Реферат движение грунтовых вод
Обновлено: 04.07.2024
Воды, находящиеся в верхней части земной коры и залегающие ниже поверхности земли, называют подземными. Исследованием подземных вод занимается гидрогеология. Подземные воды – один из основных существующих и перспективных источников водоснабжения. В сравнении с поверхностными водами (реки, озёра, водохранилища) они обладают, как правило, более высоким поверхностных загрязнений и повсеместно распространены. В настоящее время около 40% всего объёма вод, используемых для хозяйственно-питьевого водоснабжения в нашей стране, приходится на долю подземных вод.
Файлы: 1 файл
основные законы движения пв.docx
Воды, находящиеся в верхней части земной коры и залегающие ниже поверхности земли, называют подземными. Исследованием подземных вод занимается гидрогеология.
Подземные воды – один из основных существующих и перспективных источников водоснабжения. В сравнении с поверхностными водами (реки, озёра, водохранилища) они обладают, как правило, более высоким поверхностных загрязнений и повсеместно распространены.
В настоящее время около 40% всего объёма вод, используемых для хозяйственно-питьевого водоснабжения в нашей стране, приходится на долю подземных вод.
Однако подземные воды не только ценнейший источник водоснабжения, но и фактор, осложняющий строительство. Особенно сложным является производство земляных и горных работ в условиях притока подземных вод, затапливающих котлованы, карьеры, траншеи. Подземные воды ухудшают механические свойства рыхлых и глинистых пород, могут быть агрессивной средой для металлических и бетонных сооружений, способствуют образованию неблагоприятных инженерно-геологических процессов и т. д.
1 Происхождение подземных вод
Существуют две основные теории происхождение подземных вод: инфильтрационная и конденсационная.
Инфильтрационная теория объясняет образование подземных вод просачиванием (инфильтрацией) вглубь Земли атмосферных осадков и поверхностных вод.
Питание подземных вод инфильтрационным путём изменчиво во времени и определяется природными условиями района: рельефом, водопроницаемостью пород, растительным покровом, деятельностью человека и т.д.
Для определения величины инфильтрационного питания ( необходимо знать интенсивность инфильтрации атмосферных осадков ( и испарения :
При понижении уровня подземных вод испарение с их поверхности уменьшается, а на некоторой глубине становится равной нулю. В этих условиях величина инфильтрационного питания подземных вод возрастает.
Конденсационная теория предполагает возникновение подземных вод в связи с конденсацией водяных паров, которые проникают в поры и трещины из атмосферы. Многочисленные экспериментальные исследования показали, что атмосферная вода может проникать в горные породы как в капельножидком состоянии, так и в виде пара (в меньших количествах).
Инфильтрационный путь образования подземных вод является основным для подземных вод, залегающих в зоне активного водообмена, в районах с достаточно высоким количеством атмосферных осадков. В районах с небольшим их количеством (пустыни, сухие степи) роль конденсации водяных паров в образовании и питании подземных вод существенно возрастает.
Минерализованные (солёные) воды глубоких зон земной коры, находящиеся в зоне замедленного и весьма замедленного водообмена, имеют седиментационное происхождение. Эти воды образовались после отложения (седиментации) древних морских осадков и последующего отжатия из них воды вследствие уплотнения пород.
Воды земной коры постоянно в течение длительного геологического времени пополняются ювенильными водами, которые возникают в глубине за счёт кислорода и водорода, выделяемых магмой. Прямой выход на поверхность Земли в виде паров и горячих источников ювенильные воды имеют при вулканической деятельности.
2 Общие понятия о движении подземных вод
Подземные воды в большинстве случаев находятся в движении. Раздел гидрогеологии, изучающий закономерности движения подземных вод, называется динамикой подземных вод.
Законы движения подземных вод используются при гидрогеологических расчётах водозаборов, дренажей, определения запасов подземных вод и т. д.
