Файл: Климентов П.П. Динамика подземных вод учеб. для геологоразведоч. техникумов.pdf

вием гидростатического давления и капиллярных сил. Примером такого вида движения воды через зону аэрации является инфильт­ рация воды в ненасыщенные породы в начальный момент заполне­ ния чаши водохранилища или канала, или же при орошении зе­ мельных массивов напуском, когда значительная площадь покры-

*

І — вода, 2 — песок с инфильтрующейся водой, 3 — «сухой» песок

вается сплошным слоем воды. Капиллярные силы действуют при этом на нижней поверхности просачивающейся воды, способствуя более интенсивной ее инфильтрации. При этом нормальная ин­ фильтрация может происходить в условиях наличия или отсутствия гидравлической связи инфильтрующегося потока с грунтовыми во­ дами. При наличии такой связи просачивающаяся вода, смыкаясь с грунтовыми водами, пополняет их запасы и вызывает подъем их уровня (на этом, например, основано искусственное пополнение за­ пасов подземных вод). При нормальной инфильтрации в условиях отсутствия гидравлической связи инфильтрующаяся вода отделена от грунтовых вод аэрированными слоями горных пород, образуя так называемую подвешенную воду.

Для иллюстрации движения воды в ненасыщенных зернистых породах приведем пример. Рассмотрим процесс инфильтрации воды в ненасыщенную породу. Возьмем высокую стеклянную трубку, на­ полним ее песком и закроем снизу сеткой или марлей (рис. 8), а за­ тем сверху будем небольшими порциями подливать воду с таким расчетом, чтобы над поверхностью песка образовался постоянный слой воды толщиной в несколько сантиметров. Описанный опыт воспроизводит процесс инфильтрации воды в ненасыщенную поро­ ду, который происходит под давлением столба воды, находящегося над поверхностью песка, и одновременно под влиянием капилляр­ ных сил. Эти силы действуют в одном направлении, т. е. сверху вниз. Спустя некоторое время просачивающаяся через ненасыщен­ ный песок вода достигнет нижнего конца стеклянной трубки и нач­ нет вытекать из нее. С этого момента действие капиллярных сил прекратится и в трубке установится нормальный фильтрационный поток, который движется под влиянием гидростатического напора h, измеряемого от уровня воды в трубке до нижнего конца последней (рис. 9, а). Если эту трубку поставить в сосуд с водой, то высота напора определится как расстояние от уровня воды в трубке до уровня воды в сосуде (рис. 9, б).

Движение инфильтрационного потока подчиняется закону Дар­ си (стр. 29). Различие состоит лишь в том, что в уравнении, опи­ сывающем инфильтрацию воды через породы зоны аэрации, вместо коэффициента фильтрации k используется коэффициент капилляр­ ной водопроницаемости kB величина которого существенно меньше k (стр 398).

Наличие различных видов воды в породах зоны аэрации, клима­ тические условия и другие факторы предопределяют развитие в зоне аэрации таких гидродинамических процессов, как инфильтра­ ция, испарение, транспирация и конденсация. Изучение и учет этих процессов является необходимым элементом при решении многих гидрогеологических задач.

Испарение — процесс перехода воды из жидкого состояния в па­ рообразное. Следует различать испарение с открытой водной по­ верхности, из верхней части пород зоны аэрации и с поверхности подземных вод [69, 94].

Величина испарения из верхней части зоны аэрации зависит от степени насыщения пород водой, их литологических особенностей, структуры и других факторов. При полном насыщении пород зоны аэрации водой, когда капиллярная кайма грунтовых вод достигает поверхности земли, испарение из верхней части зоны аэрации про­ исходит так же, как с открытой водной поверхности, т. е. в этом случае оно будет равно испаряемости.

Испарение из верхней части зоны аэрации, которая насыщена водой неполностью, происходит в виде движения водяных паров от мест с большей упругостью пара в места с меньшей упругостью пара.

Испарение с поверхности грунтовых вод происходит вследствие нагрева за счет солнечной энергии и внутренней теплоты земли.

