ГИДРО­ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ НА ОРОШАЕМЫХ ТЕРРИТОРИЯХ

Параметры влагопереноса

Для характеристики движения влаги используются понятия об объемном единичном расходе или, как его принято называть, плот­ности потока — характеристике, аналогичной скорости фильтрации при полном насыщении. Согласно закону Дарси—Клюта, скорость фильтрации v определяется градиентом напора Я и коэффициентом влагопереноса к

Р.4)

При полном насыщении пор водой коэффициент влагопереноса к соответствует коэффициенту фильтрации пород ко. Величина на­пора в данном случае определяется в соответствии с уравнением Я. Бернулли

// = -£-+*, (2.5)

Где г — ордината точки над плоскостью сравнения; р — давление; у — объемная масса воды.

Чаще для характеристики напора используется пьезометриче­ская высота.

В условиях неполного насыщения пород аналогом давления яв­ляется давление всасывания, удерживающее воду в породе капил­лярными силами, зависящими от кривизны поверхности раздела на границе воды и воздуха, и сорбционными силами, определяемыми молекулярным взаимодействием воды и скелета породы. Иногда в качестве единицы используется десятичный логарифм высоты всасывания, выраженный в сантиметрах водяного столба. Он обо­значается символом pF. Полученная таким образом высота всасы­вания г|) будет характеризовать силы, удерживающие воду в не пол­ностью насыщенной породе.

/ — супесь легкая; // — средний сугли­нок; ///—лёссовидный суглинок; IV — тяжелый суглинок

Рис. 11. Зависимость t|)(#) для тя­желого сыртового суглинка из Куйбышевской области. Стрелки, направленные в сторону увеличе­ния влажности, определяют увлаж­нение, а в сторону уменьшения — осушение

Для ненасыщенных пород формулу для напора можно за­писать в следующем виде:

Я-^ф + 2, (2.6)

Высота всасывания при полном насыщении равна нулю. С умень­шением влажности высота всасывания возрастает по абсолютной величине, достигая 100 м и более в сухих породах.

Зависимость высоты всасывания от влажности (8) в различ­ных породах разная и определяется экспериментальным путем. Пример такой зависимости для песков, супесей, суглинков и глины показан на рис. 10. Для некоторых практических расчетов эту за­висимость удобно представить в виде следующих соотношений:

4> = 2//к(1 -0) + /-/(>; (2.7)

= —Нк In 0; (2.8)

5 0-00

(2.9)

Бо

Где 0ТО— полная влагоемкость породы; В0 — влажность, соответст­вующая максимальной молекулярной; #к —приведенная высота капиллярного поднятия; Но — скачок давления при полном насы­щении. Приведенная высота капиллярного поднятия эквивалентна полному влагосодержанию капиллярной зоны

Со

Нк = $ ёАг. (2.10)

О

Следует отметить, что связь между высотой всасывания и влаж­ностью неоднозначна. Так, при осушении предварительно полно­стью насыщенной породы связь между влажностью и высотой всасывания характеризуется кривой, где каждому значению соот­ветствует максимально возможное значение влажности. При обрат­ном процессе, когда происходит увлажнение сухой породы, для тех же значений высоты всасывания характерны минимальные значе­ния влажности. Эти две кривые образуют две основные ветви гистерезиса. Смена процессов сушки и увлажнения образует бес­конечное множество кривых развертки гистерезиса (петель гисте­резиса) в области, ограниченной основными ветвями зависимости (6) (рис. 11).