Подземные воды могут передвигаться в горных породах как путём инфильтрации, так и фильтрации. При инфильтрации передвижение воды происходит при частичном заполнении пор воздухом или водяными порами, что обычно наблюдается в зоне аэрации. При фильтрации движение воды происходит при полном заполнении пор или трещин водой. Масса этой движущейся воды создаёт фильтрационный поток.
Движение подземных вод может быть установившимся и неустановившимся, напорным и безнапорным, ламинарным и турбулентным.
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 , но и от времени.
Подземный поток становится переменным, т. е. приобретает неустановившийся характер движения под действием различных естественных и искусственных факторов (неравномерная инфильтрация, атмосферных осадков, откачка воды из скважины, сброс сточных вод на поля фильтрации и т. д.)
По гидравлическому состоянию различают безнапорные, напорные и напорно-безнапорные потоки подземных вод.
Для безнапорных потоков характерно неполное заполнение водой поперечного сечения водопроницаемого пласта. Безнапорные потоки имеют свободную поверхность, движение воды в них происходит под действием силы тяжести, режим фильтрации – жёсткий.
Напорные потоки характеризуются полным заполнением поперечного сечения водопроницаемого пласта водой, имеется пьезометрический уровень, движение воды происходит как под действием силы тяжести, так и за счёт упругих свойств воды и водовмещающих пород, режим фильтрации – упругий.
Рис. 1 Потоки грунтовых вод.
а- плоский; б- радиальный (расходящийся); в- радиальный (сходящийся)
Напорно-безнапорные потоки образуются при откачке воды из скважин, если пьезометрический уровень опускается ниже кровли напорного водоносного пласта.
Движение подземного потока может быть ламинарным и турбулентным. При ламинарном движении струйки воды передвигаются без завихрения, параллельно друг другу. Ламинарный характер движения воды наблюдается не только в пористых, но и в трещиноватых породах с коэффициентом фильтрации 300-400 м/сут.
В породах с крупными трещинами и пустотами, с коэффициентом фильтрации более 300-400 м/сут, а также в хорошо промытых галечниках движение воды в отдельных случаях носит вихревой характер, или турбулентный. Этот тип движения в горных породах наблюдается сравнительно редко.
При известных допущениях фильтрационные потоки в плане можно рассматривать как плоские или радиальные.
Плоским называется поток подземных вод, в котором струйки направлены более или менее параллельно друг другу.
Радиальный поток отличается различным направлением струек: сходящимся и расходящимся. примером радиального потока может служить движение грунтовых вод при откачке воды из скважины (рис. 1).
Фильтрационные подземные потоки как в плане, так и в разрезе имеют естественные границы. Границами напорного потока в разрезе служат нижний и верхний водоупор, а безнапорного - водоупор (снизу) и свободная поверхность (сверху). Границей потоков в разрезе может быть также плоскость раздела пород с различной водопроницаемостью.
Границами подземного потока в плане, т. е. боковыми границами, являются реки, озера, каналы и др. поверхностные водотоки и водоёмы, дренирующие или питающие подземные воды, а также контакты водоносных пород с окружающими породами иной водопроницаемости. Возможны водонепроницаемые границы, например, контур водоупорных глин. Реальные очертания границ потоков подземных вод весьма сложны.
3 Основной закон движения подземных вод
Движение подземных вод происходит при наличии разности гидравлических напоров (уровней). Воды движутся от мест с более высоким напором (уровнем) к местам с низким напором (рис. 2)
Чем больше разность напоров ∆Н = Н1-Н2, тем скорость движения подземных вод будет выше. Отношение разности напоров ∆Н к длине пути фильтрации называют напорным или гидравлическим градиентом . Градиент напора – величина безмерная.
Фильтрация в полностью водонасыщенных грунтах при ламинарном режиме движения подчиняется закону Дарси.
где Q – расход воды или количество фильтрующей воды через поперечное сечение F в единицу времени, м 3 /сут; k – коэффициент фильтрации, м/сут; F – площадь поперечного сечения потока воды или водоносного пласта, м 2 ; ∆Н – разность напоров, м; - длина пути фильтрации, м; I – напорный градиент.
