Геология

Теория государства и права

Физика

Педагогика

Бухгалтерский учет

Транспорт

Культурология

Радиоэлектроника

Историческая личность

Философия

География, Экономическая география

Охрана природы, Экология, Природопользование

Психология, Общение, Человек

История

Конституционное (государственное) право зарубежных стран

Международные экономические и валютно-кредитные отношения

Гражданская оборона

Менеджмент (Теория управления и организации)

История государства и права зарубежных стран

Программное обеспечение

История отечественного государства и права

Налоговое право

Таможенное право

Технология

Физкультура и Спорт, Здоровье

Литература, Лингвистика

Программирование, Базы данных

Медицина

Материаловедение

Земельное право

Конституционное (государственное) право России

Москвоведение

Сельское хозяйство

Право

Компьютеры, Программирование

Гражданское право

Маркетинг, товароведение, реклама

Астрономия

Иностранные языки

Нероссийское законодательство

Экономическая теория, политэкономия, макроэкономика

Биология

Микроэкономика, экономика предприятия, предпринимательство

Социология

Математика

Экономико-математическое моделирование

Религия

Экономика и Финансы

Искусство

Административное право

Компьютеры и периферийные устройства

Музыка

Государственное регулирование, Таможня, Налоги

Российское предпринимательское право

Астрономия, Авиация, Космонавтика

Трудовое право

Банковское дело и кредитование

Муниципальное право России

Военное дело

Пищевые продукты

Политология, Политистория

Экскурсии и туризм

Криминалистика и криминология

Экологическое право

Физкультура и Спорт

Уголовное и уголовно-исполнительное право

Архитектура

Промышленность и Производство

Компьютерные сети

Банковское право

Военная кафедра

Римское право

Биржевое дело

Ценные бумаги

Прокурорский надзор

Гражданское процессуальное право

Уголовный процесс

Химия

Теория систем управления

Финансовое право

Металлургия

Страховое право

Искусство, Культура, Литература

Законодательство и право

Авиация

История экономических учений

Подобные работы

Движение подземных вод

echo "Нарушение пр я мой пропорцио нальности между скоростью фильтрации и напорным градиентом отме чено прежде всего при больших скорост я х движени я подземных вод (верхний предел применимости). Верх

Общая геология. Геология нефти и газа

echo "Горные породы образуются в результате геологических процессов, происходящих в недрах земной коры или на ее поверхности. Горные породы делятся на три основные группы: Изверженные или магматическ

Предварительная оценка запасов подземных вод месторождения "Ростань" (г. Борисоглебск)

echo "Борисоглебска (с потребностью около 52 тыс. м 3 /сут) [6] . Месторождение “Ростань” располагается в 15 км восточнее Борисоглебска, в пределах развития неогеновой палеодолины. Относится к типу м

Движение подземных вод

Движение подземных вод

Нарушение пр я мой пропорцио нальности между скоростью фильтрации и напорным градиентом отме чено прежде всего при больших скорост я х движени я подземных вод (верхний предел применимости). Верхний предел применимости Дарси . Этот предел применимости линейного закона фильтрации св я зан с так называемой критической скоростью фильтрации, при достижении которой не соблюдаетс я пр я мой пропорциональности между скоростью фильтрации и напорным градиен том.

Количественный признак определени я верхнего предела примени мости линейного закона фильтрации был предложен Н.Н.Павловским (1922г.), а затем ВЛ1.Щелкэчевым. По В.Н.Щелкачеву, критическое число Рейнольдса R L кр , уста навливающее границу между ламинарным и турбулентным движени я ми подземных вод, определ я етс я по формуле: (2) а отвечающа я этому числу критическа я скорость фильтрации соответственно из выражени я : (3) В формулах (2), (3): n - пористость; -кинематический коэффициент в я зкости, где - динамический коэффициент в я зкости , -плотность воды, г/см 3 ); -коэ ффициент проницаемости горных пород.

