Файл: Климентов П.П. Динамика подземных вод учеб. для геологоразведоч. техникумов.pdf
ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 10.04.2024
Просмотров: 233
Скачиваний: 0
Расход потока на урезах рек и в сечении, отвечающем положе нию скважины 7, определяем по формулам (IV,69; IV,70 и ІѴ,72)з
|
162— ІО2 0,00019 X 18 |
000 = |
— 1,623 м3/суг, |
|||
<7і - 20X 2X 18 000 |
|
|
|
|
|
|
|
162- 1 0 2 |
0,00019 X |
18 000 |
|
„ |
,, |
q2 = |
20 X ----------------2 X 18 000 1------------------------ |
2 |
|
= |
1,8 |
м?/сут\ |
<7X=3200= |
qi + Wx = — 1,623 + 0,00019 X 3200 = |
- |
1,015 м3/сут. |
Расход на урезе левой реки (река А), имеющей более высокую отметку, чем правая, отрицательный, что свидетельствует о наличии потока в сторону реки А и существовании на междуречье водораз дела подземных вод. Расстояние до водораздела определяем по формуле (IV,73):
Li_2 |
hl — hl |
18 000 |
|
a ~ ~ 2 |
2Li_2 |
~ 2 |
|
162 — 102 |
2 |
|
|
--------------------------------2 X 18 000X |
---------------------0,00019 = |
8544 M. |
Определение ординат кривой депрессии выполняем по формуле (IV,75):
,2 |
,2 |
,2 |
.8 |
IVLi_2 |
W |
Пі — |
|
||||
«х = |
h i --------------X- |
|
|
hi-г
где hi и h2— уровни воды соответственно в реках А и Б\ LI_2— ши рина междуречья; х — расстояние от реки А до заданного сечения.
Определим по формуле (IV,75) уровень воды на расстоянии 3000 м от реки А:
, 2 |
16,02— 10,02 |
0,00019 |
000= |
|
hsooo = |
16,02------- ѵ_ |
■X 3000 + |
...X 18 |
|
|
1800 |
|
20,0 |
|
|
0,00019 |
657 м2; |
|
|
|
= 3000 |
30002 = |
|
|
|
20,0 |
|
|
|
|
Ьзооо = |
У657,5 = 25,64 м. |
|
Аналогичные расчеты при других значениях х (6000, 9000, 12 000 и 15 000 м) дают следующие результаты:
h e m = |
29,8 м\ |
/ іэооо = 30,78 м\ |
hi2 ооо = |
28,91 м |
и hie ооо — 23,53 м. |
УСТАНОВИВШЕЕСЯ ДВИЖЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НЕОДНОРОДНЫХ ПЛАСТАХ
ОСНОВНЫЕ ТИПЫ НЕОДНОРОДНЫХ водоносных
ПЛАСТОВ
Для гидрогеологических исследований наибольшее значе ние имеют водоносные пласты, характеризующиеся:
1) слоистостью, обусловленной невыдержанностью грануломет рического состава горных пород в горизонтальном и вертикальном направлениях;
2) фациальной изменчивостью горных пород по простиранию и падению;
3)неравномерностью характера трещиноватости пород;
4)сочленением различных по составу пластов пород в речных долинах и в районах, нарушенных тектоническими процессами.
Вречных долинах аллювиальные рыхлые толщи отложений на легают на трещиноватые, песчаные и другого состава пласты дочетвертичных отложений, вызывая на контактах резкое изменение во допроницаемости. Налегание на дочетвертичные породы делювиаль ных, пролювиальных и других генетических типов четвертичных отложений также приводит к резкой смене водопроницаемости в го ризонтальном направлении.
Вводоносных пластах могут быть заключены линзы и прослои различных размеров, представленные водоупорными или водопро ницаемыми породами. Такое строение водоносных пластов, особен но при большом количестве линз, в значительной мере нарушает постоянство движения подземных потоков. При значительной про тяженности водонепроницаемых пластов и линз, залегающих среди водоносных толщ на больших площадях, создаются условия для распространения двух и более водоносных горизонтов. Эти водонос ные горизонты, как правило, имеют гидравлическую связь один с другим, а их уровни устанавливаются на близких отметках.