Рис. рис. 2 Схема движения (фильтрации) грунтовой воды
Разделив обе части уравнения на площадь сечения F и используя понятие скорости фильтрации , т.е. отношение расхода Q к площади поперечного сечения потока, т.е. = Q/ F, получаем
Из этого выражения закона Дарси следует, что скорость фильтрации пропорциональна напорному градиенту в первой степени (при ламинарном движении).
Закон Дарси в дифференциальной форме имеет вид
Знак минус означает, что по пути движения значение напора уменьшается.
Если принять, что I = 1, то уравнение получает вид или , т.е. коэффициент фильтрации – это скорость фильтрации при напорном градиенте, равном единице. Поэтому размерность коэффициента та же, что и скорость фильтрации воды, т.е. м/сут, см/с и т. д.
Скорость фильтрации по формуле = Q/ F не отвечает действительной скорости движения воды в породе. Это связано с тем, что в формулу входит величина F, отражающая все сечение фильтрующейся породы, а вода, как известно, течёт лишь через часть сечения, равную площади пор и трещин породы. Поэтому величина является кажущейся.
Действительную скорость движения воды определяют с учётом пористости породы
где n – выраженная в долях единицы.
Так как величина пористости всегда меньше единицы, то действительная скорость движения воды всегда значительно выше скорости фильтрации (примерно в 3-4 раза). Например, в галечниках при n = 0,25 действительная скорость движения п. в. будет в 4 раза выше скорости фильтрации. В глинистых породах часть пор занята связанной водой и вода передвигается только через открытые поры, поэтому в данном случае в формулу вводят не n, а nакт (активную пористость).
Закон Дарси, или линейный закон фильтрации, справедлив для преобладающего числа случаев фильтрации в самых разнообразных породах, поэтому его называют основным законом движения подземных вод. Однако закон Дарси не является всеобщим.
Движение турбулентного потока не подчиняется закону Дарси. Для выражения фильтрации воды в породах с крупными пустотами и трещинами, в хорошо промытых галечниках при турбулентном режиме служит уравнение А.А. Краснопольского, характеризующее нелинейный закон фильтрации
где - коэффициент, определяемый опытным путём в поле.
Переход ламинарного движения в турбулентное является основной причиной отклонения закона Дарси. Происходит это при критическом значении градиента напора , величина которого зависит от размера и формы пор и трещин, по которым движется вода. Величина определяет верхний предел закона Дарси.
Нижний предел применимости закона Дарси наблюдается при очень малых скоростях фильтрации. В последние годы было экспериментально доказано, что зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом в малопроницаемых грунтах (глина, торф) имеет несколько другой вид, чем уравнение Дарси, а именно:
где - начальный градиент фильтрации.
Воздействие хозяйственной деятельности человека на подземные воды приводит к необходимости рассмотрения сложных расчётных схем, поэтому, помимо аналитических методов расчёта, широко используются методы математического моделирования с применением аналоговых приборов и цифровых ЭВМ. Это позволяет проводить гидрогеологические расчёты с возможно более полным учётом природной обстановки и всех действующих факторов. Для решения стационарных задач, как правило, используют сплошные электрические модели из электропроводной бумаги, а для решения нестационарных задач — гидроинтеграторы и сеточные электроинтеграторы на активных сопротивлениях (сетка Либманна) и на активных сопротивлениях с ёмкостями (сетка R — С).
Наряду с решением прямых гидрогеодинамических задач, в которых даётся прогноз режима и баланса подземных вод, в Д. п. в. рассматриваются решения обратных задач — восстановление параметров фильтрационной схемы по данным о режиме подземных вод (например, при многолетней работе крупных водозаборов подземных вод, в районах водохранилищ, карьеров). Важное значение для изучения загрязнения подземных вод, обоснования гидрогеохимических методов поисков полезных ископаемых приобретает новое направление, изучающее физико-химические процессы, происходящие при взаимодействии подземных вод с вмещающими их горными породами.
Список использованной литературы
2. Мироненко В.А. Динамика подземных вод. – М.: Издательство Московского государственного горного университета, 2005.