Испарение под влиянием теплового потока, идущего из недр земли, происходит непрерывно и при любой глубине залегания грунтовых вод. Однако величина такого испарения незначительна (может до­ стигать 0,79 мм/год) по сравнению с величиной испарения за счет солнечной энергии. Наиболее интенсивно испарение с поверхности грунтовых вод за счет тепловой энергии солнца происходит при глу­ бине их залегания не превышающей высоты капиллярного подня­

тия. На рис. 10 приведена зависимость ве­ личины испарения от мощности пород зо­ ны аэрации, полученная на основе экс­ периментальных исследований влагообмена через зону аэрации для условий Туркмении [105а].

на построение растительной ткани. Вели­ чина транспирации характеризуется коэффициентом транспирации (отношение веса воды, потребляемой растением, к весу единицы сухого вещества, созданного растением за тот же период), значе­ ние которого у культурных растений колеблется от 100 до 2000. В некоторых районах, например, интенсивность испарения расти­ тельным покровом превышает величину испаряемости с водной по­ верхности. Транспирация является, таким образом, существенным фактором расходования влаги, поступающей из горных пород, который необходимо учитывать при гидрогеологических расче­ тах.

Величина транспирации зависит от типа растительности, влаж­ ности и температуры воздуха и почв, силы ветра и других факто­ ров. Она определяется обычно экспериментально. Иногда проводят совместное определение испарения из пород зоны аэрации и транс­ пирации экспериментально либо аналитически по эмпирическим зависимостям [75, 105а].

Конденсация паров воды происходит либо в силу молекулярного взаимодействия паров воды с поверхностью минеральных частиц породы (адсорбция паров воды или молекулярная конденсация),

горных районах, где конденсационная влага может служить одним из основных источников формирования и питания подземных вод.

Исследованиями В. Н. Чубарова в районе Ясханской линзы пресных вод (Туркмения), имеющей конденсационно-инфильтраци- онное питание, установлено, что результирующая величина совре­ менного питания составляет лишь 0,6 мм/год, а величина конденса­ ции на глубине 1,5 м не превышает 15,3 мм/год.

В работе Р. Фюрона [101] отмечается, что многочисленные по­ пытки человека получить более или менее значительные количества воды с помощью искусственных, нередко грандиозных конденсаци­ онных сооружений, не привели к ожидаемым результатам.

ОСНОВНЫЕ ВИДЫ И ЗАКОНЫ ДВИЖЕНИЯ воды

В ЗОНЕ НАСЫЩЕНИЯ

Некоторые положения гидростатики и гидродинамики

Исходными для изучения движения подземных вод в зо­ не насыщения являются основные положения гидростатики и гид­ родинамики (разделы гидравлики — науки об условиях равновесия и движения жидкостей). Большинство уравнений гидравлики вы­ ведено для идеальной или совершенной жидкости, отличающейся от реальных жидкостей отсутствием сил внутреннего трения (вяз­ кости), абсолютной несжимаемостью и отсутствием температурного расширения. Введение понятия об идеальной жидкости позволило более просто решить многие теоретические вопросы гидравлики и вывести дифференциальные уравнения равновесия и движения жидкости. Переход от уравнений для идеальной жидкости к урав­ нениям для реальной жидкости осуществляется путем математиче­ ских преобразований и введения соответствующих поправок или до­ полнительных членов в исходные уравнения.

Основными исходными уравнениями гидравлики являются диф­ ференциальные уравнения Эйлера о равновесии и движении иде­ альной жидкости, уравнения неразрывности, состояния и сохране­ ния энергии струйки жидкости (см. подробно [73, 93, 104, ПО]).

Напомним, что жидкость находится в состоянии равновесия или относительного покоя, когда действующие на нее внешние силы (в основном силы гравитации) уравновешиваются действием сил гид­ ростатического давления, что и учитывается при составлении соот­ ветствующих дифференциальных уравнений. Уравнения движения Эйлера, получаемые на основе уравнений равновесия, учитывают инерционные силы, действующие в направлении, обратном движе­ нию жидкости.

Величина полного гидростатического давления Р в данной точ­ ке жидкости на глубине h, определяется выражением P = P0+yh, где Ро — гидростатическое давление на свободной поверхности жид­ кости (атмосферное давление) ; y h — избыточное гидростатическое давление столба жидкости высотой h (у — объемный вес жидко­ сти) .

Уравнение неразрывности объема жидкости выражает матема­ тически закон сохранения массы движущейся жидкости.

движения подземных вод их плотность может быть переменной). Примеры получения и записи уравнений неразрывности и состоя­ ния для условий движения подземных вод приведены в этой главе (стр. 51, 57).

Энергетический потенциал струйки идеальной жидкости опре­ деляется уравнением Бернулли, которое математически выражает закон сохранения энергии и имеет вид:

Рѵг

У2g

P

где— = ftp — пьезометрическая высота, обусловленная гидростати­

ческим давлением жидкости P; z — высота положения рассматри­

ром или пьезометрическим напором Н = — + z.

Тогда уравнение (11,2) может быть переписано в виде:

Отсюда видно, что если бы жидкость двигалась без трения и с постоянной скоростью, то пьезометрический напор во всех точках струйки был бы один и тот же. Поскольку реальная жидкость в отличие от идеальной характеризуется наличием сил внутреннего трения (вязкости), то часть энергетического потенциала (напора) затрачивается на преодоление сил сопротивления, что вызывает падение напора по пути движения жидкости. Таким образом, в пре­ делах гидравлической системы реальная жидкость перемещается за счет разности в энергетическом потенциале, или разности напоров от мест с более высоким значением гидростатического давления (напора) к местам с более низким значением давления. Силы инер-

V2

ции (определяемые величиной скоростного н ап о р а^ ) часто ока­

зывают менее существенное влияние на движение свободной грави­ тационной воды.

Аналогичное, но несколько более сложное движение, чем это отмечается при течении жидкости в трубах, имеет место при движе­

нии свободной гравитационной воды в породах зоны насыщения. Так же, как и при движении жидкости в трубах, здесь силами, вы­ зывающими движение свободной гравитационной воды, являются силы тяжести и силы инерции. При этом вследствие незначитель­ ных скоростей движения воды в горных породах инерционные силы оказываются мало существенными и обычно при расчетах не учи­ тываются.

В отдельных случаях (в пластах, обладающих существенной ве­ личиной гидродинамического давления) определяющее влияние на условия движения подземных вод могут оказывать силы упругости воды и водонасыщенных горных пород, обусловленные сжимаемо­ стью воды и находящихся в ней газов, а также сжимаемостью гор­ ных пород (см. подробно стр. 51).

Силы сопротивления движению воды в горных породах обуслов­ лены ее вязкостью (т. е. внутренним трением между частицами дви­ жущейся воды), а также силами трения между водой и поверхно­ стью пор и трещин в горных породах (т. е. внешним трением).

Основные понятия о фильтрации

В насыщенных водою горных породах имеют место все рассмотренные ранее виды воды, начиная от химически связанной, участвующей в строении минерального вещества горных пород, и кончая свободной гравитационной, заполняющей все поры и тре­ щины горных пород (стр. 14). Пленочная и капиллярная воды об­ волакивают частицы горной породы, заполняют капиллярные поры и образуют мениски на стыках минеральных частиц. Через осталь­ ное пористое пространство и трещины получает возможность пере­ движения свободная гравитационная вода, подчиняющаяся дейст­ вию силы тяжести и текущая под действием разности гидростати­ ческих напоров. Такое движение гравитационной воды в пористой среде — основная форма движения подземных вод, называемая фильтрацией, и является основным объектом изучения динамики подземных вод.

В любых горных породах в условиях их полного или неполного насыщения, имеется вода, не участвующая в движении, связанная с минеральными частицами горных пород молекулярными, капил­ лярными и другими силами и препятствующая движению гравита­ ционной воды. Для крупнозернистых песков наличие адсорбцион­ ных пленок и капиллярной стыковой воды не оказывает заметного влияния на процесс фильтрации воды. В мелкозернистых песках и глинистых породах, размеры пор которых могут оказаться соизмеримыми с толщиной адсорбционных пленок, условия движе­ ния гравитационной воды будут значительно затруднены и при пол­ ном заполнении пористого пространства породы адсорбированны­ ми пленками фильтрация подземных вод окажется невозможной.

Таким образом, одним из важнейших факторов, определяющих условия движения подземных вод в пористой среде, является по­