Рассчитанные по формуле (2) критические значени я числа Рейнольдса оказались в пределах 4-12. Такой большой диапазон изме нени я критического значени я числа Рейнольдса объ я сн я етс я тем, что отклонение от линейного закона фильтрации происходит постепенно и в разных услови я х неодинаково в зависимости от структуры порового пространства и от свойств фильтрующейс я жидкости.

Отклонени я от линейного закона Фильтрации объ я сн я ютс я тем, что с увеличением скорости движени я воды в пористой среде возра стает роль сил инерции. При движении воды по поровым каналам с большой скоростью величины и направлени я скоростей жидких частиц значительно измен я ютс я вследствие извилистости каналов и непосто я нства их поперечных размеров.

Большое изменение скоростей фильтрации обусловлено существованием значительных сил инерции, что при водит 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 сохран я тьс я ламинарный режим .движени я : в зоне же, котора я непосредственно примыкает к водозаборному сооружению, могут иметь место отклонени я от ламинарного движе ни я , обусловленные резким возрастанием скоростей в суженной при фильтровой части депрессионной воронки. В услови я х наличи я отклонений от линейного закона фильтра ции (переходный режим) наиболее достоверной формой основного зако на я вл я етс я двучленна я зависимость вида: Y = aV + bV 2 , где a и b - некоторые посто я нные, завис я щие от свойств пористой среды и фильтрующейс я жидкости и определ я емые экспериментально. При малых значени я х скорости фильтрации величиной bV 2 можно пренебречь, тогда формула представит собой запись закона А.Дарси: У = aV , в которой а= Y / V . При значительных скорост я х Фильтрации, наоборот, величина члена bV 2 становитс я намного больше первого члена формулы aV , без учета которого Формула принимает вид У= bV 2 - откуда получаетс я следующее выражение дл я скорости фильтрации V : (4) K k - коэффициент фильтрации по Краснопольскому.

Зависимость типа (4) была в свое врем я предложена А.А.Краснопольским (1912 г.) дл я турбулентного режима движени я жидкости и характеризует ток называемый нелинейный закон фильтрации.

Нижний предел применимости закона Дэрси Нарушение линейного закона фильтрации наблюдаетс я и в области очень малых значений скоростей и градиентов.

Однако точ ного значени я нижнего предела применимости закона Дэрси не имеетс я . Исследовани я ми американского гидрогеолога О.Мейнцера установлена применимость закона Дэрси в зернистых породах при значени я х напор ного градиента 0,00003 -0,00004 и высказано предположение о спра ведливости линейного закона фильтрации при еще более малых значе ни я х напорного градиента.

Экспериментальные исследовани я В.Н.Щел качева и И.Е.Фоменко доказывают, что фильтраци я пресных и соленых вод происходит без нарушени я закона Дэрси в песчаных коллекторах с проницаемостью до 5 мД и выше при очень малых значени я х градиен та ( n *10 -4 ) и скорости фильтрации ( n *10 -3 см/год.) Значительный интерес представл я ют также исследовани я филь трации подземных вод через глинистые породы.

Фильтраци я воды в глинистых породах. В дисперсных глини стых породах, обладающих крайне малым размером пор, св я занна я вода практически полностью перекрывает сечение норовых канальцев. Дл я возникновени я фильтрации в таких породах необходимо создать гради ент капора, превышающий некоторый начальной напорный градиент.

Существование этого начального напорного градиента вызвано наличием св я занной воды, котора я отличаетс я по своим физическим свойствам от обычной в я зкой жидкости и, я вл я я сь в я зко-пластичной жидкостью, обладает определенной сдвиговой прочностью. При возникновении на порного градиента, превышающего начальный градиент, определ я емый сдвиговой прочностью, в глинистых породах происходит фильтраци я , подчин я юща я с я линейному закону Дэрси, который записываетс я в сле дующем виде : V= K(Y-Y пр )=K(Y-4Y o /3 ) (5) На рис.2 показана зависимость скорости фильтрации воды в песчаных породах (пр я ма я I ) ив глинах (крива я II ) от напорного градиента. При фильтрации вода в песчаных породах существует линейна я зависимость между скоростью фильтрации V и напорным градиентом I ; при фильтрации воды в глинах - криволинейна я зави симость на первом участке (1-2) и пр я молинейна я на втором (2-3). Точка 1 кривой 2 соответствует начальному напорному градиенту I , при котором вода находитс я в предельном состо я нии; при превышении же начального градиента отмечаетс я фильтраци я воды, но зависимость скорости фильтрации от напорного градиента имеет пр я молинейный харак тер (участок 1-2 кривой II ). Точка 2 соответствует значению предель ного напорного градиента I пр , при превышении которого становитс я справедливым закон Дэрси.