Все воды, находящиеся в порах и трещинах горных пород ниже поверхности Земли, относятся к подземным водам. Часть этих вод свободно перемещается в верхней части земной коры под действием гравитационных сил, а другая часть находится в очень тонких порах, удерживаясь силами поверхностного натяжения. Подземные воды не могут существовать без обмена с водой поверхностной и активно участвуют в круговороте воды в природе. Все, что связано с подземной водной оболочкой, включая теоретические и, особенно, прикладные аспекты, изучает наука гидрогеология. В наше время непрерывно усиливающегося техногенного пресса на природную среду пресная вода стала важнейшим полезным ископаемым.
1. Виды воды в горных породах
Вода в горных породах содержится в нескольких различных видах.
1. Кристаллизационная вода находится в составе кристаллической решетки некоторых минералов, например, в гипсе – CaSO4*2H2O (~21% воды по массе), мирабилите Na2SO4*10H2O (~56% воды по массе). Если эти минералы нагревать, то вода высвобождается из кристаллической решетки. Так, гипс потеряет одну молекулу воды при +107°С, а вторую – при +170°С, после чего он превращается в ангидрит – CaSO4.
2. Вода в твердом виде встречается в многолетнемерзлых породах в виде кристаллов и прожилков льда. Также лед образуется и при сезонном промерзании воды, содержащейся в горных породах.
3. Вода в виде пара содержится в воздухе, который находится в порах горной породы.
4. Прочносвязанная вода располагается в виде молекулярной прерывистой пленки на поверхности мельчайших частиц таких пород, как глины и суглинки. Эта пленка удерживается силами молекулярного сцепления и не может стечь с поверхности частицы.
5. Рыхлосвязанная вода представляет собой более толстую пленку из нескольких слоев молекул воды на частицы породы. Эта вода обладает способностью перемещаться от более толстой пленке к менее толстой.
6. Капельно-жидкая (гравитационная) вода уже обладает способностью свободно перемещаться в горной породе по трещинам и порам под действием силы тяжести, начиная с верхнего почвенного слоя.
7. Капиллярная вода, как следует из названия, находится в тончайших капиллярных (лат. капилярис – волосяной) трубочках или порах, в которых удерживается силами поверхностного натяжения с образованием менисков. Капиллярная вода обычно располагается выше уровня грунтовых вод и при этом она может подниматься подтягиваясь вверх от этого уровня на 1,5 – 3 м. Капиллярная кайма, будучи связана с уровнем грунтовых вод, колеблется вместе с ним.
Выше уровня грунтовых вод может располагаться еще одна неширокая кайма капилярно-подвешенной воды, удерживаемой в тонких порах почвы и подпочвенных горизонтов суглинков и глин.
Подземные воды распределяются в верхней части земной коры вполне закономерно. Самая верхняя часть земной коры, вблизи поверхности, называют зоной аэрации, т.к. она связана с атмосферой и с почвенным покровом. Ниже нее залегает зона полного насыщения, где вода распространена преимущественно в жидком виде, тогда как в зоне аэрации она может быть и парообразной. Если температуры отрицательны, то вода в этих двух зонах может присутствовать и в виде льда.
Таким образом, зона аэрации представляет собой как бы переходный буферный слой между атмосферой и гидросферой. В зоне полного насыщения все поры заполнены капельно-жидкой водой и тогда образуется водоносный горизонт.
Однако горные породы в различной степени проницаемы для воды, что зависит от ряда факторов. Следует подчеркнуть, что пористость и проницаемость не одно и тоже.
Горные породы подразделяются на:
1. Водопроницаемые – песок, гравий, галечники, конгломераты, трещиноватые песчаники, доломиты, закарстованные известняки и др. и это несмотря на то, что галечники, прекрасно проницаемые для воды, имеют пористость всего 20%. Пески обладают пористостью в 30-35%.
2. К слабопроницаемым породам относятся супеси, легкие суглинки, лёссы.
3. Водоупорными считаются всевозможные глины, тяжелые суглинки, плотные сцементированные породы (табл.1).
