят точку с отметкой воды 128 м. Две одинаковые отметки соединяют линией. На эту линию с наибольшей отметки опускают перпендикуляр, который и указывает направление потока в °Ды. Можно также использовать метод красителей (или солей). Для эт ого необходимо иметь несколько скважин. В центральную скважину

Источник

Законы движения подземных вод и способы обуздать стихию

Застройщики не приступают к работам нулевого цикла без проведения гидрогеологических изысканий. Сюрпризы не нужны никому. Поэтому любые постройки на земле предваряются изучением того, что происходит под ней. Что делать, если на вашем объекте высокий уровень подземных вод? Отвечают эксперты группы компаний «КС» и «ВММоторсервис».

ГИДРОМЕХАНИКА — КЛЮЧ К ПОНИМАНИЮ ПОДЗЕМНЫХ ПРОЦЕССОВ

Прежде чем говорить об основных законах движения подземных вод, стоит определиться с их динамикой и понять, что же это такое.

Динамика подземных вод — наука, изучающая движение как природных, так и искусственных потоков воды в горных породах земной коры. Подземные реки находятся всегда в движении и напрямую влияют на поведение грунтов, их дренажей, и, как следствие, на прочность фундамента будущего или уже построенного здания. Таким образом, основной закон движения подземных вод определяет успех строительства.

Важный аспект, который обязательно учитывают профессионалы — особенности процессов фильтрации, то есть движения сплошной массы грунтовых вод, нефти или газа в пористых породах.

Может происходить в разных режимах: жестком и упругом.

Для ряда почв характерна инфильтрация — частичное заполнение пор воздухом или паром при движении воды. Явление встречается в поверхностных зонах.

Само движение подземных вод также разделяют на типы:

Закон Дарси

Перейдем к практической части, для получения цифровых значений и расчета перемещения подземных вод используют специальную формулу. В 1856 году инженер-гидравлик Анри Дарси установил линейную зависимость, существующую между скоростью фильтрации V и силами сопротивления. Формулировка основного закона движения подземных вод гласит:

где Q — объемный расход жидкости через фильтр длиной L и площадью поперечного сечения F;

ΔH — разность напоров;

ΔH/L — гидравлический уклон;

Kф — коэффициент фильтрации: скорость фильтрации при гидравлическом уклоне, равном единице.

Расчеты движения подземных вод проводят для условий жесткого режима фильтрации. При таких условиях движение воды бывает ламинарное и турбулентное. В реальных условиях оно может быть смешанным.

Пределы применимости закона Дарси

На практике отмечены случаи несоответствия закону Дарси. Исходя из этого выделены верхний и нижний пределы применимости закона:

Помимо этого следует учитывать, что в закарстованных, крупнообломочных и сильно трещиноватых породах скорости движения подземных вод могут быть достаточно большими, а режим потока становится турбулентным.

В подобных ситуациях вместо формулы Дарси используется нелинейный закон Шези–Краснопольского:

где К’ф – коэффициент турбулентной фильтрации, который определяют опытным путем.

Согласно формуле, при турбулентном движении скорость фильтрации пропорциональна

напорному градиенту в степени ½.

Применить данные уравнения без должного опыта просто невозможно. С расчетом на вашем объекте помогут специалисты группы компаний «КС» и «ВММоторсервис»! Просто заполните форму обратной связи, и мы вам перезвоним в ближайшее время!

КОЭФФИЦИЕНТ ФИЛЬТРАЦИИ

Коэффициент фильтрации или водопроницаемость грунта – это скорость прохождения жидкости через почву с гидравлическим градиентом, равняющимся единице. Этот показатель характеризует способность различных грунтов пропускать воду под влиянием силы тяжести. Ориентируясь на данные геологоразведки, специалисты принимают решение о возможности возведения объекта на участке.

Водопроницаемость грунта имеет огромное значение при строительстве дорог и зданий, а также ландшафтных работах. Несмотря на то что средние значения коэффициента фильтрации известны, на каждом объекте необходимо выявлять эти показатели. Для этого используют один из трех методов:

Коэффициент фильтрации некоторых пород:

Коэфф. фильтрации м/сут

Почти непроницаемые глины, плотные мергели и другие монолитные скальные породы

Источник

Движение подземной воды

Первая стадия превращения жидких атмосферных осадков в подземную воду осуществляется путём просачивания воды сверху вниз в вертикальном направлении.

