Изменение гидродинамического режима подземных вод при осушении карьеров (гидравлический уклон, скорость движения подземных вод, коэффициент фильтрации).

ДВИЖЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Подземные воды в большинстве случаев находятся в движении. Раздел гидрогеологии, изучающий закономерности движения подземных вод, называется динамикой подземных вод. Движение подземных вод подчиняется определенным законам с присущими им определенными формами передвижения. Все это учитывается при гидрогеологических расчетах, при решении вопросов водозабора или водопонижения уровней подземных вод.

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 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, носящий более сложный характер.

 

Движение подземных вод может быть установившимся и неу-становившимся, 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, 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.).

Ненапорные грунтовые воды имеют 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 рис. 72. Разность напоров АН=Н—Н₂ в сечениях / и II обусловливает движение воды в направлении сечения II. Скорость движения грунтового потока зависит от разности напора (чем больше АН, тем больше скорость) и длины пути фильтрации.

Отношение разности напора АН к длине пути фильтрации / называют гидравлическим уклоном (или гидравлическим градиентом I) I = АН/1.

Современная теория движения подземных вод основывается на применении закона Дарси

<2 = *_ф РАН/1 = к_ф /7,

где 0 — расход воды или количество фильтрующейся воды в единицу времени, м³/сут; к_ф — коэффициент фильтрации, м/сут;

Скорость фильтрации V = (или V = &_ф/. Скорость движения воды (фильтрации) измеряется в м/сут или см/с. Эти формулы требуют уточнения в связи с тем, что в них входит величина /% отражающая все сечение фильтрующейся воды, а вода, как известно, течет лишь через часть сечения, равную площади пор и трещин породы. Поэтому величина V является кажущейся. Действительную скорость ВОДЫ Уд определяют с учетом пористости породы

Ун = (?/Гя,

где п — пористость, выраженная в долях единицы.

Сопоставив формулы у = &_ф/ и у_д = 0//я, можно установить, ЧТО Уд = у/я. Формула скорости ВОДЫ Уд = 0//я в этом виде в свою очередь правомерна лишь для песков и крупнообломочных пород, где все поры открыты и вода имеет полную свободу движения. В глинистых породах часть пор закрыта и вода передвигается только через открытые поры, поэтому в формулу вводят не я, а я_акт (активную пористость), т. е. значение пористости, через которые фактически проходит вода. Также следует помнить, что движение воды в породах происходит обычно с разной скоростью, поэтому

при рассмотрении вопроса о движении воды в данной породе можно говорить лишь об ее средней скорости движения.

Источники. Под источниками (ключами, родниками) подразумеваются места естественных выходов воды на дневную поверхность. Наиболее часто это происходит при прорезании грунтовой воды эрозионной сетью. Это дает нисходящие источники.

По своему характеру источники бывают сосредоточенные, т. е. выходящие в одном месте, в виде потока, и рассредоточенные, когда грунтовая вода просачивается на склоне оврага или речной долины через слой глинистого грунта. После расчистки этого слоя источник может стать сосредоточенным.

Интенсивность выхода воды в единицу времени оценивается дебитом источника (л/с или м³/сут). Источник, выход вод которого улучшен человеком, называется каптированным. Напорные воды могут давать фонтанирующие (восходящие) источники.

Форма движения потоков грунтовых вод. На строительных или 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 условий, рельефа местности и других факторов. Различают потоки плоские, радиальные (сходящиеся и расходящиеся) и криволинейные (рис. 73).

При определении направления потоков следует помнить, что установленное направление может быть справедливо лишь для сравнительно ограниченной территории (участка). Ниже приводятся некоторые способы определения направления движения грунтовых вод.

По карте гидроизогипс направление потока устанавливается по высотным отметкам гидроизогипс (рис. 74). Более точные данные для отдельного участка получают методом трех скважин. Берут от-

чо

Рис. 73. Формы потоков грунтовых вод:

а — плоский; 6 — радиальный расходящийся; в — радиальный сходящийся; г — криволинейный; / — гидроизогипсы

Рис. 75. Определение направления потока грунтовой воды по трем буровым скважинам (/, 2, 2); 4 — гидроизогипса

Рис. 74. Определение направления потока воды по карте гидроизогипс

метки уровней воды буровых скважин, расположенных на вершинах равностороннего треугольника, например, 128, 138 и 126 м (рис. 75). Между наибольшей и наименьшей отметками, 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 воды. Можно также использовать метод красителей (или солей). Для этого необходимо иметь несколько скважин. В центральную скважину (опытную) вводят сильный органический краситель (для кислых вод, например, метиленовый голубой, щелочных — флюоресцеин и т. д.). Появление красителя в одной из наблюдательных скважин указывает направление потока воды.

Межпластовые подземные воды. Границами таких потоков служат нижний и верхний водоупор. Напорные потоки характеризуются полным заполнением поперечного сечения водопроницаемого пласта водой, имеется пьезометрический уровень, движение воды происходит как под действием гравитации, так и за счет упругих свойств воды и водовмещающих пород, режим фильтрации — упругий.

Напорно-безнапорные потоки образуются при откачке воды из скважин, если пьезометрический уровень опускается ниже кровли напорного водоносного слоя.

Фильтрационные показатели горных пород. К основным фильтрационным параметрам относят коэффициент фильтрации, а также коэффициенты водопроводимости, пьезопроводности и уров-непроводности.

Коэффициент фильтрации к_ф. Как следует из основного закона движения подземных вод, коэффициент фильтрации — это скорость фильтрации при напорном градиенте /= 1. Коэффициент фильтрации грунтов в основном определяется геометрией пор, т. е. их размерами и формой. На значение коэффициента фильтрации влияют также свойства фильтрующейся воды (вязкость, плотность), минеральный состав грунтов, степень засоленности и др. Вязкость воды, в свою очередь, зависит от температуры, поэтому нередко вводится поправочный температурный коэффициент (0,7—0,03) для приведения водопроницаемости к единой температуре 10 °С.

Методы определения. Приближенная оценка коэффициента фильтрации возможна по табличным данным (табл. 31).

Таблица 31

Коэффициент фильтрации некоторых горных пород

Характеристика пород	Коэффициент фильтрации, м/сут
Очень хорошо проницаемые галечники с крупным песком; сильно закарстованные и сильно трещиноватые породы	100—1000 и более
Хорошо проницаемые галечники и гравий, частично с мелким песком; крупный песок; чистый среднезернистый песок; закарстованные, трещиноватые и другие породы	100-10
Проницаемые галечники и гравий, засоренные мелким песком и частично глиной; среднезернистые и мелкозернистые пески; слабо закарстованные, малотрещиноватые и другие породы	10-1
Слабопроницаемые тонкозернистые пески, супеси; слаботрещиноватые породы	1-0,1
Весьма слабопроницаемые суглинки	0,1-0,001
Почти непроницаемые глины, плотные мергели и другие монолитные скальные породы	<0,001

Для получения более обоснованных значений коэффициента фильтрации применяют расчетные, лабораторные и полевые методы. Расчетным путем коэффициент фильтрации определяют преимущественно для песков и гравелистых пород. Расчетные методы являются приближенными и рекомендуются лишь на первоначальных стадиях исследования.

Для расчетов используют одну из многочисленных эмпирических формул, связывающих коэффициент фильтрации грунта с его гранулометрическим составом, пористостью, степенью однородности и т. д.