Движение подземных вод

Скачать работу - 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