ГИДРО­ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ НА ОРОШАЕМЫХ ТЕРРИТОРИЯХ

Определение расходов потока по данным наблюдений за температурным режимом

В последнее время большое внимание уделяется поиску прямых методов определения интенсивности фильтрационных потоков и, в частности, так называемых индикаторных методов или методов «трассеров». В качестве индикаторов рассматриваются различные несорбирующиеся компоненты, вносимые тем или иным способом в фильтрационный поток. Существенным ограничением при таких исследованиях являются длительное время наблюдений при малых скоростях фильтрации, сложность интерпретации данных наблюде­ний, связанная с идентификацией той или иной схемы миграций, и технические трудности по введению индикатора и его прослежи­ванию. Части этих недостатков лишены методы, основанные на изучении температурных полей. Хотя задача по обоснованию рас­четной схемы и в этом случае определяет основные трудности в по­лучении достоверных результатов, широкое использование темпе­ратурных методов в комплексе с другими исследованиями позво­ляет достигнуть желаемых результатов. Ниже приводятся некоторые наиболее разработанные методы и дается обоснование целесообразной области их применения.

При инфильтрации конвективная составляющая теплотока при­водит к заметному изменению температурного режима в зоне аэра­ции и ниже. В зоне суточных и годовых температурных колебаний происходят изменения в величинах амплитуд и в смещении макси­мумов и минимумов температур по сравнению с естественным ре­жимом. Происходят также изменения температур ниже темпера­турного «нейтрального» слоя в зависимости от величины и направ­ления фильтрации. Эти эффекты могут быть положены в основу расчетов величины питания грунтовых вод по данным как устано­вившегося, так и неустановившегося температурных режимов.

Основными параметрами, определяющими температурный ре­жим при инфильтрации, являются: v — скорость фильтрации; св — объемная теплоемкость воды; сп — объемная теплоемкость породы и воды; X — коэффициент теплопроводности.

Следует отметить, что при фильтрации коэффициент теплопро­водности следует заменить на коэффициент тепловой дисперсии, который в общем случае зависит как от скорости фильтрации, так и от схемы теплопереноса. Однако как показывают эксперимен­тальные данные коэффициент тепловой дисперсии соответствует коэффициенту теплопроводности при скоростях фильтрации до 0,5 м/сут. Поэтому в реальных условиях, где мы встречаем значи­тельно меньшие значения скорости фильтрации, тепловой диспер­сией можно в большинстве случаев пренебрегать. Некоторые дан­ные по теплофизическим свойствам грунтов, которые можно ис­пользовать в расчетах, приводятся в табл. 46 в соответствии с данными работы [8].

Иногда удобнее использовать обобщенные характеристики: ко­эффициент температуропроводности а = — и эффективную по-

Св

Ристость th = аг/св.

Эти величины меняются в незначительных пределах. Так, для большинства пород при различном насыщении их водой а меняется от 0,05 до 0,15, в среднем составляя около 0,1 м2/сут, а іц от 0,3 до 0,7.

Периодические изменения температуры на дневной поверхно­сти вызывают аналогичные изменения на различных глубинах. Выделяют суточные и сезонные колебания температуры. В наибо­лее упрощенной форме эти колебания можно описать функцией, близкой к синусу.

Решение уравнения теплопроводности с заданием на поверхно­сти земли периодических колебаний температуры в виде Го =

Oirf \

——j (где Г0—амплитуда температурных колебаний

На поверхности, °С, т — период колебаний) было получено Стол - маном (Stollman, 1965 г.)

Т—&Тф~аг sin (2я - і-------------- (6.57)

Где Т — температура грунта в любой точке на глубине; а —

_L - L

= [(K2 + F4/4)2+P/2]-F; p = [(K2+V4/4)2 +F/2]; К = ясп/Ят; V = vcB/2k.

Значение скорости инфильтрации v находится из выражения

(6.58)

При этом величину а можно определить, используя данные об уменьшении амплитуды колебаний температуры AT на различных глубинах

—4(6-69)

Величина р определяется по данным о смещении фаз колебаний г хz

При отсутствии фильтрации (и = 0) значения констант а и Р бу­дут иными

(6.60)

Анализ суточных температурных колебаний дает возможность определить интенсивность потока у>2-10-2 м/сут, а использование

213

7'С

22

21

20

Показал, что отношение амплитуды на этих глубинах составляет

Д FJ%

—- == 2,2, а сдвиг фаз іф = 3 ч. Отсюда находим величины а =

= 8,0 — и (5= 10,5 —, которые позволяют определить скорость м м

Фильтрации v = 0,15 м/сут. Полученные значения находятся в со­ответствии с данными гидрометрии. В некоторых случаях оценку инфильтрационного питания можно проводить, используя данные неустановившегося температурного режима [25].