Внекоторых речных долинах на территории СССР отмечается, закономерность в составе аллювиальных отложений, заключающая ся в том, что нижняя часть осадков представлена крупнозернистыми песками и даже гравелисто-галечниковыми отложениями; в верх ней же части аллювия преобладают мелкозернистые пески, илова тые суглинки и торфянистые породы. В соответствии с таким лито логическим разрезом находится и водопроводимость аллювиальной
толщи: нижняя ее часть обладает в несколько раз большей водо проводимостью, чем верхняя.
Флювиогляциальные песчаные толщи также нередко имеют лин зовидное строение и представлены перемежающимися неоднород ными песками, галечниками, грубыми супесями и т. п.
Приведенные примеры далеко не исчерпывают многообразия природных условий, которые предопределяют неоднородность фильтрационных свойств водоносных отложений и гидродинамичес кие особенности потоков. Наряду с изменением коэффициента фильтрации в природных условиях наблюдается также изменение мощностей-водовмещающих и разделяющих их слабоводопроницае мых отложений, что еще более усложняет гидрогеологические усло вия. В практике гидрогеологических исследований нередко поэтому рассматривают совокупный характер поведения этих показателен,
аименно—-распределение водопроводимости.
Врезультате изучения гидрогеологических условий устанавли вается характер изменения фильтрационных свойств водоносных отложений и схема неоднородности области фильтрации. При несу щественной степени неоднородности область фильтрации приводит ся к условно однородной, характеризуемой осредненными значени ями коэффициента фильтрации или водопроводимости. При сущест венной неоднородности водоносных отложений область фильтрации приводится к тому или иному типу неоднородного строения на осно ве схематизации для выполнения количественной оценки условий фильтрации аналитическими или другими методами (см. гл. Ill,
стр. 84).
Основными типами неоднородного строения водоносных отложе ний, которые имеют чрезвычайно широкое распространение в при родных условиях (или к которым могут быть приведены условия фильтрации, при некоторой их схематизации), являются следую
щие:
1) слоистые пласты, сложенные чередующимися слоями различ ной водопроницаемости;
2) двухслойные пласты, в которых наибольшей водопроницае мостью характеризуется нижний слой по сравнению с менее водо проницаемым верхним (возможно и обратное сочетание) ;
3)пласты с резкой или постепенной сменой водопроницаемости
вгоризонтальном направлении.
Возможны, конечно, и некоторые другие схемы неоднородности, являющиеся производными от основных типовых.
Если в результате исследований выявлена анизотропия водонос ных отложений (коэффициент фильтрации зависит от направления движения), то она подлежит учету. Движение подземных вод в од нородной анизотропной среде, как известно, подчиняется уравнению
д2Н
kn дх2 |
( Ѵ , 1 ) |
которое путем преобразования координат приводится к обычному уравнению Лапласа [13]:
д2Н d m
(Ѵ,2)
дх*2 ду*2
В уравнении (Ѵ,2) новые координаты х* и у* определяются сле дующими соотношениями:
X * _ |
(Ѵ,3) |
Таким образом, от условий фильтрации в анизотропной среде пе реходят к рассмотрению фильтрации в условно изотропной среде с коэффициентом фильтрации k0 с учетом введения преобразованной системы координат.
Некоторые общие рекомендации по схематизации неоднородно сти и ее учету были даны в гл. III. В настоящей главе рассмотрены решения для движения естественных потоков подземных вод в ос новных типах неоднородных пластов. При получении таких решений широко используется метод фрагментов, при котором рассматрива ются условия фильтрации в пределах отдельных однородных фраг ментов и полученные решения как бы «сшиваются» для потока в целом с учетом граничных условий на границах отдельных фраг ментов.