Так как в подавляющем большинстве случаев поверхность земли слагается мелкозёмистыми грунтами и почвами, то просачивание вглубь носит преимущественно характер капиллярного и плёночного движения. Только в крупнозернистых породах, где промежутки между частицами земли достаточно велики, имеет место также и гравитационное движение воды, и в этом случае речь идёт уже не столько о просачивании, сколько о капельно-струйчатом стекании.

Верхний слой грунта находится в сфере влияния метеорологических условий. Выпадение осадков приводит к его увлажнению, а в сухую и ясную погоду поверхность земли высыхает. Оттого движение воды в этом верхнем слое меняет направление в зависимости от чередования периодов сухих и влажных: в сухое время вода поднимается кверху, во влажное просачивается вниз.

Однако часть воды, успевшая просочиться достаточно глубоко и, следовательно, выйти за пределы слоя, непосредственно подверженного метеорологическим влияниям, движется дальше уже только вниз, покамест не встретит водоупорную (водонепроницаемую) породу.

Чем вообще обусловлена проницаемость пород для воды? Только наличием достаточно широких промежутков между частицами породы. Вокруг каждой частицы имеется собственное поле действия молекулярных сил; эти силы велики, но проявляются на ничтожном (порядка 0,00005 мм) расстоянии от частицы. Если зёрна породы крупные, то и промежутки между ними крупные, и вода при своём движении внутри породы лишь у стенок «каналов» попадает в сферу влияния молекулярных сил, а в остальных частях поперечного сечения канала подчиняется силе тяготения. Чем меньше частицы породы, тем меньше промежутки между ними и тем более сближены между собой сферы влияния молекулярных сил, т. е. тем обширнее становится площадь их проявления. Так, в 0,3 куб. м породы, состоящей из зёрен диаметром 1 мм, общая внутренняя поверхность пор и скважин будет свыше 90 кв. м, а при диаметре частиц, равном 0,001 мм, поверхность пор в том же объёме превысит 9 га. Очевидно, что когда «молекулярные сферы» соседних частиц приходят в соприкосновение, вода в промежутке между такими частицами полностью попадает под их непосредственное действие.

Отсюда ясно, что грубозернистые или грубообломочные породы (галечники, гравий, пески) легко пропускают воду, тонкозернистые же пропускают её медленно (лёсс) или оказываются водоупорными (глины). К водоупорным относятся и плотные изверженные или метаморфические породы (граниты, базальты и пр.), если они не разбиты трещинами. В противном случае вода в них циркулирует легко. Таким образом; водопроницаемость, хотя и определяется в значительной степени скважностью пород (т. е. наличием в них мелких свободных промежутков), вовсе не есть синоним скважности.

Вода не может просачиваться в глубину до бесконечности: этому препятствует повышение с глубиной как температуры, так и давления. Высокие температуры обращают воду в пар, огромное давление закрывает пустоты в горных породах.

Достигнув водоупорного горизонта, гравитационная и капиллярная вода образует скопления. Если пласты водоносных и водоупорных пород переслаиваются, то может быть несколько (до 10—15) горизонтов воды, либо независимых друг от друга в гидрологическом отношении, либо, наоборот, стоящих во взаимной связи. Подземные воды первого от поверхности водоносного горизонта, не имеющего сверху сплошной кровли из водоупорных пород, носят название грунтовых вод. Однако вода задерживается не обязательно только на рубеже водопроницаемого и водоупорного горизонтов; для этого достаточно бывает одного лишь заметного изменения условий водопроницаемости. В одной и той же породе, вверху более трещиноватой, чем внизу, вода скопляется на границе изменения характера трещиноватости. Галечник и тонкозернистый песчаник оба водопроницаемы; но при залегании галечника на песчанике на границе обоих слоёв тоже может скопиться вода, потому что она сквозь песчаник проходит медленнее, чем через галечник. Водная масса, аккумулированная в промежутках между зёрнами рыхлых пород, не сплошная и состоит из отдельных, хотя гидродинамически и связанных друг с другом, нитей и струй. При накоплении же в трещинах и пустотах твёрдых пород подземная вода образует сплошное капельно-жидкое тело.