Коэффициент влагопереноса k также находится в существенной зависимости от влажности. Наиболее общая зависимость k полу­чена теоретическим путем С. Ф. Аверьяновым (1949 г.) и экспери­ментально подтверждена для многих пород [31]. Эта зависимость связывает коэффициент влагопереноса и влажность степенной функцией

K^kfi4. (2.11)

Показатель степени п зависит от характера распределения пор по размерам. Для однородных пород п меняется в пределах от 3 до 4, что хорошо согласуется с теоретическим решением С. Ф. Аверья­нова, где п — 3,5. Однако в сущест - т венно неоднородных породах показа - 9 .М/СУТ тель степени п может быть значитель - < но больше. При аппроксимации зави­симости £(0) большое значение имеет выбор величины 0о в формуле (2.9). 1б В данном случае влажность 0о харак­теризует объемное содержание прак­тически неподвижной воды и не всегда соответствует максимальной молеку­лярной влажности. На рис. 10 пред - 10~3 ставлены зависимости ij)(0), а на рис. 12 зависимости &(0) для некоторых типов пород, слагающих зону аэрации 10 в районах с орошаемым земледелием. В табл. 6 даны примеры констант, 10-« входящих в аппроксимирующие фор­мулы (2.7), (2.8) и (2.11), характер - „6 ные для этих пород. 10

Следует отметить, что поскольку высота всасывания характеризует рав­новесное состояние воды в породе, то из-за влияния различных факторов эта величина при одной и той же влажности может быть различной. Соответственно и зависимость - ф (0)

Для одной и той же породы будет меняться. Повышение минерали­зации воды приводит к увеличению высоты всасывания, причем растворы различных солей в разной степени влияют на интенсив­ность удержания воды в породе. В табл. 7 представлены данные о влиянии минерализации растворов NaCl и NaC03 на зависимость влажности от высоты всасывания.

Из представленных данных видно, что влияние раствора Na2CO<, на равновесие влаги в породе значительно существеннее, чем рас­твора NaCl. В частности, значения влажности завядания, опреде­ляемые для воды высотой всасывания порядка 10—15 м (pF = 3— 3,2), для почв, насыщенных растворами NaCl и ЫагСОз, соответ-

Ственно будут 30 и 40, вместо 25 % для чистой воды.

В деформируемых породах высота всасывания может ме­няться под влиянием нагрузки. Д. Кроней предложил следующее выражение для высоты всасыва­ния t|j(p) в зависимости от дав­ления воды р и высоты всасыва­ния ненагруженного образца ■ф (0) : (р) = (0) + ар. Коэф­фициент а определяется по ком­прессионной кривой согласно

Дж. Филипом (Philip J. R„ 1957 г.)

" = <2Л2>

Где е — коэффициент пористости.

Большое влияние на зависимость k (8) могут оказывать содер­жащиеся в породе отдельные поры значительных размеров (мак­ропоры). При наличии таких пор даже небольшое уменьшение влажности по сравнению с полным насыщением приводит к рез­кому уменьшению коэффициента влагопереноса. Для некоторых образцов лёссовидных суглинков Северного Предкавказья умень­шение влажности всего на 0,6 % приводит к уменьшению коэффи­циента влагопереноса от 0,6 до 10~3 м/сут. Важно отметить, что именно эти макропоры и определяют проницаемость пород в мас­сиве. Коэффициент фильтрации породы с макропорами весьма грубо может быть оценен следующим соотношением:

Ft =10А-г\т, (2.13)

Где гп — радиус поры; т — относительная доля макропор в объеме породы (макропористость). Так, для поры, имеющей радиус 1 мм, & — m • 105 м/сут. Даже если одна такая пора приходится на пло­щадь в 1 м2 (т = 3,14-Ю-6), то коэффициент фильтрации такого образца будет 0,3 м/сут. Экспериментальные исследования под­тверждают влияние макропор на проницаемость породы. Проведен­ная специальная съемка макропор, характерных для лёссовидных суглинков, показала, что в пределах глубин 0—2 м на площади 10 см2 в среднем встречаются 2—3 макропоры. Средний коэффи­циент фильтрации образцов, специально отбираемых таким обра­зом, чтобы в них не было макропор, составил 0,2 м/сут, а образцов с макропорами — 4 м/сут. При этом наблюдалась и некоторая за­кономерность в зависимости коэффициента фильтрации от диа­метра макропоры (табл. 8).

Обычно макропоры такого размера встречаются редко и распре­делены они в пространстве довольно неравномерно. В связи с этим коэффициенты фильтрации, определенные для случайно отобранных

Образцов, будут зависеть не только от того, имеются ли в них мак­ропоры или нет, но и от размеров образцов. Даже при больших размерах опробования, например при наливах в кольца, процесс инфильтрации будет в значительной степени определяться движе­нием воды по макропорам. Это наглядно демонстрируется распре­делением красителя в продольных и поперечных срезах после осу­ществления кратковременного налива в кольца (рис. 13) для определения фильтрационных свойств покровных суглинков Джизак - ского массива. Различной интенсивностью цвета показано распре­деление различной краски. Подкрашивание проводилось последо­вательно разной краской. Как видно, вначале водой заполняются макропоры, а затем происходит боковое впитывание ее в породу. Некоторая, но довольно значительная часть породы оказывается при этом неувлажненной.

В результате исследований дифференциальной проницаемости этих суглинков с помощью гелеобразующего тампонажного алю- мосиликатного раствора, проведенных Н. П. Карпенко и В. И. Сер­геевым, установлено, что наибольшее число макропор приурочено к верхней части зоны аэрации, где они занимают 20 % площади. После их тампонажа алюмосиликатным раствором коэффициент фильтрации уменьшается в 7 раз — от 4,3 до 0.6 м/сут. На глубине 0,4 м макропоры занимают 3 % площади, а их исключение умень­шает проницаемость в 1,5 раза — с 0,09 до 0,06% м/сут. Аналогич­ные результаты получены и для покровных суглинков на террасе р. Волги (Северо-Чагринский массив орошения). В результате там­понажа макропор коэффициент фильтрации этих пород снизился с 0,25 до 0,07 м/сут.

Учитывая эти особенности строения, целесообразно рассматри­вать породу как многоступенчатую структурную систему. Предель­ной схемой такой системы является гетерогенно-блоковая схема, для которой характерно наличие макропор. Макропоры здесь яв­ляются основными путями, по которым движется вода, а блоки по­роды между ними характеризуют в основном водоемкость Системы. Макропоры за счет их незначительного объемного содержания ока­зывают существенное влияние на фильтрацию только при полном насыщении породы. При незначительном уменьшении влажности макропоры осушаются и влагоперенос осуществляется только в блоках. Этим, в частности, можно объяснить существенную раз­ницу в темпах инфильтрации и последующего обезвоживания зоны аэрации. В связи с этим подстановка в зависимость (2.11) коэффи­циента фильтрации k0 приводит к завышению темпов влагопере­носа, особенно при рассмотрении процессов обезвоживания. Рас­четы влагопереноса в этом случае следует проводить с учетом только коэффициента фильтрации блоков.

Для характеристики воздухопроницаемости используются те же величины, что и для воды. Проницаемость пород kn [см2], [мкм2] связана с коэффициентом фильтрации соотношением

= (2.14)

Где ті — коэффициент динамической вязкости. 1 мкм2 соответствует коэффициенту фильтрации воды, равному 0,85 м/сут. При расче­тах вязкости воздуха можно принимать т] — 1,8 Па-с и у = = 0,0013 г/см3, что соответствует нормальному атмосферному дав­лению и температуре 20 °С. В Отличие от воды, при движении воз­духа в направлении уменьшения давления скорость его фильтрации будет возрастать за счет его расширения. В соответствии с этим будет возрастать и градиент давления. Для изотермически расши­ряющегося таза можно считать справедливым соотношение

У = UeLAL, (2.15)

Л (Р) dx '

Где V — массовый расход воздуха; у(р) и ті (р) — объемная масса и вязкость, зависящие от давления. Полагая далее, что вязкость

Слабо зависит от давления, а у (р)~у~—, где у — объемная

Рат

Масса воздуха при атмосферном давлении рат, получим иное вы­ражение для массового расхода воздуха

(2-1в)

Соответственно объемный расход воздуха определится в зависимо­сти от давления

Для одномерного стационарного потока воздуха в пористой среде единичный расход v2 на выходе из образца длиной I определится следующим соотношением:

(2-Й)

Где pi и р2 —давление на входе и выходе образца длиной /.

Если давления pi и р2 мало отличаются от атмосферного, иными словами, если избыточное давление находится в пределах 0,1/)ат, то с достаточной точностью можно считать (р«рат), тогда

Kn dp, dff.. р

V ~--- ——т. - k—j-; Я = —

•ц ах ах у

Таким образом, при малых избыточных давлениях закон движения воздуха в пористой среде аналогичен закону Дарси. При малых давлениях наблюдается эффект проскальзывания (эффект Клин - кенберга), приводящий к увеличению расхода газа за счет про­скальзывания его молекул вдоль стенок пор. В связи с этим истин­ная проницаемость среды будет определяться введением поправки

Где — экспериментальная проницаемость газа; Ь — коэффици­ент Клинкенберга.

Проницаемость породы для воздуха в значительной степени за­висит от ее влажности. Максимального значения она достигает в сухой породе и уменьшается до нуля при насыщении, близком к полному. При одновременной миграции воздуха и воды движе­ние каждой фазы рассматривается отдельно. При этом в уравне­ния движения вводятся значения коэффициентов проницаемости воздуха и влагопереноса в зависимости от влажности породы. График относительных фазовых проницаемостей для песка и пес­чаника показан на рис. 14. Как видно из графика, в песке дви­жение воздуха прекращается уже при насыщенности, равной 70%. При этом в породе остается защемленный воздух, препятствующий ее дальнейшему увлажнению и снижающий темп влагопереноса. Оставшийся в порах воздух может выйти из породы только в виде
пузырьков. В зависимости от ее дисперсности скорость движения пузырьков воздуха различна. Некоторые значения скорости дви­жения пузырьков воздуха в пористой среде в зависимости от сред­него радиуса частиц породы при отсутствии фильтрации представ­лены в табл. 9.

Эта таблица построена на основании теоретических расчетов, однако приведенные в ней данные убедительно показывают, что в породах с преобладанием пылеватых и глинистых частиц ско­рость подъема пузырьков воздуха может быть соизмерима со ско­ростью фильтрации. Последнее может привести к тому, что в те­чение всего периода фильтрации в породе будет оставаться воздух.

При определении проницаемости пород с помощью воздуха важно учитывать, что при увлажнении может существенно ме­няться структура породы за счет набухания и заплывания макро­пор. Кроме того, при увлажнении породы часть воды сорбируется поверхностью частиц, образуя связанную воду и изменяя актив­ную пористость. Эти явления приводят к тому, что воздухопрони­цаемость оказывается больше водопроницаемости. Причем эта раз­ница особенно ощутима для тонкодисперсных пород. В табл. 10 приводятся средние значения воздухо - и водопроницаемости не­которых пород по данным В. Я. Бурякова [6].

Как видно из таблицы, фильтрация воды вызывает изменения параметров проницаемости в структуре пористого пространства, достигающие нескольких порядков. Использовать воздухопрони­цаемость пород для характеристики их водопроницаемости иногда вполне возможно, но при этом, как и во всех других случаях, не­обходимы предварительные лабораторные исследования.

Изменение структуры пород возможно не только при их увлаж­нении, но и при длительной фильтрации за счет выщелачивания и растворения минерального цемента породы и кольматации пор микрочастицами при высоких скоростях фильтрации.

В обобщающей статье Дж. Митчела и Дж. Юнгера [45J приво­дятся данные, показывающие, что при фильтрации в глинах наб­людается перераспределение напора вдоль образца (рис. 15).

Изменение коэффициента фильтрации при различной нагрузке

Нагрузка, МПа

0,25-0,7 0,1-0,03 0,08-0,02 0,02-0

О

/ — до начала фильтрации; 2 — спустя 1 ч

Этот эффект объясняется авторами миграцией частичек по потоку и отложением их на выходе из образца. При этом средний коэф­фициент фильтрации пород за 1 ч опыта уменьшился с 3,5-10~2 до 3-10~2 м/сут. Процесс изменения структуры, связанный с выщела­чиванием цемента, по-видимому, более длительный. Об этом сви­детельствуют данные Г. М. Березкиной. На рис. 16 показаны фотографии шлифов (при увеличении в 10 раз) среднеазиатских лёссовидных покровных суглинков до и после опыта, длившегося 20 сут. Как видно, в результате фильтрации структура породы принципиально изменилась. Крупные поры, имеющие размер до 2 мм, полностью исчезли. При этом коэффициент фильтрации об­разца уменьшился в 20 раз — от 4 до 0,2 м/сут, а его плотность увеличилась с 1,2 до 1,8 г/см3.

Хорошо известно, что свойства пород меняются под действием разного рода нагрузок. Так, П. С. Амин-Заде и Т. И. Исмаилов приводят данные, показывающие, что коэффициент фильтрации лёссовых грунтов существенно меняется при приложении нагрузки (табл. 11).

Как видно, увеличение нагрузки на 0,05 МГІа приводит к умень­шению коэффициента фильтрации более чем в 2 раза. Следует от­метить, что в этих опытах использовались образцы пород с есте­ственной влажностью, взятых из зоны аэрации. При таком харак­тере изменения коэффициента фильтрации под нагрузкой подъем уровня подземных вод с глубины 10 м к дневной поверхности при­ведет к уменьшению k на глубине 10 м в 1,5 раза. Таким образом, этот процесс, безусловно, должен учитываться при значительных изменениях давления нагрузки, связанной со строительством, за­полнением водохранилищ и при значительном (по крайней мере более 10 м) изменении уровня подземных вод.

Существенную роль в изменении проницаемости играет каче­ственный состав фильтрующейся воды. Многочисленными исследо­ваниями отмечено, что проницаемость дисперсных пород при фильтрации электролитов больше, чем для чистой воды. Увеличе­ние проницаемости более чем в 2,5 раза отмечалось при фильтра­ции 10%-ного раствораNaCl через монтмориллонитовуюглину [34J. Увеличение k при фильтрации электролитов объясняется сжатием слоев рыхлосвязанной воды вокруг глинистых частиц, вследствие чего увеличивается эффективный диаметр пор. Однако в естествен­ных условиях при невысоких концентрациях раствора изменение композиции пористого пространства в глинистых породах и соот­ветственно изменение их проницаемости происходят главным об­разом за счет процессов катионного обмена Этот процесс приво­дит либо к образованию агрегатов, либо к дезагрегации. В качестве примера можно привести результаты эксперимента, проведен­ного на лёссовидных суглинках, характерных для Явкинской оро­сительной системы на юге Украины [1]. Образцы отбирались с глу­бины 2 м. Опыт ставился с целью изучения влияния длительной фильтрации воды с проектным химическим составом на фильтра­ционные свойства пород. Опыты проводились с нормальной кон­центрацией раствора и с концентрацией, увеличенной в два раза. Состав фильтрата соответствовал смеси вод рек Ингулец и Днепр (такое смешение предусматривалось проектом). Результаты этого эксперимента приведены в таблицах 12 и 13 и на рис. 17.

На рисунке хорошо видна тенденция увеличения значений ко­эффициента фильтрации. Последнее связано с изменением состава обменных катионов —замещения Na+ на Са2+ и, как следствие, создание благоприятных условий для образования агрегированных структур. Интересно отметить, что процесс этот достаточно дли­тельный и далеко не всегда может быть выявлен в результате кратковременных полевых экспериментов. В этих же условиях

Результаты эксперимента по фильтрации воды с проектным химическим составом через лёссовидные суглинки

,^10 м/сут 10 9 8 7 6

5 4

3

-і 1

Февраль Март Апрель

Фильтрация раствора NaCl с концентрацией 5 г/л приводит к уменьшению проницаемости практически до нуля.

Более подробно эти процессы изучались применительно к поч­венному покрову. В частности, в работе [50] исследовалось влия­ние различных растворов на коэффициент фильтрации среднего чернозема из горизонта А (табл. 14).

Как видно из таблицы, в данном случае раствор NaCl в рас­смотренном диапазоне концентраций практически не влияет на проницаемость почвы. С другой стороны, даже небольшие кон­центрации раствора ЫагСОз приводят к резкому уменьшению ко­эффициента фильтрации. Такое различие в эффекте от действия разных растворов может быть объяснено сложным характером ионного обмена в щелочной почве, исходно содержащей СаСОз. Сложность процессов катионного обмена и слабое развитие теории для многокомпонентных смесей вызывают необходимость оцени­вать возможность изменения коэффициента фильтрации и прогно­зировать эти изменения путем постановки прямых экспериментов.

Рассмотренные выше процессы изменения коэффициента фильт­рации протекают относительно быстро. Выявление общих тенден­ций в направлении этих процессов и прогноз проницаемости могут быть сделаны также в результате экспериментальных исследо­ваний.

Значительно сложнее давать прогнозы в тех случаях, когда из­менение структуры породы происходит медленно, в течение не­скольких лет. В первую очередь здесь следует отметить деятель­ность биологически активной части почвы. По данным Вейсафога, на 1 га среднеевропейской почвы приходится 115 470 кг органиче­ского вещества (сухой лес), из них 6388 — живые организмы, 11500 — корни, 97 582 кг — инертная органическая масса. Из жи­вых организмов следует прежде всего отметить почвенных червей (их число доходит до 20 млн. на 1 м2), дождевых червей (на лугах их масса достигает 4 т на 1 га), насекомых, число которых на 1 м2 может превышать 100 тыс. особей. Роль живых организмов в формировании структуры почвы огромна — только червями еже­годно переворашивается до 100 т земли на 1 га. Кусочки растений в результате этой деятельности уменьшаются в размерах до 20—

50 мкм. Удельная поверхность растительных осадков увеличивается на 75 % от деятельности червей и на 500 ООО % от деятельности более мелких членистоногих. В этом отношении интересны, напри­мер, данные, показывающие практическое прекращение фильтра­ции при увеличении числа бактерий от І05 до 106 на 1 г породы.

Разрыхление земли корнями растений, появление макропор и каналов на месте перегнивших корней, работа насекомых-земле - роев в совокупности приводят к полной перестройке породы, изме­нению ее структурных особенностей и проницаемости. Изменение фильтрационных свойств в результате изменения условий жизне - обитания растений под влиянием искусственных мероприятий от­мечается в работах Е. Андрияускайте и А. А. Бальчунаса.

Этими исследованиями отмечается, в частности, увеличение ко­эффициента фильтрации на дренированных минеральных почвах. Некоторые данные из работы А. А. Бальчунаса, подтверждающие это положение, представлены в табл. 15.

Наблюдается также изменение проницаемости в зависимости от расстояния до дрены. Например, для горизонта Ai минеральных почв А. А. Бальчунасом приводятся следующие данные. Коэффи­циент фильтрации меняется от 0,93—1,66 м/сут в 1 м от дрены до 0,37—0,98 м/сут между дренами; при этом на неосушенных землях он составляет в среднем 0,29—0,48 м/сут.

Совершенно иначе осушение влияет на фильтрационные свой­ства торфяных почв. Отмечается, что коэффициент фильтрации торфа за 2—4 года уменьшается в 2—3 раза, что связано с его уплотнением.

Динамику изменения коэффициента фильтрации во времени можно продемонстрировать на экспериментальных данных, полу­ченных Номе (Ыёше Lire, 1976 г.) на участке опытного дренажа. Коэффициент фильтрации определялся между дренами в биологи­чески активном слое на глубине 1,3—1,4 м. В табл. 16 представ­
лены средние значения коэффициента фильтрации, соответствующие различ­ным периодам времени.

Авторы этих исследований отме­чают, что движение воды происходит по избирательным путям, связанным с отмершей корневой системой. Эти макропоры характерны для биологи­чески активного слоя. До работы дре­нажа в 1969 г. вторичная пористость была слаборазвита. С вводом дре­нажа улучшилась аэрация почвы, из­менились ее тепловой режим и соот­ветственно условия обитания растений и организмов. Уменьше­ние коэффициента фильтрации в 1973 г. авторы связывают с боль­шим количеством осадков, ухудшением аэрации и соответствую­щим изменением направления почвенных процессов.

Анализ даже немногочисленных исследований в этой области позволяет считать процесс формирования структуры пород под влиянием почвенных процессов достаточно медленным. В связи с этим прогнозы изменения фильтрационных свойств могут да­ваться только на основании опыта эксплуатации аналогичных систем.

Емкость водоносных пластов. Изменения емкости во­доносных пластов при нестационарном режиме фильтрации проис­ходят двумя принципиально различными путями: а) в связи с гра­витационным насыщением или осушением пород, происходящим в безнапорном потоке при подъеме или опускании свободной по­верхности (гравитационная емкость); б) за счет расширения или сжатия пород и воды в процессе упругого режима фильтрации (упругая емкость). Изменение гравитационной емкости пласта ха­рактеризуется коэффициентом гравитационной водоемкости р,0, который представляет собой изменение количества воды в порах при гравитационном осушении или насыщении, отнесенное к объ­ему грунта; при опускании свободной поверхности цо соответствует коэффициенту водоотдачи а при повышении свободной поверх­ности — коэффициенту насыщения Для величин fxB и jxH можно записать следующие формулы: jxB = Qm — Bo — бет, = 0m — 0е, где бт — влажность грунта в насыщенном водой состоянии (под свободной поверхностью); 0СТ — влажность стыковой воды (в углах пор); 0О — объемное содержание связанной воды; 0е — влажность грунта в воздушно-сухом состоянии (над свободной поверхностью). Для песков, супесей и суглинков значения коэффициентов р, в И р, н обычно колеблются в пределах 0,05—0,25.

Наличие в породах макропор и трещин обусловливает специфи­ческий режим насыщения и осушения пород, для которого харак­терны два этапа, связанные с изменением водосодержания макро­пор и агрегатов (блоков). В таких гетерогенных породах макро - поры и трещины являются основными водопроводящими путями.

Несмотря на то что их объемное содержание в породе очень мало (до 5 % от общего объема породы), именно они и определяют про­ницаемость пород в массиве. Блоки или агрегаты породы харак­теризуются значительно меньшей проницаемостью, но при этом в основном определяют ее водоемкость. Первый этап осушения или насыщения пород связан с изменением водосодержания тре­щин и макропор. Для этого этапа характерны низкие значения коэффициента р,0 — порядка 0,05. На втором этапе происходит на­сыщение агрегатов.

Для анализа процесса насыщения агрегата рассмотрим следую­щую простую схему. Агрегат геометрической формы, которая мо­жет быть произвольной, в какой-то момент времени оказывается окруженным со всех сторон водой. На поверхности агрегата гра­ничное условие г|) — 0 сохраняется постоянным до тех пор, пока приток по макрокапиллярам достаточно интенсивен, чтобы обеспе­чить постоянное увлажнение поверхности агрегата. Динамику на­сыщения агрегата в упрощенной постановке можно представить в следующем виде:

V("О

Где V— объем агрегата; ш — его поверхность; 0 —среднее значение объемной влажности; к — коэффициент влагопереноса; чр — сред­няя высота всасывания; / — характерная длина, определяющая средний путь влаги. Далее, считая связь между влажностью и вы­сотой всасывания линейной, а коэффициент влагопереноса усред­ненным по влажности, получим следующее решение уравнения (2.21):

§ = 1 _ Т = (2.22)

«0 "к

Сопоставление приближенной формулы (2.22) с решением на электроинтеграторе, где этот процесс рассматривался в более слож­ной постановке [27], показало возможность использования ее для практических расчетов. Анализ этой зависимости в свою очередь показывает, что практическое насыщение агрегата происходит по истечении времени t, в 3 раза превышающего характерное время запаздывания т (/>3т). При этом, учитывая сложность опреде­ления входящих в т параметров, целесообразно рассматривать ха­рактерное время запаздывания как самостоятельный параметр и назвать его временем влагообмена. Для реальных пород т ко­леблется в пределах от 0,01 до 2,0 сут. Таким образом, интенсив­ность впитывания зависит от влагосодержания блока и опреде­ляется следующим соотношением:

_L (і _ё). (2.23)

Малые значения времени влагообмена характерны для агрегиро­ванных пород с размером агрегатов до 1 см. Для пород, пронизан­
ных макрокапиллярами, происхождение которых связано с дея­тельностью землероев, значения т могут достигать 1 сут.

При подъеме свободной поверхности может происходить за­щемление воздуха, приводящее к уменьшению потенциальной во- доемкости породы. Объем защемленного воздуха может быть со­измерим с водоемкостью и в некоторых случаях превышать поло­вину ее величины. Прекрасными ловушками воздуха являются агрегированные породы. При подъеме уровня вода движется по трещинам и макропорам, а блоки породы остаются практически сухими. Впитывание воды в блоки происходит медленно и может прекращаться при наступлении равновесия между давлением замк­нутого воздуха и капиллярными силами.

Дегазация породы осуществляется вследствие растворения воз­духа в воде и удаления его по крупным порам в виде пузырьков. Несмотря на существенное влияние воздуха, насыщение агрегиро­ванных пород происходит значительно быстрее, чем их осушение. При спаде уровня сначала осушаются макропоры и трещины, а блоки и агрегаты породы остаются насыщенными. Связь между агрегатами может ухудшаться настолько, что их осушение грави­тационным путем в некоторых случаях становится невозможным.

Рассмотренная простая схема, учитывающая защемление воз­духа при насыщении агрегатов, показывает, что в этом случае темп впитывания значительно ниже, чем при предположении о возмож­ности беспрепятственного удаления воздуха. Изменение влагосо - держания агрегата без учета растворения воздуха приводит к сле­дующему уравнению:

DQ ____

Dt х і - 6

Где ро — давление воздуха, при котором началось насыщение. Со­поставление (2.23) с (2.24) показывает, что в суглинистых поро­дах, для которых p0f2HK^l, скорость насыщения блока (при 0 = = 0,3) в случае защемления воздуха будет почти в три раза

Меньше. При этом равновесное содержание влаги ^когда =

Будет соответствовать значению 8 = 0,4, иными словами, ко­эффициент недостатка насыщения может быть более чем в два раза меньшим коэффициента водоемкости ц0. Упругая емкость водоносных пластов проявляется при изменениях давления в по­роде и воде и характеризуется коэффициентом упругоемкости т}, который представляет собой изменение объема воды в единичном объеме потока при единичном изменении напора.

В табл. 17 приведены некоторые характерные значения упруго­емкости пород [20J.

В плановых потоках удобнее пользоваться коэффициентом упру­гой емкости пласта р,*, который представляет собой изменение объема воды в единичном элементе пласта (единичной площади

ТАБЛИЦА 17 Характерные значения упругоемкости пород

Породы

Скальные

Песчаные и гравелистые Супесчаные и глинистые

Глубокие водоносные горизон­ты

В плане) при единичном изменении напора; в однородном пласте мощностью т имеем р,* == ц*т, а в слоистом пласте, состоящем из п слоев с мощностью г'-го слоя ті и коэффициентом упругоемкости Т];, ПОЛуЧИМ

П

£ пХ-