Экспериментальными исследовани я ми С.А.Роза установлено, что дл я плотных глин значение начального напорного градиента, при пре вышении которого начинаетс я фильтраци я , может достигать 20-30, в остальных случа я х оно может составл я ть несколько единиц. В соответствии с изложенным в природных услови я х следует учитывать возможность фильтрации подземных вод через относительно водоупорные глинистые отложени я . Структура фильтрационного потока Дл я описани я структуры потока используетс я гидродинамиче ска я сетка, котора я состоит из линий напора и линий тока. Общей структурной формой я вл я етс я пространственный (3-х мер ный) поток ,гидродинамическа я сетка которой деформируетс я по З-м пространственным координатам.

Анализ пространственных потоков сложен и такой анализ встречаетс я редко.

Основными формами потока, широко используе мыми в гидрогеологических расчетах - плоские (двумерные) потоки в вертикальном сечении (профильные) и в плане (плановые), дл я которых характерна деформаци я гидродинамической сетки в какойлибо одной плоскости. В профильных потоках деформации линий тока происхо д я т в вертикальной плоскости, а в плане поток имеет плоскопараллельный характер, т.е. в атом случае линии тока в плане параллельны друг другу.

Пример - фильтраци я в основании плотин. В плановых потоках деформаций линий токов - в плане, а в вертикальном сечении поток носит плоско-параллельный характер. Такие услови я характерны дл я потоков большой прот я женности, длина которой значительно превышает их мощность.

Наиболее простой структурной формой я вл я етс я линейный (одно мерный) поток, движение которого происходит в одном направлении. В плановом потоке удобно вместо V фильтрации использовать пон я тие удельного расхода потока q , который представл я ет собой исход планового потока шириной I м; т.е. площадь поперечного сечени я дл я удельного расхода численно равна мощности пласта. При однородном строении пласта по вертикали дл я записи удельного расхода мощности используетс я ф. Дэрси, полага я Q = q , = m , т.е. q = кт *У = T У T [м 2 /сек]-проводимость потока - удельной расход потока при единичном градиенте Дл я планового потока, состо я щего из различной проницаемости q=q 1 +q 2 +…=(K 1 m 1 +K 2 m 2 +…)Y т . е . T= K 1 m 1 +K 2 m 2 +…

Тогда средний (средневзвешенный) К ср = T / m = ( K 1 m 1 + K 2 m 2 +…)/ 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. Пон я тие об установившейс я и неустановившейс я фильтрации подземных вод.

Фильтраци я подземных вод в пористой или трещиноватой среде горных пород может иметь установившийс я или неустановившийс я характер Строго говор я , движение подземных вод в горных породах всегда я вл я етс я в той или иной мере неустановившимс я , т.е. переменным во времени.

Неустановившеес я движение про я вл я етс я в изменени я х уровн я подземных вод, что обусловливает изменени я напорных градиентов, скоростей фильтрации и расхода подземного потока.

Изменени я эти могут быть вызваны вли я нием естественных или искусственных факторов, определ я ющих услови я питани я , движени я и разгрузки подземных вод. К числу таких факторов можно отнести неравномерное выпадение и инфильтрацию атмосферных осадков, колебани я горизонтов поверхностных водоемов, паводки на реках, сооружение и функционирование водохранилищ и каналов, процессы орошени я и осушени я земельных территорий, откачки подземных вод из скважин и горных выработок, захоронение сточных вод и др. В районах, где услови я питани я и разгрузки подземных вод измен я ютс я во времени незначительно, движение подземных вод можно рассматривать как установившеес я , т.е. практически не измен я ющеес я во времени. При установившейс я фильтрации уровни и скорость движени я подземных вод в одних и тех же точках не измен я ютс я во времени, я вл я я сь лишь функцией координат пространства. H , Y , V = const . Установившеес я и неустановившеес я движение подземных вод наблюдаетс я как в безнапорных, так и в напорных водоносных горизонтах.