Прочность и проницаемость горных пород
Глины имеют пористость в 50-60%. Все дело в том, что поры в глинах очень тонкие (субкапиллярные) и вода через них не может проникнуть, т.к. задерживается силами поверхностного напряжения. Водопроницаемость зависит не от количества пор, а от размера и формы слагающих породу зерен и от плотности их сложения.
Способность горных пород накапливать и удерживать в себе воду называется влагоемкостью. Под полной влагоемкостью понимают такое состояние породы, в которой все виды пор заполнены водой. Максимальная молекулярная влагоемкость – это то количество воды, которое остается в горной породе после того, как стечет вся капельно-жидкая гравитационная вода. Оставшаяся вода удерживается в порах силами молекулярного сцепления и поверхностного натяжения. Разница между полной влагоемкостью и максимальной молекулярной влагоемкостью называется водоотдачей, а удельной водоотдачей – количество воды, получаемой из 1 м 3 горной породы.
Классифицировать подземные воды можно по разным признакам – по условиям залегания, по происхождению, по химическому составу.
Типы подземных вод по условиям залегания. Выделяются воды безнапорные, подразделяющиеся на верховодку, грунтовые и межпластовые, а также напорные или артезианские.
Верховодка – это временное скопление воды в близповерхностном слое в пределах зоны аэрации, располагающееся в водоносных отложениях, лежащих на линзовидном, выклинивающемся водоупоре. Как правило, верховодка появляется весной, когда тают снега или в дождливое время, но потом она может исчезнуть. Поэтому колодцы, выкопанные до верховодки, летом пересыхают.
Временными водоупорами могут быть любые выклинивающиеся линзовидные пласты глин и тяжелых суглинков, располагающиеся в толще водоносных аллювиальных или флювиогляциальных отложений.
Грунтовые воды представляют собой первый сверху постоянный водоносный горизонт, располагающийся на первом же протяженном водоупорном слое. Питаются грунтовые воды из области водосбора в пределах водоносного горизонта. Грунтовые воды могут быть связаны с любыми породами как рыхлыми, так и твердыми, но трещиноватыми.
Поверхность грунтовых вод называется зеркалом, а мощность водосодержащего слоя оценивается вертикалью от зеркала до кровли водоупорного горизонта и она не остается постоянной, а меняется из-за неровностей рельефа, положения уровня разгрузки, количества атмосферных осадков, изгиба кровли водоупорного слоя. Выше зеркала грунтовых вод образуется кайма капиллярно подтянутой воды.
2. Движение и режим грунтовых вод
Зеркало грунтовых вод ведет себя в зависимости от рельефа повышаясь на водоразделах и понижаясь к рекам, оврагам и другим местам дренирования (фр. дренаж – сток). Естественно, что вода в водоносном слое под действием силы тяжести находится в непрерывном движении и стремится достичь наиболее низкого места в рельефе, например, уреза воды в реке, тальвега дна оврага. Именно там, в области разгрузки подземных вод, образуются родники. Вода в водоносном слое перемещается в зависимости от пористости пород, характера соприкосновения частиц, формы и размеров пор, уклона водоносного слоя. Обычно в песках скорость движения воды при небольших уклонах составляет от 0,5 до 2-3 м/сутки. Но если уклон большой и поры велики, то скорость может достигать первых десятков м/сутки.
В зависимости от количества атмосферных осадков объем грунтовых вод может изменяться и летом дебит (фр. дебит – расход) источников падает, а в сильные засухи родники даже пересыхают. Зеркало грунтовых вод особенно сильно может понижаться в связи с забором воды для промышленных нужд. Вокруг скважин, откачивающих воду, уровень грунтовых вод постепенно понижается и образуется депрессионная воронка.
Межпластовые безнапорные подземные воды приурочены к водоносным слоям, располагающимся между двумя водоупорными слоями. Иногда таких водоносных пластов может быть несколько. Если водоносный горизонт обладает большой мощностью и выше его зеркала находится озеро, пруд или река, то направление течения воды в водоносном горизонте будет проходить по изогнутым линиям, стремящимся к реке.