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФИЛЬТРАЦИИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НЕОДНОРОДНЫХ ПЛАСТАХ
Рассмотрим закономерности движения воды в неоднород ных пластах на примере фильтрации подземных вод в слоистых тол щах, как наиболее полно отображающих условия фильтрации, свой ственные другим типовым схемам неоднородности. В природных условиях фильтрация подземных вод в горных породах может про исходить под углом к напластованию, по напластованию и перпен дикулярно к напластованию. Закономерности фильтрации при этом будут разными, поэтому при гидрогеологических расчетах всегда следует учитывать главенствующее направление фильтрации под земных вод.
Движение подземных вод под углом к напластованию. Закон преломления линий токов. При движении подземных вод в неодно родных толщах под углом к напластованию, при переходе струек воды через границы слоев с различной водопроводимостыо проис ходит преломление линий токов; это явление аналогично преломле нию лучей света или силовых линий в магнитном поле при переходе их из одной среды в другую. Преломление фильтрационных токов в слоистой толще четко фиксируется при опытах с окрашиванием струй в фильтрационных лотках со стеклянными стенками.
H. К- Гиринским доказано, что преломление линий токов подчи няется зависимости [см. 40, 56, 94]:
tg g |
__kj. |
tg ß |
(V,4) |
h ’ |
|
где а — угол между нормалью |
к поверхности раздела слоев AB и |
линией тока в слое с коэффициентом фильтрации k { (рис. 72); ß — то же, в слое с коэффициентом фильтрации k2.
Зависимость, выраженная формулой (Ѵ,4), является общей за
s |
s |
кономерностью преломления фильт |
рационных токов воды в пористой |
||
|
|
среде. |
|
Преломление |
линий |
токов обус |
||
|
ловлено резким |
изменением |
напор |
||
|
ного градиента на границе двух сло |
||||
|
ев, который при этом изменяет не |
||||
|
только свою |
численную величину, |
|||
|
но и направление. |
|
|
||
|
Как видно из уравнения (Ѵ,4), |
||||
|
угол преломления линий токов на |
||||
Рис. 72. Схема преломления |
поверхности |
раздела |
слоев |
будет |
|
фильтрационных токов |
тем больше, чем больше различие в |
их водопроницаемости.
Из закона преломления токов вытекают некоторые важные по ложения, которые необходимо учитывать при изучении и оценке ус ловий фильтрации подземных вод в слоистых толщах [56, 67, 94].
1. При движении воды перпендикулярно плоскости напластова ния преломления линий токов не происходит, а величина напорного градиента изменяется обратно пропорционально коэффициенту фильтрации слоя. При этом скорость фильтрации остается неизмен ной в пределах каждого слоя.
2. При движении воды параллельно плоскости напластования (по напластованию) преломления линий токов не происходит, на порные градиенты для всех слоев одинаковы, а скорости фильтра ции различны и пропорциональны коэффициентам фильтрации рас сматриваемых слоев.
3. При движении воды под углом к напластованию происходит преломление линий токов и изменение величин напорных градиен тов и скорости фильтрации. Напорные градиенты в менее прони цаемых слоях имеют большие значения, а в более проницаемых
слоях — меньшие; скорости |
фильтрации |
наоборот: |
в более прони |
цаемых слоях — большие |
значения, |
в менее |
проницаемых — |
меньшие.
Движение подземных вод по напластованию. Рассмотрим усло вия фильтрации подземных вод по напластованию в слоистой неод нородной толще на примере равномерного движения напорного и безнапорного потоков (рис. 73).
В обоих случаях фильтрационная среда представлена системой слоев, имеющих неизменные мощности h\, h2 h3 ..., hn (для напор
ного потока соответственно — т и т2 т3 тп) с коэффициентами фильтрации соответственно ku k2 k3 ..., kn-
При фильтрации воды параллельно слоям величина напорного градиента в одном и том же поперечном сечении водоносного пла ста является постоянной. Следовательно, для каждого слоя при равномерном движении подземных вод можно составить несколько
Рис. 73. Равномерное движение подземных вод в слоистом
пласте:
а—грунтовыйпоток, б—напорныйпоток
уравнений для единичного расхода потока в соответствии с законом Дарси:
ЯJ |
7=k^h^I |
q1— k1m1I |
|
Я2 1—^2^2^ |
q2 = k2m2I |
(V.5) |
|
Ял |
^п^п7 |
qa= k amaI |
|
Складывая почленно единичные расходы отдельных слоев, полу
чим единичный расход потока слоистой толщи в целом: |
(V,6a) |
q — Яі “Ь<7г~Ь• • • “Ь Яп — (kihi -(- k2h2—(...—Jknha)/ |
|
Я — Яі ~\г Яг~\~ - • • Яп — (kitrii -)- k2m2-f-... -)- knmn) I. |
(V,66) |
Если исходить из среднего значения коэффициента фильтрации для всей водоносной толщи в целом &ср и ее общей мощности h —
= hi + h2+ ... +hn (для |
напорного |
потока |
соответственно — т — |
|||
= ті + т2+ ... + mn), то единичный |
расход потока можно опреде |
|||||
лить по формуле: |
грунтового потока |
q = |
kCphI, |
(V,7a) |
||
для |
||||||
для |
напорною потока |
q = |
kavml. |
(Ѵ,7б) |
||
Приравнивая правые части уравнений (Ѵ,6а, б) и (Ѵ,7а, б), най |
||||||
дем: |
|
(kihi -f- k%h2—(—... —}—knhn) I |
(V,8a) |
|||
kcphl = |
||||||
kcptnl = |
(kittti + k2m2+ |
... + knmn)/, |
(V,86) |
откуда можно найти среднее значение коэффициента фильтрации кср слоистой неоднородной толщи при ее приведении к условно од нородной толще:
kс р — |
kihi -f- k2h2— ... —f—knha |
||||
hi + |
h2+ |
... + |
(V,9a) |
||
|
hn |
||||
и |
kitni + k2m2+ |
... + |
kamn |
||
^cp |
|||||
nii + |
m2 |
|
(V,96) |
||
|
-f- mn |
||||
Получаемое таким образом значение коэффициента фильтрации |
|||||
называется средневзвешенным |
по мощности, а сам коэффициент |
||||
фильтрации — приведенным, или эквивалентным. |
Приведение неоднородной слоистой толщи к условно однород ной при фильтрации параллельно напластованию может быть также выполнено путем виртуального приведения мощности. При этом в качестве таковой рассматривается условная мощность, которую име ла бы слоистая толща при приведении всех ее слоев к коэффициен ту фильтрации одного из слоев. Формула для получения приведен ной таким образом мощности таѵ имеет вид:
1 |
k2m2+ |
... + knmn) = |
1 |
kitnu |
(V,10) |
тпр = — {kitni + |
— ^ |
||||
«о |
|
|
к о г—I |
|
|
где ki и т-і — коэффициент фильтрации и мощность рассматривае мого слоя с номером і (і — 1, 2, 3, ..., п\ п — число слоев).
Так, например, для изображенной на рис. 73 схемы из четырех слоев при приведении всей толщи к коэффициенту фильтрации пер
вого слоя (ko= k\) приведенная |
мощность |
может быть вычислена |
|
по выражению: |
|
|
|
. k2 |
k$ |
ki |
тк. |
«пр = mi + — m2+ — тг + — |
|||
|
k\ |
ki |
|
Очевидно, что если слоистая толща приводится к максимально му из всех слоев коэффициенту фильтрации, то приведенная мощ ность Шцр будет меньше реальной суммарной мощности толщи т и, наоборот, — при приведении к минимальному коэффициенту фильт рации, приведенная мощность будет больше реальной суммарной мощности толщи.
Приведение слоистой толщи к условно однородной путем взве шивания по мощностям или виртуальным приведением считается допустимым при различии по коэффициентам фильтрации слоев не более чем в 5—10 раз. При большей степени неоднородности такое приведение возможно, но в зависимости от характера решаемой за дачи может потребоваться дополнительное обоснование. При раз личии в коэффициентах фильтрации слоистой толщи более чем в 50—100 раз принимается упрощенная схема фильтрации, при кото рой в слабопроницаемых слоях учитывается только вертикальное движение, а в сильнопроницаемых — горизонтальное движение подземных вод.