В последнее время широкое распространение получает термо­метрический метод определения скорости фильтрации при перете­кании из водоносных горизонтов через слабопроницаемые разде­ляющие слои. При этом объектом исследования является естест­венное температурное поле, на которое оказывает воздействие фильтрация. В случае восходящей фильтрации происходит изгиб температурной кривой в сторону больших температур, а в случае нисходящей — в сторону более низких температур (рис. 81).

В основу метода определения интенсивности фильтрации поло­жено решение уравнения стационарного теплопереноса (при

~ = 0 j, при задании на фиксируемых границах 2 = 0 и z = l

Температур То и Ті. Это решение имеет вид

= Т — То ({- г \ г\ 1 - ^ .....

Совершенно очевидно, что использование такого решения при­менимо лишь для анализа естественных температурных полей, сформированных в течение длительного «геологического» времени. В связи с этим только в редких случаях данный метод может быть использован и для изучения фильтрации на территориях, где усло­вия фильтрации изменились совсем недавно под влиянием ороше­ния. Вместе с тем этот метод представляет интерес для определе­ния разгрузки потока, обсуловленной испарением в естественных условиях. Общее решение, рассматривающее изменение темпера­турного поля под влиянием фильтрации, полученное в работах Ф. Н. Бочевера и В. Б. Чулаевского, позволяет оценить период вре­мени, начиная с которого температурный режим становится квази­стационарным Для реальных условий, например, на

Массивах орошения этот период наступает только через 10—30 лет.

При интерпретации данных термометрии следует иметь в виду, что искажение температурной кривой может быть вызвано не только фильтрацией, но и неоднородностью разреза по теплофизи- ческим свойствам пород. Так, возможно закономерное увеличение
или уменьшение теплопроводности с глубиной за счет появления в разрезе пород более легкого типа или более тяжелого механи­ческого состава.

В связи с этим интерпретация каждой термограммы требует индивидуального подхода и особое внимание должно быть обра­щено на определение теплофизических свойств пород. В случае упорядоченного чередования слоев с различными коэффициентами теплопроводности может быть использован прием построения не­

Правленной термограммы в координатах

Где пи — мощность отдельного слоя с теплопроводностью л,; Тп — температура в подошве слоя; Тк — температура в кровле слоя. За­тем исправленная термограмма служит для определения скорости фильтрации описанным выше способом.

Помимо неоднородности в вертикальном разрезе, на характер температурного поля заметное влияние может оказывать и неодно­родность в плане. Эта ситуация обусловливается как неоднород­ностью слабопроницаемого слоя по проницаемости, так и наличием областей с локальным питанием или разгрузкой подземных вод. Для оценки влияния такой неоднородности целесообразно как крайний случай рассмотреть схему теплопереноса в среде, в кото­рой чередуются проницаемые и непроницаемые блоки, имеющие горизонтальную протяженность L.

При фильтрации с глубины I для достаточно большого диапа­зона скоростей фильтрации заметное влияние блоко­

Вого строения проявляется лишь при />10L [27]. Это значит, что при небольших размерах блоков (L < 0,1/, в реальных условиях это соответствует размеру блока порядка 10—30 м) распределение температур в них определяется средней скоростью фильтрации. Таким образом, интерпретация термограмм в этом случае позво­ляет оценить среднюю скорость фильтрации t»ep (расход, отнесен­ный к общей площади блоков). При больших размерах блоков L>1 влияние блоков друг на друга оказывается незначительным и их можно рассматривать в отдельности как две самостоятельные структуры.

В качестве примера приложения метода определения интенсив­ности фильтрации можно привести результаты определения интен­сивности разгрузки потока подземных вод за счет испарения на территории Джизакского массива в Голодной степи. Эта террито­рия является типичной для предгорий. В ее верхней (южной) ча­сти преобладают водоносные горизонты большой мощности, выкли­нивающиеся к периферии конусов выноса. Здесь водоносные гори­зонты перекрываются мощной толщей слабопроницаемых пород супесей и суглинков, через которые осуществляется разгрузка под­земных вод, компенсирующаяся испарением со свободной поверх­ности. На некоторой части территории разгрузка, за счет испарения происходит в пределах широких плоских днищ логов. По­скольку размеры локальных областей разгрузки заметно превы-

Шают мощность слабопроницаемого слоя, ее оценка методом тер­мометрии может проводиться независимо от окружающих масси­вов, где вертикальная фильтрация отсутствует.

Измерение температур проводилось в режимных скважинах электротермометром и термисторами. В связи с тем, что поинтер - вального определения теплофизических свойств пород в скважинах не проводилось, для расчета скорости фильтрации выбирались лишь те скважины, где разрез можно считать однородным.

При расчетах скорости фильтрации использовался способ эта­лонных кривых, построенных в координатах f (v, zjl) от zjl. Дан­ные термометрии наносились на график с координатами Т-------------------------------------------------------------------------- j-

Z

И - у, построенный в масштабе эталонной кривой (рис. 82, а).

В зависимости от того, с какой из кривых совпадают опытные точки, определялись значения v и скорости фильтрации v.

Для территории Джизакского массива величина разгрузки на­ходится в пределах k — 8-10~54-10-3 м/сут. При известной разнице напоров, определяющих фильтрацию, находился коэффициент фильтрации разделяющего слоя. В рассматриваемом случае полу­ченные значения коэффициента фильтрации лежат в пределах k = — 0,01—0,085 м/сут, что хорошо согласуется с данными опытно - фильтрационных работ.

Поскольку разгрузка через слабопроницаемые разделяющие слои в грунтовый поток не вызывает приращения его расхода, а идет полностью на испарение, оказалось возможным оценить за­висимость испарения от глубины залегания свободной поверхности (рис. 82, б). Полученная кривая близка к зависимости, полученной по данным, режимных наблюдений и исследованиям в лизиметрах.

Выше были рассмотрены естественные температурные поля, од­нако в некоторых случаях оказывается целесообразным использо­вать искусственные источники тепла, позволяющие не учитывать характер естественного температурного режима. В работах [42, 43] предложены методы, основой которых является использование осо­бенностей температурного поля вокруг точечного или линейного источника тепла, помещенного в фильтрационный поток. Тепловой зонд представляет собой электрический шаровой или цилиндриче­ский нагреватель. Причем последний устанавливается перпенди­кулярно к линиям тока фильтрационного потока. Выше и ниже по потоку на одинаковых расстояниях Дz находятся датчики темпера­туры. Ими могут служить термисторы или термопары. При нали­чии фильтрации разница в температурах ДТ выше и ниже по по­току для шарового зонда определяется соотношением

4л/. Д-г

А для линеиного зонда

Где Q — тепловая интенсивность шарового источника; q — погон­ный расход тепла цилиндрического источника. В первом случае скорость фильтрации можно определить из соотношения -_2а ы( Q

Аг

В случае цилиндрического источника скорость фильтрации нахо­дится подбором или с помощью таблицы функции F (v)- AT, где

ПкАТ _ vAz. „

АТ =--------- , с — ——(табл.47).

Q 2 а

Как видно из таблицы, функция F(v) при v = 0,8 имеет мак­симум. В связи с этим при постановке опыта должно удовлетво­ряться условие о <0,8.

Как пример применения этого метода можно привести резуль­таты определения потерь воды из Каршинского канала. В дне ка-

Нала до пуска воды были открыты шурфы, в стенки которых на глубине 30—35 см от дна внедрялись точечные тепловые источ­ники диаметром 40 мм и спаи дифференциальных термопар, распо­ложенные на расстоянии 2—4 см от источника. Выводы от источ­ников и термопар тщательно изолировались и выводились на берег канала. Шурф после этого заливался глинистым раствором. Раз­ность температур на спаях термопар замерялась гальванометром типа М-95, шкала которого была проградуирована в градусах Цельсия. Нагревание источника проводилось от батарей. Было установлено 4 таких датчика на участках, где ложе канала прохо­дило в различных породах. Перед установкой датчиков непосред­ственно в месте их размещения опытным путем были определены коэффициенты теплопроводности для полностью насыщенной по­роды. После пуска воды в канал были начаты измерения фильтра­ционных потерь по рассмотренному выше методу.

Измерения проводились в течение 5 мес при различной глубине воды в канале. Фильтрационные потери на всех четырех участках были примерно одинаковыми и менялись в пределах от 0,6 до 0,4 м/сут. Отмечалась некоторая зависимость потерь от слоя воды в канале. При слое 3 м интенсивность фильтрации в дно канала была 0,64, а при 2 м — 0,38 м/сут.

Следует отметить, что при общем расходе воды в канале до 100 м3/с применение других способов определения локальных по­терь на фильтрацию представляется серьезной проблемой.

Таким образом, применение методов термометрии в комплексе с другими исследованиями позволяет получить информацию о филь­трационных потоках, которую не всегда дают другие методы.