После того как вода задержалась в своём стремлении вниз, наступает вторая стадия — движение в сторону. Следует иметь в виду тот факт, что в пределах одного и того же водоносного слоя верхний уровень грунтовых вод представляет собой не горизонтальную поверхность, а волнистую, так как условия питания, проницаемость пород, характер внутреннего передвижения и величина расхода грунтовых вод меняются от точки к точке на одной и той же территории. В разных местах её осадки могут выпадать неравномерно; если осадков одинаковое количество, они в различных пунктах будут, в зависимости от водопроницаемости пород, просачиваться в глубину с неодинаковой скоростью; если же и скорость одинакова, то отток в стороны от каждого конкретного скопления воды может быть различным по быстроте и т. п. Многое здесь зависит также от рельефа местности (разные условия поверхностного стока и просачивания), от литологии и геологической структуры. Уровень грунтовых вод в сглаженной форме повторяет наземный рельеф: под холмами он выше, под котловинами ниже. В случае наклонного положения пласта водоупорной породы уровень грунтовых вод получает наклон в ту же сторону, но под более пологим углом. В основном же движение грунтовых вод в сторону обусловлено именно волнистым характером поверхности этих вод: вода перемещается от более высоких точек поверхности к более низким. Определив в большом числе пунктов на местности при помощи колодцев или буровых скважин уровень грунтовой воды (глубину её залегания), а затем связав изолиниями (гидро-изогипсами) пункты с одинаковыми отметками, можно получить очень наглядную картину формы зеркала грунтовых вод (его «рельеф»), а по изогипсам, кроме того, судить и о направлении движения этих вод (от выпуклых мест зеркала к пониженным) и о положении подземных водораздельных линий.

Если бы вода перемещалась только в зависимости от уклона водоупорных пластов, тогда в случае, где водоупорные пласты (заштрихованные) залегают чашеобразно, в точках а и b не могло бы быть источников Однако у подошвы холма эти источники выходят, потому что под холмом уровень грунтовых вод (пунктирная линия) имеет выпуклую форму.

Поверхность подземной воды бывает свободной (открытой) или напорной (артезианской). Свободная поверхность, характерная для подземных вод, именуемых грунтовыми, образуется в том случае, когда водоносные породы не перекрыты водонепроницаемыми, вследствие чего уровень поверхности воды может беспрепятственно колебаться. Но когда водоносный пласт перекрыт водонепроницаемым, причём последний лежит ниже естественного уровня воды в водоносном пласте, возникает в силу законов гидростатического давления напорная поверхность подземных вод.

Напорные воды чаще всего формируются при мульдообразном (т. е. в виде вогнутой складки) залегании горных пород в водоносном пласте, лежащем между двумя водоупорными. Бурение в этих случаях даёт восходящие или даже фонтанирующие выходы подземных вод. Величина напора зависит от разницы в высоте между местом выхода воды на поверхность и местом питания водоносного слоя. К числу наиболее мощных артезианских районов земного шара относятся парижский, лондонский, ленинградский, московский, брянский, курский, харьковский, киевский, краснодарский, артезианские бассейны в Испании, Дакоте, Небраске, Венгерской низменности, Сахаре, Египте, Австралии (вокруг оз. Эйр) и т. п.

Движение подземной воды в горизонтальном направлении происходит чрезвычайно медленно: 0,3—1 м в сутки. Именно поэтому часто не наблюдается соответствия между режимом источников и родников и атмосферными осадками. Иногда во влажные годы расход источников уменьшается, в сухие, наоборот, увеличивается. Увеличение или уменьшение дебита (расхода) источников в данном случае отражает не атмосферные осадки данного года, а предшествующего или одного из предшествующих. Колебания уровня таких медленно передвигающихся вод тоже невелики и не превышают обычно 1—2 м.

Сказанное относится к движению подземных вод в мелкообломочных породах, с трудом поддающихся растворению. В плотных изверженных породах, разбитых трещинами, а также в известняках скорость движения подземных вод значительнее, а колебания уровня достигают иногда 10—30 м.