Особенно резко выраженный неустановившийс я характер носит движение подземных вод в первый период работы водозаборных сооружений При этом следствием неустановившегос я движени я в безнапорных водоносных горизонтах я вл я етс я осушение части водоносного горизонта (в пределах создаваемой депрессии), происход я щее при понижении уровн я в процессе откачки вода.

Осушение пласта в зоне вли я ни я откачки происходит постепенно, вызыва я изменение уровн я , скорости движени я и расхода подземного потока. При изучении условий движени я подземных вод неглубоких безнапорных водоносных горизонтов упругие свойства воды и горных пород обычно не учитываютс я , а соответствующий этому режим фильтрации называетс я жестким.- n , = const . В напорных водоносных горизонтах неустановившеес я движение определ я етс я 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 вли я нием чего вода как бы выдавливаетс я из пласта в скважины (водозаборные сооружени я ). Так возникает своеобразный режим подземных вод, соответствующий неустановившемус я характеру их фильтрации.

Помимо упругих свойств воды и горных пород на неустановившеес я движение в напорных водоносных горизонтах могут оказывать вли я ние и иные факторы;, в том числе приток води из других горл-зонтов или осушение водоносного пласта в области его выхода на поверхность. При наличии посто я нно действующих поверхностных источников питани я , с которыми гидравлически св я заны напорные водоносные горизонты, и интенсивного поступлени я в них воды из соседних слоев движение подземных вод стабилизируетс я и со временем приобретает характер установившегос я . Y,V = const . Гидродинамические расчеты по прогнозу и оценке условии неустановившейс я Фильтрации подземных вод выполн я ютс я с учетом фактора времени. При этом исковые значени я параметров потока подземных вод определ я етс я как функции координат пространства времени.

Определение направленности и скорости движени я подземных вод.

Определение направленности движени я подземных вод.

Направление движени я подземных вод легко устанавливаетс я при наличии карт гидроизогипс (либо гидроизопьез) по изучаемым водоносным горизонтам. По таким картам направление движени я подземных вод определ я етс я лини я ми токов, проведенным перпендикул я рно, к лини я м равного напора гидроизогипсам или гидроизопьезам по уклону потока. По отсутствии карт, отражающих положение свободной или пьезометрической поверхности подземных вод, дл я определени я направлени я их движени я необходимо иметь не менее трех выработок, чтобы установить отметки уровн я подземных вод.

Выработки желательно располагать по углам равностороннего треугольника с длиной стороны от 50 до 200 метров(чем меньше уклон потока, тем больше рассто я ние между скважинами). По известным или установленным отметкам уровн я подземных вод путем интерпол я ции составл я етс я план изолинии свободной или изотермической поверхности определ я етс я направление движени я потока по лини я м токов. Дл я получени я надежных данных о направлени я х движени я потоков подземных вод следует использовать материалы режимных наблюдений(карты изолиний на различные периоды времени). Определение направлени я движени я по картам гидроизогипс следует считать основным методом при отсутствии карт достоверных данных об отметках уровней в отдельных точках направление давлени я подземных вод можно устанавливать с помощью геофизических(фотографирование в скважинах конусов распространени я красител я от точечного источника, метод зар я женного тела, замеры интенсивности конвективного переноса тепла в разных направлени я от датчика, круговые измерени я естественного потенциала и др.), радиоиндикаторных и других методов.

Геофизические методы определени я направлени я движени я подземных вод.