Напорные или артезианские межпластовые воды образуются в том случае, если водоносный горизонт, зажатый между двумя водоупорными, приурочен либо к пологой синклинали или мульде, или к моноклинали, или еще к каким-нибудь структурам, в которых возможно образование напорного градиента.
Напорный или гидравлический градиент:
Где h – превышение одной точки зеркала грунтовых вод над другой, а l – расстояние между ними. Напорные воды обладают способностью самоизливаться и фонтанировать, т.к. находятся под гидростатическим давлением.
Впервые такие фонтаны воды были получены во Франции в провинции Артезия, поэтому они и стали называться артезианскими. Каждый артезианский бассейн включает в себя области: питания, напора и разгрузки. Первая область представляет собой выход на поверхность водоносного слоя, на которую выпадают все атмосферные осадки, питающие этот водоносный горизонт. Область напора заключена между двумя водоупорами – водоупорной кровлей и водоупорным ложем, а там, где водоносный слой появляется на поверхности, или вскрывается скважинами, но ниже области питания, называется областью разгрузки. Нередко в артезианских бассейнах развито сразу несколько водоносных напорных горизонта, что особенно характерно для артезианских бассейнов в межгорных впадинах, где глубины водоносных горизонтов могут превышать 1000-1500 м.
В платформенных областях, где артезианские бассейны большие, верхние водоносные горизонты до глубин в 200-5—м содержат преимущественно пресные воды, а ниже воды обладают уже высокой минерализацией.
В центре Европейской части России находится Московский артезианский бассейн, располагающийся в пологой чашеобразной впадине – Московской синеклизе. Водоносные горизонты связаны с трещиноватыми каменноугольными и девонскими известняками, а водоупорами служат прослои глин. Области питания располагаются на крыльях синеклизы. В девонских карбонатных отложениях на глубинах от 400 до 600 м развиты минеральные воды с минерализацией 2,4-4,5 г/л. Это всем хорошо известная московская минеральная вода. В Московском артезианском бассейне сосредоточены большие запасы пресных и промышленных вод. На всю территорию России составлены карты распространения артезианских бассейнов и подсчитаны запасы в них воды, как пресной, так промышленной и термальной.
Типы источников. Всем хорошо известны выходы подземных вод на поверхность в виде родников и ключей с холодной, вкусной водой. Родники появляются там, где происходит разгрузка водоносных горизонтов.
Нисходящие источники чаще всего располагаются недалеко от уреза воды в долине реки, в нижней части склонов оврагов, там где к поверхности подходят водоупорные горизонты. Источники этого типа связаны как с верховодкой, так и с грунтовыми, а также межпластовыми водами. Все они характеризуются изменяющимся дебитом, вплоть до высыхания в жаркое лето. В источниках нисходящего типа вода изливается спокойно, в виду небольшого угла наклона слоев. Нередко можно наблюдать вдоль берега реки сплошную линию сочащихся подземных вод. Нисходящие источники обычно водообильны, поэтому местами они дают начало ручьям и небольшим речкам, как происходит с карстовыми источниками, вытекающими из пещер.
Восходящие источники — это выходы на поверхность в местах разгрузки напорных вод, тогда как сам водоносный горизонт расположен намного ниже. Вода может подниматься вверх по трещинам или тектоническому разлому.
Вокруг минеральных источников, особенно углекислых вод, на поверхности образуется скопление т.н. известкового туфа или травертина, иногда достигающего нескольких метров мощности. Такие травертины белого, желтоватого или розового цветов известны на г.Машук в Пятигорске, в районе Кавказских минеральных вод. Туф образуется из гидрокарбонатно-кальциевых вод, когда гидрокарбонат Ca(HCO3)2 переходит в СаСО3 при уходе в воздух СО2 – углекислого газа. В травертинах часто находят отпечатки листьев растений, кости древних животных, которые постепенно обвалакиваются известковым туфом.