Под землёй, кроме движущихся с разной скоростью вод, могут быть и стоячие (неподвижные) воды.

Пересечение водоносного пласта с дневной поверхностью даёт начало выходу подземных вод (источник, родник, ключ). Температура выходящей на дневную поверхность воды зависит от той температуры, какая господствовала в области скопления этой воды под землёй. Так как с глубиной температура земной коры возрастает, то источники, поднимающиеся с большой глубины или из областей, примыкающих близко к вулканическим очагам, бывают тёплыми или горячими; вследствие большей способности горячей воды к растворению омываемых ею пород, тёплые источники при прочих равных условиях обычно сильнее минерализованы, чем холодные. Источник называется холодным, если его температура ниже средней годовой температуры воздуха данной местности; если выше — тёплым. Охлаждаясь на дневной поверхности, они вокруг своего выхода отлагают вынесенные в растворе из глубин минеральные вещества — чаще всего известь или кремнезём.

К числу особенно интересных, хотя и ограниченных в своём географическом распространении, горячих минеральных источников относятся периодически фонтанирующие гейзеры. Главными районами развития гейзеров являются Исландия, Иеллоустонский национальный парк в Северной Америке (где среди нескольких тысяч горячих источников насчитывается свыше 80 гейзеров), центральная часть северного острова Новой Зеландии и Кроноцкий заповедник на Камчатке. Большой гейзер в Исландии (недалеко от Геклы), потерявший активность с 1918 г., выбрасывал фонтан горячей воды через каждые 20—30 час.; теперь на месте гейзера округлой формы озерцо с прозрачной и спокойно кипящей водой. Гейзер «Великан» на Камчатке выбрасывает регулярно через каждые 2 часа 46 мин. столб воды на высоту 50 м, причем извержение длится 4 мин. В йеллоустонском парке более 20 гейзеров выбрасывают воду кверху на 15 м, гейзер «Великан» на 40 м, «Эксцельсиор» на 100 м. Мёртвый ныне новозеландский гейзер Ваймангу при извержении давал струю высотой до 450 м.

Гейзеры в своём распространении тесно связаны с вулканическими областями. Вода их в соседстве с вулканическими очагами приобретает высокую температуру и высокую растворяющую способность; вследствие этого гейзеры выносят на дневную поверхность и отлагают у мест своего выхода огромные количества кремнистых или известковых осадков (туфов). К сожалению, механизм извержения гейзеров не получил ещё общепризнанного освещения.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

Источник

Важнейшие виды движения подземных вод и рассолов

Вода представляет собой физическое тело, обладающее двумя основными свойствами: во-первых, вода мало изменяет свой объем при изменении давления и температуры; во-вторых, вода обладает текучестью, т.е. не имеет собственной формы, а принимает форму сосуда, в котором находится.

Все подземные воды так или иначе движутся. Характер этого дви­жения может быть различным. Вопросы динамики вод и водных растворов являются одними из важнейших в нефтяной и газовой от­расли и изучаются гидрогеомеханикой.

С точки зрения гидромеханики различают негравитационное и гравитационное движение подземных вод.

Когда вода заполняет поры и пустоты горных пород не пол­ностью, ее движение происходит в виде капелек или струй и такое движение называют свободным просачиванием. Для лиосорбированных и адсорбированных вод характерно пленочное движение, ко­торое происходит при неравномерной толщине пленки связанных вод на поверхности минеральных частиц и неравномерном водонасыщении породы и направлено в сторону участков с меньшей тол­щиной слоя связанной воды. Как правило, такое движение имеют воды зоны аэрации. Движение происходит без передачи гидростати­ческого давления и является негравитационным.

В зоне полного насыщения воды заполняют водоносные гори­зонты, их движение происходит под действием силы тяжести или перепада напоров (давлений), который возникает как при тектони­ческих движениях, сопровождающихся вытеснением вод из глин в коллекторы, так и за счет инфильтрации в областях выхода водо­носных пород на дневную поверхность. Возникшее в обоих случаях повышенное давление передается всей водонапорной системе ком­плекса, а перераспределение напоров обусловливает гравитационное движение, или ламинарную фильтрацию подземных вод по пласту, или их разгрузку по тектоническим нарушениям и через водоупоры. Под­земные воды движутся в горных породах путем как инфильтрации, так и фильтрации.