Наиболее перспективными я вл я ютс я односкважинные методы, в том числе метод фотографировани я конусов выноса от точечного источника красител я , при котором периодически фотографируютс я распростран я ющиес я от специальной капсулы конуса красител я на фоне стрелки магнитного указател я . Всего за один спуск можно наполнить до 60 снимков, направление движени я подземных вод определ я етс я по направлению конуса заноса красител я дл я получени я надежных результатов достаточно 4-6снимков.

Точность определении направлени я подземного потока может быть оценена величиной относительной погрешности от 3 до 20, в значительной мере погрешность зависит от скорости движени я подземных вод. Метод может использоватьс я при скорост я х фильтрации не ниже 0,5 м/сут. По времени существовани я 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 согласовани я с органами санэпидемнадзора.

Односкважинные методы осуществлени я направлени я движени я подземных вод не рекомендуетс я использовать в породах с редкой и неравномерной трещиноватостью.

Индикаторные методы определени я направлени я и скорости движени я подземных вод. Одним из важнейших показателей миграции подземных вод я вл я етс я действительна я скорость из движени я или фильтрации V , котора я св я зана со скоростью фильтрации V соотношением: V = V / n a , (6) где n a -активна я в фильтрационном отношении пористость породы, равна я разности между полной плотностью n o и объемным содержанием св я зной породы n с и защемленного воздуха n з , т.е. n a = n o - n с - n з. при решении задач следует учитывать, что действительна я скорость фильтрации, определ я юща я конвективный перенос вещества и тепла с фильтрационным потоком, может измен я тьс я за счет сорбции солей и растворов , выщелачивани я , фильтраци я микроорганизмов и других факторов. При наличии карт гидроизогипс и данных о коэффициенте фильтрации пористости водоносных пород действительна я скорость V может быть определена по значению скорости фильтрации с учетом(6). Однако более надежным представл я етс я определение действительной скорости движени я 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 передвижени я в услови я х подземного потока по времени по я влени я индикаторов в наблюдательных скважинах. В качестве наиболее часто практикующих индикаторов используютс я 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 опробовани я должны быть выделены соответствующим образом изучены и при необходимости изолированы пласты, горизонты или интервалы, подлежащие исследованию.

Наблюдательные скважины дл я прослеживани я передвижени я индикаторов закладываютс я ниже по потоку на рассто я нии 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 дл я таких определений используютс я данные наблюдений за изменением концентрации индикатора во времени или за его распространением непосредственно в пусковой скважине(фотографирование конусов распространени я красителей). По я вление индикатора в наблюдательных скважинах устанавливаетс я химически, электролитическим и колориметрическим способами, при этом первые два дают наиболее надежные результаты. При химическом способе по я влени я индикатор устанавливаетс я по изменению его концентрации в периодически отбираемых из наблюдательных скважин конусах воды. Дл я более точного и обоснованного установлени я момента по я влени я индикатора в наблюдательной скважине результаты определени я изображаютс я в виде графика изменени я концентрации индикаторов во времени С= F ( t )/ врем я прохождени я индикатора от пусковой скважины t макс исчисл я етс я с момента его запуска в пусковую скважину до момента максимальной концентрации индикатора в наблюдательной скважине. Изменение концентрации индикатора С в наблюдаемой скважине во времени t : 1- точка по я влени я индикатора в наблюдательной скважине, 2 -точка максимальной концентрации индикатора.

Действительна я скорость движени я подземных вод V определ я етс я как частное от делени я пройденного индикатором рассто я ни я L на врем я : V = L / t макс (7) Радиоиндикаторные методы. В последние годы все более широкое применение дл я определени я направлени я в скорости движени я подземных вод, а также дл я решени я многих других практических задач приобретают радиоиндикаторные методы. В качестве индикаторов дл я мечени я воды используютс я различные радиоизотопы.

Контрольным перемещением изотопов ведетс я по замерам интенсивности излучени я их концентрации.

Возможность использовани я радиоактивных индикаторов низких концентрацией, их сравнительно незначительна я сорбционна я способность и высока я точность определений предопредел я ют большие перспективы применени я радиоиндикаторных методов дл я решени я гидрогеологических задач и , в частности, дл я определени я направлени я и скорости движени я подземных вод.

Наибольшее применение в качестве индикаторов наход я т различные соединени я . Радиоиндикаторные методы примен я ютс я в различных вариантах и модификаци я х. Суть односкважинного радиоиндикаторного метода заключаетс я в проведении наблюдений за изменением во времени концентрации введенного в скважину радиоактивного индикатора.

Изменени я концентрации индикатора во времени и эпюры распределени я его активности , получаемые с помощью зонда, опускаемого в скважину, я вл я ютс я основанием дл я определени я расхода, скорости и направлени я движени я потока подземных вод.

Особенно эффективным я вл я етс я этот метод при импульсном поведении радиоиндикаторов. Измер я я в разменые моменты времени силу тока в цепи, можно определить электропроводимость воды в наблюдательной скважине и тем самым установить момент по я влени я в ней соли.

Колометрический метод заключаетс я в определении времени прохождени я раствора краски между пусковой и наблюдательной скважинами. Чаще всего принимают следующие крас я щие вещества, причём количество их зависит от длины пути движени я подземных вод между пусковой и наблюдательной скважинами.

Крас я щее вещество Количество в гаммах сухой навески на каждые 5м пути дл я 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
Метиленова я синька 10-30 10-40
Анилинова я голуба я 10-30 10-40
Понсо красна я 2К 5-15 5-20
таб.1 Указанные крас я щие вещества в виде раствора в щелочи или в слабой кислоте (2-4см 3 на 1г. вещества) запускаютс я в пусковую скважину так же, как и при химическом методе. Вз я тие пробы воды из наблюдательной скважины производитс я так же как и при химическом методе. Перед вз я тием пробы вода должна быть перемешана. Перва я проба берётс я до запуска крас я щего вещества.

Наличие крас я щего вещества в пробе воды и степень концетрации его устанавливаетс я при помощи специального прибора – флюроскопа, в котором находитс я 10 стекл я нных трубок, наполненных стандартными растворами, концентраци я которых колеблетс я от 0 до 5 %. Принимаетс я за 100% окраска, полученна я в результате растворени я 0,1кг крас я щего вещества в 1 л воды. При этом производитс я сравнение окраски пробы воды со стандартами флюроскопа. Если вода пробы содержат взвешанные частицы, пробу необходимо профильтровать.

Документаци я и обработка материалов. Все наблюдаеме во врем я опыта величины следует фиксировать в специальном журнале определение скорости, в котором должны быть приведены следующие сведени я : 1) абсолютные отметки кровли и подошвы водоносного горизонта и поверхности земли; 2) абсолютные отметки верха трубы забо я , уровн я воды, глубины скважины; 3) разрез по главному створу с показанием состава пород, зеркала воды и конструкции скважины; 4) план расположени я скважины с показанием рассто я ни я между ними; 5) данные непосредственных ответов концентрации раствора (если примен я етс я химический метод) или силы тока (если примен я етс я электролитический метод) и врем я , соответствующее этим отсчётам.

Обработка материалов заключаетс я в построении кривой концентрации, показанной на рис.7 На вертикальной оси откладываетс я в зависимости от примен я емого метода либо концентрации раствора в миллилитрах на литр (или израсходованного AgNO 3 ), либо значени я силы тока в амперах (или сопротивлени я в Омах), либо данные, характеризующие степень окраски воды, ,выраженные в процентах. На горизонтальной оси откладываетс я врем я в часах.

Скорость рассчитываетс я по формуле: я етс я из графика рис.5. Поскольку по я вление раствора в наблюдательной скважине происходит постепенно и нарастание концентрации занимает некоторый период времени, иногда представл я етс я затруднительным выбор той точки на кривой в пределах от N 1 до N 2 , до которой надлежит отсчитывать значение времени t. При этом N 1 соответствует по я влению индикатора в скважине, а N 2 - моменту наибольшей концентрации. При этом руководствуютс я следующими собрани я ми. Если скорость движени я подземных вод определ я етс я дл я целей составлени я проекта водоснабжени я , следует брать врем я t, соответствующее точке N 2 ; это определ я ет наименьшее значение скорости. Если скорость движени я подземных вод определ я етс я дл я установлени я водопротока в горные выработки или под гидросооружени я ми, следует брать врем я t, соответствующее точке N 1 , это определит наибольшее значение скорости . В р я де случаев примен я ют в место индикаторов радиоактивные изотопы некоторых элементов (геофизические методы). Дл я изучени я движени я подземных вод нар я ду с индикаторными методами широко примен я ютс я полевые и скважинные геофизические методы. К подовым следует отнести методы электропрофилировани я , вертикального электрического, кругового и частотных зондирований, естественного электрического пол я , с помощью этих методов иногда удаётс я установить направление движени я потока, обнаружить скрытые под наносами родники и места утечек поверхностных вод из русел рек, озёр и водохранилищ.

Другую группу составл я ют скважинные способы исследовани я : резистивиметри я и термометри я , метод зар я женного тела и др. Они примен я ютс я дл я определени я мест притоков подземных вод в скважину и выделени я зоны активного водообмена, определени я направлени я и действительной скорости движени я подземных вод по группам и одиночным скважинам.

Наиболее высока я эффективность достигаетс я при комплексном использовании полевых и скважинных методов.

Определение скоростей фильтрации по одиночным скважинам . Дл я определени я скоростей фильтрации примен я ют электрический метод , метод радиоактивных изотопов и термометрический.

Электролитический метод основан на изучении убывани я электролита в искусственно засоленной скважине. Он примен я етс я дл я изучени я движени я пресных или слабоминерализованных подземных вод, в зоне активного водосмена. Дл я наблюдени я используют любую одиночную скважину, не обсаженную трубами или оборудованную фильтрами в интервале водоносного горизонта. В качестве электролита примен я ют поваренную соль.

Измерени я производ я тс я с помощью резистивиметра по обычной схеме каротажа.

Предварительно в скважине выполн я ют комплекс каротажных работ, в том числе и измерени я удельного электрического сопротивлени я воды резистивометром. По кривой сопротивлени я оценивают естественную минерализацию поземных вод и её изменение с глубиной. Затем в скважине раствор я ют электролит. С этой целью на кабель в нише прибора крепко прив я зывают узкие мешки с поваренной солью.

Количество соли берут с таким расчётом, чтобы концентраци я электролита после его растворени я не превышало 2 г / л . Мешки прогон я ют по стволу скважины несколько раз, а затем снимают с кабел я . Сразу же после засолени я воды делают первое контрольное измерение резистивиметром. По полученной кривой сопротивлени я суд я т о равномерности концентрации электролита и качества подготовки скважины.

Последующие измерени я выполн я ют периодически, через каждые 15-20 минут или через 1 час, в зависимости от скорости вымывани я соли.

Длительность интервалов определ я етс я в процессе опыта.

Наблюдени я продолжаютс я в течении нескольких часов , а иногда и нескольких суток, до полного опреснени я электролита в интервале исследовани я . Дл я надёжной интерпретации необходимо иметь не менее п я ти кривых сопротивлени я , последовательно нарастающими максимумами показаний. По совокупности кривых сопротивлени я сн я тых в разное врем я , выдел я ют места притоков воды и зону активной циркул я ции, а также прослеживаетс я изменение концентрации с течением времени.

Скорость концентрации вычисл я етс я по формуле : где d -диаметр скважин; С 0 -естественна я минерализаци я подземных вод в эквиваленте NaCI ; C 1 , C 2 -концентраци я электролита в моменты времени t 1 , t 2 ; m -число, показывающее во сколько раз скорость движени я воды в скважине больше скорости фильтрации воды в породе. В интервале активной циркул я ции намечают точки или характерные участки, против которых определ я ют диаметр скважины d ? Температуру воды T ? удельные электролитические сопротивление воды до засолени я 0 и после засолени я n и врем я регистрации t n . Обычно берутс я их средние значени я . Зна я удельные электрические сопротивлени я и температуру электролита, по соответствующим графикам дл я NaCI определ я ют естественную минерализацию С n в любые моменты времени t n . Результаты обработки записываютс я в таблицу. По табличным данным составл я ют графики изменени я концентрации от времени наблюдени я . По оси ординат откладывают Lg ( C n - C o ), а по оси абсцисс в числовом масштабе врем я наблюдени я . График имеет вид пр я мой, наклоненной к оси абсцисс под углом с осредненной части графика снимают значение. И вычисл я ют скорость фильтрации по формуле По данным электролитического метода стро я т кривую или экюру изменени я скоростей фильтрации с глубиной. По ней можно найти среднее значение скорости дл я любого выделенного интервала. где V i -скорость фильтрации дл я малого интервала H i . Наилучшие результаты получаютс я при исследовани я х в скважинах большого диаметра, пробуренных в песчаных или гравийно-галечных отложени я х. В трещиноватых, закарстованных породах скорости фильтрации, вычисленные по вышеуказанным формулам, как правило оказываютс я завышенными в несколько раз и могут быть использованы только дл я относительной характеристики свойств разреза. Метод радиоактивных изотопов Основан на том же принципе, что и электролитический метод. По результатам наблюдений в скважине изучаетс я скорость убывани я концентрации изотопов в предварительно активированной скважине.

Предварительно в скважине выполн я етс я гамма-каротаж. Затем её заполн я ют активированной жидкостью с концентрацией от 0.5 до 1,00 мкюри/м 3 , в которой растворена соль какого-либо из слабо адсорбируемых радиоактивных изотопов, например 131 Y , период полураспада которого равен 9 дним. После перемеривани я делают р я д замеров гамма-излучение через каждые 15-30 минут. В местах притоков подземных вод концентраци я изотопов будет падать, что отражаетс я на показанных кривых гаммакаротажа.

Скважинный прибор перед наблюдением эталонируют и оп результатам замеров определ я ют концентрацию изотопов.

Методика интерпретаций и обработки совершенно аналогична описанной выше в электролитическом методе.

Только вместо концентрации электролита , при вычислении скорости фильтраций беретс я концентраци я изотопов.

Основное преимущество метода изотопов заключаетс я в повышении четкости результатов. Это объ я сн я етс я возможностью приготовлени я активированной жидкости с резко отменными свойствами по сравнению с подземными водами.

Удельна я активность раствора с концентрацией пор я дка 0,5-1,0 мкюри/м 3 в 15-20 раз превышает естественную радиоактивность подземных вод метод изотопов можно применить в сильно минерализованных водах. Метод изотопов можно примен я ть 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 движущейс я жидкостью, конвекции, теплообмена с окружающими породами и р я да других факторов. В зоне активного водообмена наибольшие изменени я температур произойдут, очевидно, за счёт горизонтальной циркул я ции подземных вод. Замер я я периодически температуру воды после нагревани я скважины, можно вычислить скорость фильтрации по формуле: Где Т 0 – температура воды до нагревани я ; Т 2 и Т 2 – температура воды в момент времени t 2 и t 1 . Термометрический метод может быть использован дл я изучени я движени я минерализованных вод в зоне активного водообмена.

Определение направлени я и действительной скорости движени я поземных вод методом зар я женного тела примен я етс я дл я изучени я движени я 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, котора я раствор я етс я в движущейс я жидкости и растворе сноситс я в водоносный пласт, образу я около скважины подвижную зону электролита, выт я нутую по направлению потока. Причём передний её фронт всё врем я движетс я со скоростью, примерно равной скорости движени я подземной воды, тогда как наиболее концентрированна я часть раствора остаётс я неподвижной около скважины.

Вместе с солью в скважину погружают один из электродов питающий электрической цепи, состо я щей из источника тока и двух заземлений.

Второе заземление относ я т на рассто я ние в 10-12 раз превышающее глубину потока. После замыкани я цепи в земле образуетс я сложное электрическое поле, об я занное токам, стекающим с зар я женной зоны электролита и обсадной трубы.

оценка кадастровая стоимость в Курске
оценка дома в Белгороде
оценка стоимости гаража в Москве