3. Подземные воды и окружающая среда
Гидрогеологические процессы, происходящие в верхней части земной коры тесно связаны с хозяйственной деятельностью человека – водоснабжением, эксплуатацией городских агломераций, обоснованием строительства и т.д. Именно в области прикладной геологии очень важно понимать существо природно-технического взаимодействия, усиливающегося техногенного пресса на геологическую среду.
Одной из важных задач прикладной геологии является обоснование водозабора для хозяйственно-питьевого водоснабжения, а, сейчас, особенно, оценка качества воды. Какое количество воды можно извлечь из данного водоносного слоя? Как при этом изменится уровень грунтовых вод? Какова будет депрессионная воронка и как быстр она сформируется? Какова должна быть ширина зоны санитарной охраны? На все эти вопросы надо дать ответ.
В связи с отбором воды из водоносных горизонтов разного типа, изменяется водный режим ландшафтов, изменение растительности, поверхностный сток, напряженно-деформированное состояние водонасыщенных горных пород. Понижение уровня грунтовых вод приводит к угнетению лесов, к осушению и возгоранию летом торфяников, к уменьшению поверхностного водного стока и обмелению небольших рек, эвтрофикации мелеющих озер, оседанию отдельных участков земной поверхности. Поэтому необходим мониторинг влияния водоотбора на окружающую среду, а также геофильстрационное моделирование потока подземных вод.
Для многих городов характерно подтопление территорий, т.е. повышение уровня грунтовых вод за счет повышенной инфильтрации осадков, утечек промышленных вод, искусственного орошения. Такое подтопление вызывает усиление оползневых явлений, суффозии (вымывания), уменьшение прочностных свойств грунтов. Поэтому необходимо проводить дренаж, чтобы снизить уровень грунтовых вод.
Другая опасность – это техногенное загрязнение подземных вод из атмосферы в виде твердой и жидкой фаз, закачка промышленных стоков, утечки из систем канализации, свалки, нефтепродукты и другие способствуют проникновению токсичных веществ сначала в зону аэрации, а потом и в водоносные горизонты.
Все сказанное выше свидетельствует об уязвимости водоснабжения населения в связи с усиливающимся техногенным загрязнением. Существует еще много очень важных вопросов, касающихся прикладной гидрогеологии. Отсюда следует очевидный вывод о том поистине жизненном значении, которое приобретает наука о подземных водах.
Библиография
1. Киссин И.Г. Вода под землей. М., Наука, 1976.
2. Короновский Н.В. Общая геология. Издательство Московского университета, 2002.
3. Плотников Н.И. Подземные воды – наше богатство. М., Недра, 1976.
4. Пиннекер Е.В. Подземная гидросфера. Наука. Сиб. Отд., Новосибирск, 1984.
Некоторые грунты, например глинистые, имеют настолько маленькие поры, что вода под действием гравитационных сил не может проникать внутрь таких грунтов. Поверхности таких грунтов являются площадками, где могут собираться грунтовые воды, т. е. водоупорами. Если эти поверхности имеют уклон, грунтовые воды под действием силы тяжести двигаются по ним аналогично обычным безнапорным потокам, только… Читать ещё >
Движение грунтовых вод ( реферат , курсовая , диплом , контрольная )
Общие сведения
Фильтрацией называется движение жидкости или газа сквозь пористую среду. Частным случаем фильтрации является движение воды по порам грунта. Грунтовая вода, заполняя поры между частицами грунта, может двигаться по действием силы тяжести или разницы давлений. Вод в грунт попадает либо в результате атмосферных осадков либо в результате фильтрации из водоемов на поверхност (рис. 11.1) или внутри земли.
Некоторые грунты, например глинистые, имеют настолько маленькие поры, что вода под действием гравитационных сил не может проникать внутрь таких грунтов. Поверхности таких грунтов являются площадками, где могут собираться грунтовые воды, т. е. водоупорами. Если эти поверхности имеют уклон, грунтовые воды под действием силы тяжести двигаются по ним аналогично обычным безнапорным потокам, только по порам. Свободную поверхност таких безнапорных грунтовых потоков, на которой давление атмосферное, часто называют депрессионной поверхно-
Рис. 11.1. Образование грунтовых потоков.
