Движение подземных водДвижение подземных водОсобенности движения рассолов. В пределах одного и того же водоносного комплекса минерализация, соответственно, плотность и вязкость могут существенно меняться как в вертикальном направлении, так и по простиранию пласта. При этом скорость движения потока может быть выражена из [pic] (1) Анализируя записанную формулу устанавливаем, что при неизменном градиенте напора скорость фильтрации может быть различной в результате изменения плотности и вязкости. При увеличении минерализации рост вязкости происходит быстрее, чем плотности. Как указывает А. И. Силин-Бекчурин, в интервале температур 5-20°С скорость фильтрации пресных вод в 1,5-2 раза выше, чем рассолов. С увеличением температуры эти различия нивелируются. Неоднородность плотности вод необходимо учитывать при определении напора или давления. Для пресных вод, обладающих плотностью равной I, гидродинамическую картину можно оценивать, ограничиваясь лишь данными статистических уровней в скважинах. Однако, для минерализованных вод, отличающихся к тому же различной плотностью в разных точках пласта по результатам замеров статических уровней установить гидравлический уклон, построить карты гидроизопьез невозможно, т.к. величины уровней зависят от плотностей. В этом случае выбирается плоскость сравнения и аналогично определению приведенного напора рис.2 расчет приведенного давления можно вести по формуле: [pic] [pic]рис.1 Вместе с тем в практике исследований известны примеры, фиксирующие отклонения от закона Дэрси. Нарушение прямой пропорциональности между скоростью фильтрации и напорным градиентом отмечено прежде всего при больших скоростях движения подземных вод (верхний предел применимости). Верхний предел применимости Дарси. Этот предел применимости линейного закона фильтрации связан с так называемой критической скоростью фильтрации, при достижении которой не соблюдается прямой пропорциональности между скоростью фильтрации и напорным градиентом. Количественный признак определения верхнего предела применимости линейного закона фильтрации был предложен Н.Н.Павловским (1922г.), а затем ВЛ1.Щелкэчевым. По В.Н.Щелкачеву, критическое число Рейнольдса RLкр , устанавливающее границу между ламинарным и турбулентным движениями подземных вод, определяется по формуле: [pic] (2) а отвечающая этому числу критическая скорость фильтрации соответственно из выражения: [pic] [pic] (3) В формулах (2), (3): n- пористость; ? -кинематический коэффициент вязкости, где ?- динамический коэффициент вязкости ,?-плотность воды, г/см3); [pic]-коэффициент проницаемости горных пород. Рассчитанные по формуле (2) критические значения числа Рейнольдса оказались в пределах 4-12. Такой большой диапазон изменения критического значения числа Рейнольдса объясняется тем, что отклонение от линейного закона фильтрации происходит постепенно и в разных условиях неодинаково в зависимости от структуры порового пространства и от свойств фильтрующейся жидкости. Отклонения от линейного закона Фильтрации объясняются тем, что с увеличением скорости движения воды в пористой среде возрастает роль сил инерции. При движении воды по поровым каналам с большой скоростью величины и направления скоростей жидких частиц значительно изменяются вследствие извилистости каналов и непостоянства их поперечных размеров. Большое изменение скоростей фильтрации обусловлено существованием значительных сил инерции, что приводит к нарушению закона Дзрси. Нарушение линейного закона фильтрации может происходить, например, при интенсивных откачках подземных вод» На большей площади депрессионной воронки, созданной откачками, вследствие малых уклонов должен сохраняться ламинарный режим .движения: в зоне же, которая непосредственно примыкает к водозаборному сооружению, могут иметь место отклонения от ламинарного движения, обусловленные резким возрастанием скоростей в суженной прифильтровой части депрессионной воронки. В условиях наличия отклонений от линейного закона фильтрации (переходный режим) наиболее достоверной формой основного закона является двучленная зависимость вида: Y=aV+bV2, где a и b- некоторые постоянные, зависящие от свойств пористой среды и фильтрующейся жидкости и определяемые экспериментально. При малых значениях скорости фильтрации величиной bV2 можно пренебречь, тогда формула представит собой запись закона А.Дарси: У = aV , в которой а=Y/V . При значительных скоростях Фильтрации, наоборот, величина члена bV2 становится намного больше первого члена формулы aV , без учета которого Формула принимает вид У= bV2- откуда получается следующее выражение для скорости фильтрации V : [pic] (4) Kk- коэффициент фильтрации по Краснопольскому. Зависимость типа (4) была в свое время предложена А.А.Краснопольским (1912 г.) для турбулентного режима движения жидкости и характеризует ток называемый нелинейный закон фильтрации. Нижний предел применимости закона Дэрси Нарушение линейного закона фильтрации наблюдается и в области очень малых значений скоростей и градиентов. Однако точного значения нижнего предела применимости закона Дэрси не имеется. Исследованиями американского гидрогеолога О.Мейнцера установлена применимость закона Дэрси в зернистых породах при значениях напорного градиента 0,00003 -0,00004 и высказано предположение о справедливости линейного закона фильтрации при еще более малых значениях напорного градиента. Экспериментальные исследования В.Н.Щелкачева и И.Е.Фоменко доказывают, что фильтрация пресных и соленых вод происходит без нарушения закона Дэрси в песчаных коллекторах с проницаемостью до 5 мД и выше при очень малых значениях градиента (n*10- 4) и скорости фильтрации (n*10-3 см/год.) Значительный интерес представляют также исследования фильтрации подземных вод через глинистые породы. Фильтрация воды в глинистых породах. В дисперсных глинистых породах, обладающих крайне малым размером пор, связанная вода практически полностью перекрывает сечение норовых канальцев. Для возникновения фильтрации в таких породах необходимо создать градиент капора, превышающий некоторый начальной напорный градиент. Существование этого начального напорного градиента вызвано наличием связанной воды, которая отличается по своим физическим свойствам от обычной вязкой жидкости и, являясь вязко- пластичной жидкостью, обладает определенной сдвиговой прочностью. При возникновении напорного градиента, превышающего начальный градиент, определяемый сдвиговой прочностью, в глинистых породах происходит фильтрация, подчиняющаяся линейному закону Дэрси, который записывается в следующем виде : V=K(Y-Yпр)=K(Y-4Yo/3 ) (5) [pic]рис.2 На рис.2 показана зависимость скорости фильтрации воды в песчаных породах (прямая I) ив глинах (кривая II) от напорного градиента. При фильтрации вода в песчаных породах существует линейная зависимость между скоростью фильтрации V и напорным градиентом I; при фильтрации воды в глинах - криволинейная зависимость на первом участке (1-2) и прямолинейная на втором (2-3). Точка 1 кривой 2 соответствует начальному напорному градиенту I , при котором вода находится в предельном состоянии; при превышении же начального градиента отмечается фильтрация воды, но зависимость скорости фильтрации от напорного градиента имеет прямолинейный характер (участок 1-2 кривой II). Точка 2 соответствует значению предельного напорного градиента Iпр, при превышении которого становится справедливым закон Дэрси. Экспериментальными исследованиями С.А.Роза установлено, что для плотных глин значение начального напорного градиента, при превышении которого начинается фильтрация, может достигать 20-30, в остальных случаях оно может составлять несколько единиц. В соответствии с изложенным в природных условиях следует учитывать возможность фильтрации подземных вод через относительно водоупорные глинистые отложения. Структура фильтрационного потока Для описания структуры потока используется гидродинамическая сетка, которая состоит из линий напора и линий тока. Общей структурной формой является пространственный (3-х мерный) поток ,гидродинамическая сетка которой деформируется по З-м пространственным координатам. Анализ пространственных потоков сложен и такой анализ встречается редко. Основными формами потока, широко используемыми в гидрогеологических расчетах - плоские (двумерные) потоки в вертикальном сечении (профильные) и в плане (плановые), для которых характерна деформация гидродинамической сетки в какой-либо одной плоскости. В профильных потоках деформации линий тока происходят в вертикальной плоскости, а в плане поток имеет плоско-параллельный характер, т.е. в атом случае линии тока в плане параллельны друг другу. Пример - фильтрация в основании плотин. В плановых потоках деформаций линий токов - в плане, а в вертикальном сечении поток носит плоско-параллельный характер. Такие условия характерны для потоков большой протяженности, длина которой значительно превышает их мощность. Наиболее простой структурной формой является линейный (одномерный) поток, движение которого происходит в одном направлении. В плановом потоке удобно вместо V фильтрации использовать понятие удельного расхода потока q , который представляет собой исход планового потока шириной I м; т.е. площадь поперечного сечения для удельного расхода численно равна мощности пласта. При однородном строении пласта по вертикали для записи удельного расхода мощности используется ф. Дэрси, полагая Q=q, ?=m, т.е. q= кт *У = TУ T [м2 /сек]-проводимость потока - удельной расход потока при единичном градиенте Для планового потока, состоящего из различной проницаемости q=q1+q2+…=(K1 m1+K 2m2+…)Y т.е. T= K1 m1+K 2m2+… Тогда средний (средневзвешенный) Кср=T/m = (K1 m1+K 2m2+…)/m Таким образом элементы Фильтрации потока : 1. пьезометрический напор H=p/? +z; 2. напорный градиент dh/dl ; 3. линии равных напоров; 4. линии токов; 5. скорость фильтрации. Понятие об установившейся и неустановившейся фильтрации подземных вод. Фильтрация подземных вод в пористой или трещиноватой среде горных пород может иметь установившийся или неустановившийся характер Строго говоря, движение подземных вод в горных породах всегда является в той или иной мере неустановившимся , т.е. переменным во времени. Неустановившееся движение проявляется в изменениях уровня подземных вод, что обусловливает изменения напорных градиентов, скоростей фильтрации и расхода подземного потока. Изменения эти могут быть вызваны влиянием естественных или искусственных факторов, определяющих условия питания, движения и разгрузки подземных вод. К числу таких факторов можно отнести неравномерное выпадение и инфильтрацию атмосферных осадков, колебания горизонтов поверхностных водоемов, паводки на реках, сооружение и функционирование водохранилищ и каналов, процессы орошения и осушения земельных территорий, откачки подземных вод из скважин и горных выработок, захоронение сточных вод и др. В районах, где условия питания и разгрузки подземных вод изменяются во времени незначительно, движение подземных вод можно рассматривать как установившееся, т.е. практически не изменяющееся во времени. При установившейся фильтрации уровни и скорость движения подземных вод в одних и тех же точках не изменяются во времени, являясь лишь функцией координат пространства. H,Y,V=const. Установившееся и неустановившееся движение подземных вод наблюдается как в безнапорных, так и в напорных водоносных горизонтах. Особенно резко выраженный неустановившийся характер носит движение подземных вод в первый период работы водозаборных сооружений При этом следствием неустановившегося движения в безнапорных водоносных горизонтах является осушение части водоносного горизонта (в пределах создаваемой депрессии), происходящее при понижении уровня в процессе откачки вода. Осушение пласта в зоне влияния откачки происходит постепенно, вызывая изменение уровня, скорости движения и расхода подземного потока. При изучении условий движения подземных вод неглубоких безнапорных водоносных горизонтов упругие свойства воды и горных пород обычно не учитываются, а соответствующий этому режим фильтрации называется жестким.- n,?=const. В напорных водоносных горизонтах неустановившееся движение определяется упругими свойствами воды и горных пород. При вскрытии напорных вод скважинами и снижении напоров при откачках происходит разуплотнение воды с одновременным упругим расширением пород, под влиянием чего вода как бы выдавливается из пласта в скважины (водозаборные сооружения). Так возникает своеобразный режим подземных вод, соответствующий неустановившемуся характеру их фильтрации. Помимо упругих свойств воды и горных пород на неустановившееся движение в напорных водоносных горизонтах могут оказывать влияние и иные факторы;, в том числе приток води из других горл-зонтов или осушение водоносного пласта в области его выхода на поверхность. При наличии постоянно действующих поверхностных источников питания, с которыми гидравлически связаны напорные водоносные горизонты, и интенсивного поступления в них воды из соседних слоев движение подземных вод стабилизируется и со временем приобретает характер установившегося. Y,V =const. Гидродинамические расчеты по прогнозу и оценке условии неустановившейся Фильтрации подземных вод выполняются с учетом фактора времени. При этом исковые значения параметров потока подземных вод определяется как функции координат пространства времени. Определение направленности и скорости движения подземных вод. Определение направленности движения подземных вод. Направление движения подземных вод легко устанавливается при наличии карт гидроизогипс (либо гидроизопьез) по изучаемым водоносным горизонтам. По таким картам направление движения подземных вод определяется линиями токов, проведенным перпендикулярно, к линиям равного напора гидроизогипсам или гидроизопьезам по уклону потока. По отсутствии карт, отражающих положение свободной или пьезометрической поверхности подземных вод, для определения направления их движения необходимо иметь не менее трех выработок, чтобы установить отметки уровня подземных вод. Выработки желательно располагать по углам равностороннего треугольника с длиной стороны от 50 до 200 метров(чем меньше уклон потока, тем больше расстояние между скважинами). По известным или установленным отметкам уровня подземных вод путем интерполяции составляется план изолинии свободной или изотермической поверхности определяется направление движения потока по линиям токов. [pic]рис.3 Для получения надежных данных о направлениях движения потоков подземных вод следует использовать материалы режимных наблюдений(карты изолиний на различные периоды времени). Определение направления движения по картам гидроизогипс следует считать основным методом при отсутствии карт достоверных данных об отметках уровней в отдельных точках направление давления подземных вод можно устанавливать с помощью геофизических(фотографирование в скважинах конусов распространения красителя от точечного источника, метод заряженного тела, замеры интенсивности конвективного переноса тепла в разных направления от датчика, круговые измерения естественного потенциала и др.), радиоиндикаторных и других методов. Геофизические методы определения направления движения подземных вод. Наиболее перспективными являются односкважинные методы, в том числе метод фотографирования конусов выноса от точечного источника красителя, при котором периодически фотографируются распространяющиеся от специальной капсулы конуса красителя на фоне стрелки магнитного указателя. Всего за один спуск можно наполнить до 60 снимков, направление движения подземных вод определяется по направлению конуса заноса красителя для получения надежных результатов достаточно 4-6снимков. Точность определении направления подземного потока может быть оценена величиной относительной погрешности от 3 до 20, в значительной мере погрешность зависит от скорости движения подземных вод. Метод может использоваться при скоростях фильтрации не ниже 0,5 м/сут. По времени существования конуса можно ориентировочно определить и скорость фильтрации. Этот метод значительно менее апробирован, по сравнению с радиоиндикаторным, но он несколько проще в пополнении и не требует согласования с органами санэпидемнадзора. Односкважинные методы осуществления направления движения подземных вод не рекомендуется использовать в породах с редкой и неравномерной трещиноватостью. Индикаторные методы определения направления и скорости движения подземных вод. Одним из важнейших показателей миграции подземных вод является действительная скорость из движения или фильтрации V?, которая связана со скоростью фильтрации V соотношением: V? =V/na, (6) где na-активная в фильтрационном отношении пористость породы, равная разности между полной плотностью no и объемным содержанием связной породы nс и защемленного воздуха nз , т.е. na= no- nс- nз. при решении задач следует учитывать, что действительная скорость фильтрации, определяющая конвективный перенос вещества и тепла с фильтрационным потоком, может изменяться за счет сорбции солей и растворов , выщелачивания, фильтрация микроорганизмов и других факторов. При наличии карт гидроизогипс и данных о коэффициенте фильтрации пористости водоносных пород действительная скорость V? может быть определена по значению скорости фильтрации с учетом(6). Однако более надежным представляется определение действительной скорости движения подземных вод с помощью специальных полезных опытов, среди которых наиболее практическое применение получили индикаторные методы, основанные на введении в испытуемый горизонт через пусковые скважины каких-либо индикаторов и определении скорости их передвижения в условиях подземного потока по времени появления индикаторов в наблюдательных скважинах. В качестве наиболее часто практикующих индикаторов используются вещества (флюоресцеин, уранин, эритрозин и др.), электролиты, радиоактивные индикаторы. Перед проведением опыта участок работ необходимо хорошо изучить в геолого- гидрогеологическом отношении. В пусковых и наблюдательных скважинах с помощью геофизических исследований раскодометрии, лабораторных работ и поинтервального опробования должны быть выделены соответствующим образом изучены и при необходимости изолированы пласты, горизонты или интервалы, подлежащие исследованию. Наблюдательные скважины для прослеживания передвижения индикаторов закладываются ниже по потоку на расстоянии от 0,5 до 2 м в суглинистых и супесчаных породах, от 2 до 8ь в песчаных зернистых породах, от 3 до 15 в гравийно–галечных породах, от 15 до 30 в закарстованных породах. Количество наблюдательных скважин (односкважинные методы) если для таких определений используются данные наблюдений за изменением концентрации индикатора во времени или за его распространением непосредственно в пусковой скважине(фотографирование конусов распространения красителей). Появление индикатора в наблюдательных скважинах устанавливается химически, электролитическим и колориметрическим способами, при этом первые два дают наиболее надежные результаты. При химическом способе появления индикатор устанавливается по изменению его концентрации в периодически отбираемых из наблюдательных скважин конусах воды. Для более точного и обоснованного установления момента появления индикатора в наблюдательной скважине результаты определения изображаются в виде графика изменения концентрации индикаторов во времени С=F(t)/ время прохождения индикатора от пусковой скважины tмакс исчисляется с момента его запуска в пусковую скважину до момента максимальной концентрации индикатора в наблюдательной скважине. [pic]рис.4 Изменение концентрации индикатора С в наблюдаемой скважине во времени t : 1-точка появления индикатора в наблюдательной скважине, 2-точка максимальной концентрации индикатора. Действительная скорость движения подземных вод V? определяется как частное от деления пройденного индикатором расстояния L на время : V?=L/ tмакс (7) Радиоиндикаторные методы. В последние годы все более широкое применение для определения направления в скорости движения подземных вод, а также для решения многих других практических задач приобретают радиоиндикаторные методы. В качестве индикаторов для мечения воды используются различные радиоизотопы. Контрольным перемещением изотопов ведется по замерам интенсивности излучения их концентрации. Возможность использования радиоактивных индикаторов низких концентрацией, их сравнительно незначительная сорбционная способность и высокая точность определений предопределяют большие перспективы применения радиоиндикаторных методов для решения гидрогеологических задач и , в частности, для определения направления и скорости движения подземных вод. Наибольшее применение в качестве индикаторов находят различные соединения. Радиоиндикаторные методы применяются в различных вариантах и модификациях. Суть односкважинного радиоиндикаторного метода заключается в проведении наблюдений за изменением во времени концентрации введенного в скважину радиоактивного индикатора. Изменения концентрации индикатора во времени и эпюры распределения его активности , получаемые с помощью зонда, опускаемого в скважину, являются основанием для определения расхода, скорости и направления движения потока подземных вод. Особенно эффективным является этот метод при импульсном поведении радиоиндикаторов. Измеряя в разменые моменты времени силу тока в цепи, можно определить электропроводимость воды в наблюдательной скважине и тем самым установить момент появления в ней соли. Колометрический метод заключается в определении времени прохождения раствора краски между пусковой и наблюдательной скважинами. Чаще всего принимают следующие красящие вещества, причём количество их зависит от длины пути движения подземных вод между пусковой и наблюдательной скважинами. |Красящее вещество |Количество в гаммах сухой навески на каждые 5м | | |пути для горных пород | | |рыхлых |Трещиновых и | | | |закарстованных | |Флюресцин |1-5 |1-10 | |Флюорантрон |1-5 |1-10 | |Эозин |5-1 |1-10 | |Эринтрозин |5-15 |5-20 | |Красное бонго |10-30 |10-40 | |Метиленовая синька |10-30 |10-40 | |Анилиновая голубая |10-30 |10-40 | |Понсо красная 2К |5-15 |5-20 | таб.1 Указанные красящие вещества в виде раствора в щелочи или в слабой кислоте (2-4см3 на 1г. вещества) запускаются в пусковую скважину так же, как и при химическом методе. Взятие пробы воды из наблюдательной скважины производится так же как и при химическом методе. Перед взятием пробы вода должна быть перемешана. Первая проба берётся до запуска красящего вещества. Наличие красящего вещества в пробе воды и степень концетрации его устанавливается при помощи специального прибора – флюроскопа, в котором находится 10 стеклянных трубок, наполненных стандартными растворами, концентрация которых колеблется от 0 до 5 %. Принимается за 100% окраска, полученная в результате растворения 0,1кг красящего вещества в 1 л воды. При этом производится сравнение окраски пробы воды со стандартами флюроскопа. Если вода пробы содержат взвешанные частицы, пробу необходимо профильтровать. Документация и обработка материалов. Все наблюдаеме во время опыта величины следует фиксировать в специальном журнале определение скорости, в котором должны быть приведены следующие сведения: 1) абсолютные отметки кровли и подошвы водоносного горизонта и поверхности земли; 2) абсолютные отметки верха трубы забоя, уровня воды, глубины скважины; 3) разрез по главному створу с показанием состава пород, зеркала воды и конструкции скважины; 4) план расположения скважины с показанием расстояния между ними; 5) данные непосредственных ответов концентрации раствора (если применяется химический метод) или силы тока (если применяется электролитический метод) и время, соответствующее этим отсчётам. Обработка материалов заключается в построении кривой концентрации, показанной на рис.7 [pic]рис.5 На вертикальной оси откладывается в зависимости от применяемого метода либо концентрации раствора в миллилитрах на литр (или израсходованного AgNO3), либо значения силы тока в амперах (или сопротивления в Омах), либо данные, характеризующие степень окраски воды, ,выраженные в процентах. На горизонтальной оси откладывается время в часах. Скорость рассчитывается по формуле: [pic], в которой величина t определяется из графика рис.5. Поскольку появление раствора в наблюдательной скважине происходит постепенно и нарастание концентрации занимает некоторый период времени, иногда представляется затруднительным выбор той точки на кривой в пределах от N1 до N2, до которой надлежит отсчитывать значение времени t. При этом N1 соответствует появлению индикатора в скважине, а N2- моменту наибольшей концентрации. При этом руководствуются следующими собраниями. Если скорость движения подземных вод определяется для целей составления проекта водоснабжения, следует брать время t, соответствующее точке N2; это определяет наименьшее значение скорости. Если скорость движения подземных вод определяется для установления водопротока в горные выработки или под гидросооружениями, следует брать время t, соответствующее точке N1, это определит наибольшее значение скорости . В ряде случаев применяют в место индикаторов радиоактивные изотопы некоторых элементов (геофизические методы). Для изучения движения подземных вод наряду с индикаторными методами широко применяются полевые и скважинные геофизические методы. К подовым следует отнести методы электропрофилирования, вертикального электрического, кругового и частотных зондирований, естественного электрического поля, с помощью этих методов иногда удаётся установить направление движения потока, обнаружить скрытые под наносами родники и места утечек поверхностных вод из русел рек, озёр и водохранилищ. Другую группу составляют скважинные способы исследования: резистивиметрия и термометрия, метод заряженного тела и др. Они применяются для определения мест притоков подземных вод в скважину и выделения зоны активного водообмена, определения направления и действительной скорости движения подземных вод по группам и одиночным скважинам. Наиболее высокая эффективность достигается при комплексном использовании полевых и скважинных методов. Определение скоростей фильтрации по одиночным скважинам. Для определения скоростей фильтрации применяют электрический метод , метод радиоактивных изотопов и термометрический. Электролитический метод основан на изучении убывания электролита в искусственно засоленной скважине. Он применяется для изучения движения пресных или слабоминерализованных подземных вод, в зоне активного водосмена. Для наблюдения используют любую одиночную скважину, не обсаженную трубами или оборудованную фильтрами в интервале водоносного горизонта. В качестве электролита применяют поваренную соль. Измерения производятся с помощью резистивиметра по обычной схеме каротажа. Предварительно в скважине выполняют комплекс каротажных работ, в том числе и измерения удельного электрического сопротивления воды резистивометром. По кривой сопротивления оценивают естественную минерализацию поземных вод и её изменение с глубиной. Затем в скважине растворяют электролит. С этой целью на кабель в нише прибора крепко привязывают узкие мешки с поваренной солью. Количество соли берут с таким расчётом, чтобы концентрация электролита после его растворения не превышало 2г/л. Мешки прогоняют по стволу скважины несколько раз, а затем снимают с кабеля. Сразу же после засоления воды делают первое контрольное измерение резистивиметром. По полученной кривой сопротивления судят о равномерности концентрации электролита и качества подготовки скважины. Последующие измерения выполняют периодически, через каждые 15-20 минут или через 1 час, в зависимости от скорости вымывания соли. Длительность интервалов определяется в процессе опыта. Наблюдения продолжаются в течении нескольких часов , а иногда и нескольких суток, до полного опреснения электролита в интервале исследования. Для надёжной интерпретации необходимо иметь не менее пяти кривых сопротивления, последовательно нарастающими максимумами показаний. По совокупности кривых сопротивления снятых в разное время, выделяют места притоков воды и зону активной циркуляции, а также прослеживается изменение концентрации с течением времени. Скорость концентрации вычисляется по формуле : [pic], где d-диаметр скважин; С0-естественная минерализация подземных вод в эквиваленте NaCI; C1 ,C2-концентрация электролита в моменты времени t1,t2; m-число, показывающее во сколько раз скорость движения воды в скважине больше скорости фильтрации воды в породе. В интервале активной циркуляции намечают точки или характерные участки, против которых определяют диаметр скважины d? Температуру воды T? удельные электролитические сопротивление воды до засоления ?0 и после засоления ?n и время регистрации tn. Обычно берутся их средние значения. Зная удельные электрические сопротивления и температуру электролита, по соответствующим графикам для NaCI определяют естественную минерализацию Сn в любые моменты времени tn . Результаты обработки записываются в таблицу. По табличным данным составляют графики изменения концентрации от времени наблюдения. По оси ординат откладывают Lg(Cn-Co), а по оси абсцисс в числовом масштабе время наблюдения. График имеет вид прямой, наклоненной к оси абсцисс под углом ? с осредненной части графика снимают значение. [pic]; И вычисляют скорость фильтрации по формуле [pic] По данным электролитического метода строят кривую или экюру изменения скоростей фильтрации с глубиной. По ней можно найти среднее значение скорости для любого выделенного интервала. [pic]; где Vi-скорость фильтрации для малого интервала ?Hi. Наилучшие результаты получаются при исследованиях в скважинах большого диаметра, пробуренных в песчаных или гравийно-галечных отложениях. В трещиноватых, закарстованных породах скорости фильтрации, вычисленные по вышеуказанным формулам, как правило оказываются завышенными в несколько раз и могут быть использованы только для относительной характеристики свойств разреза. Метод радиоактивных изотопов Основан на том же принципе, что и электролитический метод. По результатам наблюдений в скважине изучается скорость убывания концентрации изотопов в предварительно активированной скважине. Предварительно в скважине выполняется гамма-каротаж. Затем её заполняют активированной жидкостью с концентрацией от 0.5 до 1,00 мкюри/м3, в которой растворена соль какого-либо из слабо адсорбируемых радиоактивных изотопов, например 131Y, период полураспада которого равен 9 дним. После перемеривания делают ряд замеров гамма-излучение через каждые 15-30 минут. В местах притоков подземных вод концентрация изотопов будет падать, что отражается на показанных кривых гамма- каротажа. Скважинный прибор перед наблюдением эталонируют и оп результатам замеров определяют концентрацию изотопов. Методика интерпретаций и обработки совершенно аналогична описанной выше в электролитическом методе. Только вместо концентрации электролита , при вычислении скорости фильтраций берется концентрация изотопов. Основное преимущество метода изотопов заключается в повышении четкости результатов. Это объясняется возможностью приготовления активированной жидкости с резко отменными свойствами по сравнению с подземными водами. Удельная активность раствора с концентрацией порядка 0,5-1,0 мкюри/м3 в 15-20 раз превышает естественную радиоактивность подземных вод метод изотопов можно применить в сильно минерализованных водах. Метод изотопов можно применять в сильно минерализованных водах. Термометрический метод основан на измерении температур в искусственно нагретой скважине небольшой глубины. С течением времени вода в скважине остывает в следствии переноса тепла движущейся жидкостью, конвекции, теплообмена с окружающими породами и ряда других факторов. В зоне активного водообмена наибольшие изменения температур произойдут, очевидно, за счёт горизонтальной циркуляции подземных вод. Замеряя периодически температуру воды после нагревания скважины, можно вычислить скорость фильтрации по формуле: [pic] Где Т0 – температура воды до нагревания; Т2 и Т2 – температура воды в момент времени t2 и t1. Термометрический метод может быть использован для изучения движения минерализованных вод в зоне активного водообмена. Определение направления и действительной скорости движения поземных вод методом заряженного тела применяется для изучения движения пресных вод или слабо минерализированных подземных вод, вскрытых одной скважиной, на глубине не более 100м (в зоне активного водообмена). В скважину до глубины подземного потока опускают пористые мешки с солью, которая растворяется в движущейся жидкости и растворе сносится в водоносный пласт, образуя около скважины подвижную зону электролита, вытянутую по направлению потока. Причём передний её фронт всё время движется со скоростью, примерно равной скорости движения подземной воды, тогда как наиболее концентрированная часть раствора остаётся неподвижной около скважины. Вместе с солью в скважину погружают один из электродов питающий электрической цепи, состоящей из источника тока и двух заземлений. Второе заземление относят на расстояние в 10-12 раз превышающее глубину потока. После замыкания цепи в земле образуется сложное электрическое поле, обязанное токам, стекающим с заряженной зоны электролита и обсадной трубы. Структуру поля и поведение его во времени изучают на поверхности земли с помощью электроразведочной аппаратуры. Практически измерения сводятся к съёмки замкнутых вокруг устья эквипотенциальных линий. В период обработки материалов эквипотенциальные лини вычерчиваются на миллиметровке в удобном масштабе. По всем изолиниям выделяют максимальной смещение ?k и с точностью до 100 определяют преобладающее их направление. [pic]рис.6 Для уточнения направления и скорости потока строят дополнительные графики развёртки (рис.6) и графики зависимости смещения значений от времени наблюдения (рис.7). Нанесенные на графики точки определяют во избежание ошибок. Если изолинии снимались на оптимальном удалении от скважины, скорость потока вычисляют по формуле [pic], где ?S2-?S1 – максимальное смещение за промежуток времени t2-t1, снимаемое с осредненной прямолинейной части графика. [pic] рис.7 При вычислении скорости по изолиниям, снятым на расстояниях меньше оптимальных, необходимо учитывать влияния обсадных труб и столба солёной воды в скважине. Тогда расчёт ведется по формуле: [pic], где l2-l1 увеличение длины зоны электролита за промежуток времени t2-t1. Результаты обработки и интерпритации полевых наблюдений представляют на одном месте для каждой скважины с изображением её разреза и конструкции. |
|