Фильтрация — движение жидкостей и газов в пористых, поровотрещинных породах при полном заполнении их водой. Масса движущейся воды создает фильтрационный поток. Поскольку подземные воды представляют собой физически и химически неоднородные по составу жидкости, их движение необходимо рассмат­ривать с учетом физико-химических факторов, т.е. с точки зрения физико-химической гидродинамики. В связи со сказанным выше, различаются следующие виды движения (перенос) подземных вод:

Диффузно-конвективный массоперенос — сочетание конвективногои диффузного переносов вещества. С точки зрения гидромеханики различают движение:

Источник

5.5. Движение подземных вод

Законы движения. Подземные воды могут передвигаться в грунтах путем инфильтрации и фильтрации. Инфильтрация воды происходит в порах с их частичным заполнением воздухом или водяными парами в зоне аэрации. Фильтрация в виде движущегося потока происходит при полном заполнении пор водой.

Движение грунтового потока в водоносных слоях (галечнике, песке, супеси, суглинке) имеет параллельно-струйчатый или ламинарный характер и подчиняется закону Дарси. В крупных пустотах происходит вихревое или турбулентное движение воды, но сравнительно редко. Движение подземных вод может быть установившимся и неустановившимся, напорным и безнапорным.

Ненапорные грунтовые воды имеют водоупор снизу и свободную поверхность сверху. Такие воды передвигаются от более высоких мест к низким (рис. 60).

Рис. 60. Схема безнапорной фильтрации грунтовой воды

Разность напоров ΔH = H₁ – H₂ в сечениях 1 и II обусловливает движение воды в направлении сечения II. Скорость движения водного потока зависит от разности напора (чем больше ΔH, тем больше скорость) и длины пути фильтрации l.

Отношение разности напора ΔH к длине пути фильтрации l называют гидравлическим уклоном (гидравлическим градиентом)

Современная теория движения подземных вод базируется на законе Дарси:

где Q – расход воды или количество фильтрующейся воды в единицу времени, м 3 /сут; К_ф – коэффициент фильтрации, м/сут; А – площадь поперечного сечения потока воды, м 2 ; ΔH – разность напоров, м; l – длина пути фильтрации, м.

Форма движения потоков грунтовых вод. На строительных или хозяйственных площадках при устройстве дренажей необходимо знать направление движения потоков воды в зависимости от местных геологических условий, рельефа местности и других факторов. Различают потоки плоские, радиальные (сходящиеся и расходящиеся) и криволинейные (рис. 61).

Рис. 61. Формы потоков грунтовых вод:

а – плоский; б – радиальный расходящийся; в – радиальный сходящийся; г – криволинейный

По карте гидроизогипс направление потока устанавливается по высотным отметкам гидроизогипс (см. рис. 61). Более точные данные для отдельного участка получают методом трех скважин. Берут отметки уровней воды трех скважин, расположенных на вершинах равностороннего треугольника, например, 128, 130 и 125 м (рис. 62).

Можно также использовать метод, когда в центральную скважину вводят сильный краситель, появление которого в одной из наблюдательных скважин указывает направление потока воды.

Рис. 62. Определение направления потока грунтовой воды по трем скважинам

Фильтрационные показатели грyнтов. Одним из основных фильтрационных параметров является коэффициент фильтрации К_ф – это скорость фильтрации при напорном градиенте I = 1. Он зависит от размеров и формы пор, свойств воды (вязкость, плотность), минерального состава грунтов, степени засоленности и др. Вязкость воды зависит от температуры, поэтому нередко вводится поправочный температурный коэффициент (0,7 – 0,03) для приведения к единой температуре 10 о С.

Методы определения. Приближенно оценивают К_ф по табличным данным (табл. 8).

Более обоснованные значения К_ф дают расчетные, лабораторные и полевые методы. Расчетные методы используют преимущественно для песков и гравелистых пород. Они связывают коэффициент фильтрации грунта с его гранулометрическим составом, пористостью, степенью однородности и т, д.

Источник