стыо, а кривую, отображающую эту поверхность в разрезе грунтового потока, — депрессионной кривой.
Пористый слой грунта, заполненный водой, называют водоносным слоем (пластом). Грунтовые потоки могут быт напорными, если их движение происходит в водоносно пласте, сверху и снизу ограниченном водоупорами, под действием разницы давлений в начале и конце потока.
Движение грунтовых вод может быть ламинарным и турбулентным.
Грунтовые потоки в песках и водопроницаемых глинистых грунтах обычно бывают ламинарными, а в гравии, гальке могут быть турбулентными.
Все основные понятия, относящиеся к обычным потокам, применимы и к грунтовым.
Одной из важных характеристик грунтов с точки зрения их фильтрационных свойств является их пористость — отношение объема пор Уп к общему объему грунта У:
Например, для песка т = 0,3-^0,45, для глины т = = 0,4 0 , 55.
По размерам поры разделяют на сверхкапиллярные (размеры более 0,5 мм), капиллярные (0,002—0,5 мм) и субкапиллярные. Субкапиллярпые грунты практически непроницаемы для жидкостей.
Одной из важнейших характеристик грунтовых потоков является фильтрационный расход ().
Фильтрационным расходом называется объем воды, проходящий через сечение грунтового потока в единицу времени:
т.е. это обычное определение расхода, но вот характеристики потока, определяющие величину расхода, требуют специального пояснения.
Площадь живого сечения грунтового потока со представляет собой сумму площади пор сопор и площади сечений зерен грунта ооф:
Но вода движется только по порам грунта. Поэтому для определения расхода вводится понятие средней скорост фильтрационного потока:
11.3 . Установившееся и неустановившееся движение гру нтовых вод .
Движение воды в грунтах и пористых средах называется фильтрацией .
При этом рассматривается движение гравитационной , т . е . свободной среды ,
Грунтовая вода при этом образует фильтрационный поток . Движение
грунтовых вод ( ГВ ) может быть как напорным , так и безнапорным . При без -
напорном движении фильтрационный поток ограничивается свободной по -
верхностью , в точках которой давление является с onst и обычно равным ат -
мосферному . Свободная поверхность называется депрессионной поверхностью ,
а линия пересечения ее с вертикальной поверхностью называется кривой депрес -
Объем воды с проходящей через данное живое сечение пористой сре -
ды в единицу времени , называется фильтрационным расходом . Под скоро -
стью фильтрации понимают частное от деления расхода на площадь сечения
всей пористой среды , через которую проходит фильтрация . Таким образом ,
скорость фильтрации является фиктивной скоростью течения , отличной от той
действительной скорости течения , с которой вода непосредственно перемещает -
В зависимости от действующих сил на содержащуюся в грунтах воду раз -
Парообразная среда содержится в поровом пространстве грунта вместе с
Гигроскопическая вода покрывает частицы фунта очень тонким слоем и
прочно связана с ними силами сцепления . Удаляется с грунта при его нагре -
вании до 105 ° С и перемещается только при переходе в пар .
Пленочная вода удерживается частицами грунта и передвигается молеку -
лярными силами , не передает гидростатическое давление .
Капиллярная вода находится под действием силы поверхностного на -
тяжения и веса . Может передавать гидростатическое давление . Высота ка -
пиллярного поднятия по отношению к уровню гравитационной воды зависит
от крупности частиц грунта . Для песчаного грунта при диаметре частиц 0,6
Гравитационная вода находится под действием веса и заполняет все по -
ровое пространство грунта . Гравитационная вода называется грунтовой и явля -
Фильтрация бывает ламинарной и турбулентной . Для ламинарной
фильтрации основной зависимостью является формула Дарси :
коэффициент фильтрации k характеризует водопроницаемость грунтов . Для
крупнозернистого песка k=l 0 . . . 100 м / сут , для глины k=0,001. 0,01 м / сут .
Читайте также: