Закономерности движения подземных вод

Оглавление

1. Введение                                                                                          с.2
2. Происхождение подземных вод                                                   с.3                                              
3. Питание рек подземными водами

     Методики расчета подземного стока                                           с.4

4. Движение воды в зонах аэрации и насыщения                            с.5
5. Движение подземных вод в водоносных пластах            Определение скорости движения подземных вод                       с.9
6. Установившееся и неустановившееся движение подземных вод. Методы моделирования фильтрации                                    с.10
7. Приток воды к водозаборным сооружениям                              с.11
8. Особенности движения рассолов                                                с.12
9. Понятие об установившейся и неустановившейся фильтрации подземных вод                                                                                 с.12
10. Заключение                                                                                    с.15
11. Список литературы                                                                          с.16

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Введение

Гидрогеология (от гидро–вода и геология) наука о подземных водах, изучающая их состав и свойства, происхождение, закономерности распространения и движения, а также взаимодействие с горными породами.

Гидрогеология тесно связана с  гидрологией и геологией (в том  числе и с инженерной геологией), метеорологией, геохимией, геофизикой и другими науками о Земле; опирается на данные математики, физики, химии и широко использует их методы исследования.

Все воды земной коры, находящиеся  ниже поверхности Земли в горных породах в газообразном, жидком и  твёрдом состояниях, называются подземными водами. Подземные воды составляют часть гидросферы – водной оболочки земного шара. Они встречаются  в буровых скважинах на глубине до нескольких километров. По данным В.И.Вернандского, подземные воды могут существовать до глубины 60км в связи с тем, что молекулы воды даже при температуре 2000С⁰ диссоциированы всего на 2%. Приблизительные подсчёты запасов пресной воды в недрах Земли до глубины 16км дают величину 400 миллионов кубических километров, т.е. около 1/3 вод Мирового океана.

Динамика подземных вод изучает  движение подземных вод под влиянием естественных и искусственных факторов, разрабатывает методы количественной оценки производительности эксплуатационных скважин и запасов подземных  вод.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Происхождение подземных  вод

 
      Подземные воды формируются в основном из вод атмосферных осадков, выпадающих на земную поверхность и просачивающихся (инфильтрующих) в землю на некоторую глубину, и из вод из болот, рек, озер и водохранилищ, также просачивающихся в землю. Количество влаги, прогоняемой таким образом в почву, составляет по данным А.Ф.Лебедева, 15-20% общего количества атмосферных осадков.

Проникновение вод в грунты (водопроницаемость), слагающих земную кору, зависит от физических свойств этих грунтов. В  отношении водопроницаемости грунты делятся на три основные группы: водопроницаемые, полупроницаемые  и водонепроницаемые или водоупорные.

К водопроницаемым породам относятся  крупнообломочные породы, галечник, гравий, пески, трещиноватые породы и т.д. К  водонепроницаемым породам – массивно-кристаллические породы (гранит, порфир, мрамор), имеющие минимальную впитываемость в себя влагу, и глины. Последние, пропитавшись водой, в дальнейшем ее не пропускают. К породам полупроницаемым относятся глинистые пески, лесс, рыхлые песчаники, рыхловатые мергели и т.п.

Подземные воды в земной коре распределены в двух этажах. Нижний этаж, сложенный  плотными магматическими и метаморфическими породами, содержит ограниченное количество воды. Основная масса воды находится  в верхнем слое осадочных пород. В нем по характеру водообмена с поверхностными водами выделяют три зоны: зону свободного водообмена (верхнюю), зону замедленного водообмена (среднюю) и зону весьма замедленного водообмена (нижнюю). Воды верхней зоны обычно пресные и служат для питьевого, хозяйственного и технического водоснабжения. В средней зоне располагаются минеральные воды различного состава. Это – древние воды. В нижней зоне находятся высокоминерализованные рассолы. Из них добывают бром, йод и другие вещества.

Питание рек подземными водами. Методики расчета подземного стока

 

Подземные воды служат надежным источником питания рек. Они действуют круглый  год и обеспечивают питание рек  в зимнюю и летнюю межень (или  при низких уровнях стояния горизонта воды), когда поверхностный сток отсутствует.

При сильно замедленных скоростях  движения грунтовых вод, по сравнению  с поверхностными, подземные воды в речном стоке выступают как регулирующий фактор.

Также, при сильно замедленных или  небольших скоростях движения грунтовых  вод, на реках Крайнего Севера при  низких температурах воздуха, наблюдается  перемерзание (полное или частичное) реки, и тогда вода заходит с подпорной части того водоема, в которую впадает река (это может быть главная река, море, озеро и т.п.). Такие явления наблюдаются, например, в п. Нижнеянск, который находится в 25 км от устья р.Яны, где в период стояния низких температур и полного перемерзания реки на перекатах, с подпора в русло реки выше по течению от места перемерзания, заходит соленая вода из Северного Ледовитого океана.

Количественной мерой питания  служит значение подземного стока, который, в свою очередь, характеризуется  так называемым модулем подземного стока: Мподз. = К•М0/100,

где Мподз. – модуль подземного стока, л/сек с 1км² водосборной площади;

М0 – средний многолетний модуль общего стока, л/сек с 1км² поверхностного водосборного бассейна;

К – модульный коэффициент, показывающий процент подземного стока в общем стоке и определяемый по формуле К=Мmin/М0,

где Мmin - минимальный модуль стока, л/сек с 1км² поверхностного водосборного бассейна, определяемый по зимнему расходу реки и равный модулю подземного стока, т.к. реки зимой питаются преимущественно подземными водами.

Модуль подземного стока является надёжным показателем для оценки водоносности горных пород, распространённых на площади водосборного бассейна какой-либо реки, т.к. он представляет собой то количество подземной воды (в л/сек), поступающее в реку с 1км² того или иного водоносного горизонта, дренируемого рекой.

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;

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 частиц- более тонкой пленкой, толщиной Р₂. Рассмотрим влияние частиц породы на частицу воды, расположенную в точке С. Легко убедиться, что расстояние О₁С=R+P₁ и оно больше, чем О₂С=R+P_2, 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.

Х.Дарси закон устанавливает линейную зависимость между объемным расходом жидкости или газа и гидравлическим градиентом (уклоном, перепадом  давления) в пористых средах, например, в мелкозернистых, песчаных и глинистых грунтах. Дарси закон является эмпирическим, он адекватно описывает характер движения поровой жидкости при относительно малых градиентах давления, в том числе при фильтрации воды через грунт под плотинами и другими гидротехническими сооружениями, через стенки и дно каналов. Дарси закон обычно используют при расчетах режимов разработки нефти и газа.

Формула, выражающая линейный Х.Дарси закон, имеет вид: 

 

v = Q / F = ( k / m ) (Dp / L),   

 

где v - скорость фильтрации жидкости или газа,

Q - объемный расход,

F - площадь поперечного сечения образца или эффективная площадь рассматриваемого объема пористой среды,

k - коэффициент проницаемости среды,

m - динамическая вязкость жидкости или газа,

Dр - перепад давления на длине среды L.

 

 

 

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. 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 сoбой 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.

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 и находят время прохождения пика (t₂).