 |
|
|
Архитектура Астрономия Аудит Биология Ботаника Бухгалтерский учёт Войное дело Генетика География Геология Дизайн Искусство История Кино Кулинария Культура Литература Математика Медицина Металлургия Мифология Музыка Психология Религия Спорт Строительство Техника Транспорт Туризм Усадьба Физика Фотография Химия Экология Электричество Электроника Энергетика |
Рух підземних вод у неоднорідних водоносних шарах
Під неоднорідними водоносними товщами розуміють неоднорідні водоносні шари складені різними за літологичним складом (за водопровідністю) породами в горизонтальному і вертикальному напрямку. Неоднорідні водоносні шари в природі зустрічаються частіше, ніж однорідні. Особливо характерна неоднорідність для алювіальних відкладень річкових долин (нижня частина грубозернисті піски, а у верхньої - дрібнозернисті - суглинки, торфи). Поряд зі зміною фільтраційних властивостей змінюється і потужність водоносного обрію. Найбільше поширення одержали три типи неоднорідності: 1) шарувата неоднорідність (чередуються шари водоносних порід); 2) двошарові шари (вертикальна неоднорідність) - верхній шар має меншу неоднорідність або навпаки); 3)горизонтальна неоднорідність. Якщо фільтраційні властивості відрізняються не більше як в 5-10 разів, то умовно вважають область однорідною (осереднюється коефіцієнт фільтрації). Якщо відрізняються більше, то такі шари вважають неоднорідними. Неоднорідність визначається шляхом розрахунку К в різних напрямках. 1. Рух підземних вод по нашаруванню (паралельно шарам) на прикладі безнапірного потоку.
Рис.1 Вертикальна неоднорідність водоносних шарів (рух підземних вод паралельно напластуванню)
Одинична витрата всього потоку в шаруватому пласті можна записати Q=q1+ q2+ q3+…+qn (1) q=(k1h1+k2h2+…+knhn)I (2) але: q = kсрhI (3) де kср - середній коефіцієнт усього водоносного шару, h - сумарна потужність усіх шарів = (h1+ h2+…+hn)... тоді (k1h1+k2h2+…+knhn)I=kсрhI (4) одержуємо формулу визначення середнього значення коефіцієнта фільтрації для шаруватого пласта:
Його називають середньозваженим за потужності або середнім, приведеним чи еквівалентним. Він є показником водопровідністі всього комплексу неоднорідної товщі
Формула застосовна як до безнапірного, так і до напірного потоків. Для напірного замість h1, h2,…hnпишеться m1, m2…mn При рівномірному русі депресійна крива буде являти собою пряму лінію. 2. Рух підземних вод нормально до напластування.
Рис.2 Вертикальна неоднорідність водоносних шарів (рух підземних вод перпендикулярно напластуванню) k - коефіцієнт фільтрації кожного шару; I - напірні градієнти; ΔH - спадання напору в кожнім шарі.
Порівнюючи kср для горизонтального і вертикального руху, можна переконатися, що перше значення буде максимальним (kсргор.- max), а друге мінімальним (kсрверт.- min). 3. Рух підземних вод у двошаровому пласті. Розглянемо випадок, коли водоносний шар складається з двох горизонтально залягаючих шарів що мають різну водопровідність: h – потужність ґрунтового потоку, m – потужність напірного потоку. Витрата всього потоку в будь-якому перетині можна розглядати як суму витрат верхнього і нижнього шару.Передбачається, що у верхньому шарі знаходиться потік з вільною поверхнею, а в нижньому - напірний потік, обоє мають єдину пьєзометричну поверхню.
де : q1 - ґрунтовий потік; q2 - напірний потік.
Рис.3 Рух підземних вод у двушаровому пласті. Розділивши перемінні і проінтегрувавши їх, одержимо:
але тому що
Це рівняння застосовне і для пласта складеного з трьох і більше шарів. В цьому випадку h1, і h2 - потужності верхнього шару, а m1 - сумарна потужність всіх інших нижчележачих шарів. Замість k1 варто застосовувати середньозважений коефіцієнт верхніх шарів. Застосовується ця формула при співвідношенні Рух підземних вод у неоднорідному шарі з різкою зміною водопроникності в горизонтальному напрямку. Така зміна дуже часта має місце в надзаплавній і заплавній терасах річкових долин, чи на схилах річкових долин, що мають різні коефіцієнти фільтрації. (Рис. 4).
l1 + l2 =L Рис.4 Горизонтальна неоднорідність водоносних шарів.
Напишемо рівняння одиничної витрати потоку окремо для ділянки корінного берега і річкової тераси, 1. для ділянки 1 - S:
2. для річкової тераси S - 2:
Склавши ці два рівняння, і виключивши hs , одержимо:
Вирішивши рівняння відносно q, одержимо для одиничної витрати (формула Каменського):
Порівнявши праві частини рівняння для ділянки 1-S і S-2, одержимо:
Ордината депресійоній кривої hx визначається окремо для ділянки корінного берега і річкової тераси за формулі:
Побудова кривої депресії в межах ділянок 1-S і S-2 виконується з використанням формул (12) і (13), записаних для будь-яких ділянок 1-X і X-2: для ділянки 1-S: звідси для ділянки S-2: звідси Якщо ґрунтовий потік проходить по корінному березі річкової долини і декількох терасах з різною водопровідністью, то формула виглядає так:
Тут, l1 і k1 - довжина і коефіцієнт фільтрації корінного берега. Для напірного потоку з різкою зміною водопровідності в горизонтальному напрямку можна одержати розрахункові формули, користуючись відомою підстановкою:
ґрунтовий потік напірний потік Даний спосіб дає можливість переходити від більш простих рішень напірного потоку до більш складних - для ґрунтового. Для визначення витрати потоку:
для визначення величини напору в проміжному перетині:
Для знаходження Hx у будь-якому перетині використовується формула:
П’єзометрична крива будується окремо для кожної ділянки (корінний берег і тераса). Підйом рівня в поверхневому водойміщі, який дренується підземним потоком, приведе до підпіру ґрунтових вод. У випадку, якщо при підпірі одинична витрата зберігається незміннною (q = const) , порядок розрахунку підпіру буде наступним: а) у перетині 2 визначається потужність потоку h2¢ h2¢ = h2 +DH (27) б) визначається потужність ґрунтового потоку на стику порід з різним коефіцієнтом фільтрації h¢ h¢= в) у перетині 1 визначається потужність потоку h1¢ h1¢= г) по формулами (19) і (21) визначаються ординати кривої депресії при підпірі, потужності h1¢ и h2¢, підставляючи в них змінені параметри h1¢ и h2¢ .
Завдання Задача(Для варіанта 1). Свердловина пробурена через надзаплавну терасу L у 500м від урізу річки (К1 = 36м/доб.). До берега річки притулена алювіальна тераса l2 шириною 120м К2=15м/доб. При бурінні свердловини рівень ґрунтових вод H1 встановився на відмітці 111м; залягання водоупора Z – на відмітці 106м; горизонт води в річці H2 – на відмітці 109м. Відмітка поверхні верхньої тераси B1 – 126м, нижньої B2– 123м. Уклон водотривкої основи i = 0. Визначити одиничну витрату ґрунтових вод, побудувати криву депресії до і після підвищення горизонту води в річці (DH) на 2,6м.
Для інших варіантів вихідні дані цієї задачі приведені в таблиці 1. Таблиця 1 Вихідні дані до задачі для різних варіантів.
Тема 3 Рух підземних вод у межирічному масиві однорідної будови, при наявності інфільтраційного живлення. Витрата потоку не змінюється, якщо на шляху фільтрації він не втрачає і не здобуває воду. Для цього необхідно, щоб межі, що обмежують його знизу, зверху та з боків були непроникними. Ці умови, як правило не дотримуються, і витрата потоку на шляху фільтрації змінює свої значення. Особливо велику роль грає водообмін підземних вод через зону аерації, а саме, інфільтрація, конденсація і випарування вологи на вільній поверхні ґрунтових вод (Рис.1). Інтенсивність цього водообміна на одиниці площі поверхні ґрунтових вод за одиницю часу називається інфільтраційним живленням. Припустимо що W = const і горизонтальне залягання водоупора i =0, тоді граничними умовами задачі будуть: W = сonst, К = соnst , i = 0. Відповідно до Каменського, одинична витрата ґрунтового потоку в межирічному масиві при наявності інфільтраційного живлення: qx=q1 + Wx (1) де qx - одинична витрата на відстані х від уреза лівої ріки; q1 - початкова витрата в перетині 1 W - інтенсивність фільтрації (в од. часу на одиницю площі)
Рис. 1 Лінійний потік безнапірних підземних вод з інфільтраційним живленням у межирічному масиві.
Поиск по сайту: |
(5)
(6)
, (7)
(8)
(9)
(10)
, одержимо:
(11)
.
, звідки: 
(12)
звідки 
(13)
(14)
(15)
(16)
(17)
(18)
(19)
(20)
(21)
(22)
; 
(23)
(24)
(25)
(26)
(28)
(29)