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.

Параметры влагопереноса

Рис. 10. Зависимость высоты вса­сывания от влажности для неко­торых пород.

/ — 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

Параметры влагопереноса

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

Параметры влагопереноса

10'

Рис. 12. Зависимость коэф­фициента влагопереноса k от влажности.

/ — супесь легкая; 2 — суглинок средний; S — лёссовидный; 4 — тяжелый

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)

Константы, характерные для пород зоны аэрации

Район

Тип пород и место определения

0

Т

Як, м

Я0,.м

V

М/сут

Я

Средняя Азия

Суглинок тяжелый (Джизакский массив) Супесь легкая (Даль - верзинский орошаемый массив)

0,45 0,42

0,15 0,1

4 1

1,5 0

0,01

1,2

4,5 4

Предкав­казье

Лёссовидный суглинок (совхоз Советский) Покровный суглинок (терраса р. Терек)

0,42 0,45

0,17 0,15

1.4

3.5

0,3 0

0,05 0,1

4 4

Степная зо­

Тяжелые суглинки (Ниж­

0,37

0,17

2,5

0

0,1

2,7

В Украины

Неднестровская ороси­тельная система) Средние суглинки (Яв - кинская оросительная система)

0,42

0,17

3

0

0,04

4

Поволжье

Сыртовые суглинки (сов­хоз им. Ленина)

0,45

0,2

4

0,5

0,02

4,3

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-

ТАБЛИЦА 7

Зависимость влажности от высоты всасывания при насыщении породы различными растворами [50]

Раствор

Высота всасывания (см) при pF=lg|i|>|

0

1,0

2,0

2,3

2,7

3,4

4,2

6,1

Н20

54,8

51,0

44,6

38,6

33,5

25,0

7,7

3,6

NaClo,5 н

57,4

53,2

47,7

44,3

39,3

30,3

20,6

3,6

Na2CO30j5H

59,4

55,1

53,3

52,4

49,9

39,8

28,6

3,6

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).

Зависимость коэффициента фильтрации от размера макропоры

Диаметр

Коэффициент

Макропоры, мм

Фильтрации k, м/сут

2

0,6

4

2

6

4

8

7

Выражению, предложенному

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

Параметры влагопереноса

Рис. 13. Распределение красителя в вертикальном срезе почвы.

J — после первой фазы промачивання; 2 — после второй фазы промачивания; 3 — неокра­шенная область

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

ЮО

Параметры влагопереноса

О 20 40 60 80 S, %

Рис. 14. График относительных фазовых проницаемостей ka Дж. Юхаса (J. Juhasz, 1962 г.).

ТАБЛИЦА 9

Зависимость скорости подъема воздушных пузырьков (J. Juhasz, 1962 г.) от радиуса зерен

Радиус зерна, мм

Скорость подъема пузырьков, м/сут

0,1

88,7

0,05

22,3

0,02

3,58

0,01

0,89

0,005

0,22

0,002

0,03

По данным

Экспериментальные кривые: 1 — для песка; 2 — для известняка; 3 — для песчаника

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.

(2.19)

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).

ТАБЛИЦА 10

Сопоставление воздухо - и водопроницаемости

Порода

Воздуха, мкм2

ЙдВОДЫ, мкм*

Глина

Алевролит глинистый песчаиый

Песчаник

Супесь

Песок

0,063(5)*

0,1(14)

0,5(17)

1,1(15)

1,2(7)

4,8(4)

0,004(14)

0,082(18)

0,14(10)

0,54 (46)

1,0(31)

7,1(3)

* В скобках указано число определений.

Параметры влагопереноса

20

Рис. 15, Распределение па­дения напора ДН вдоль об­разца.

О 20 40 6 0 80 Щ%

І, CM

Ft, м/сут

Ю

0,0

0,05

0,1

0,2

0,3

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.

Параметры влагопереноса

Рис. 16. Фотографии шлнфов среднеазиатских лёссовидных суглинков. а — до фильтрации; б — после фильтрации

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

Опыта

Емкость поглощения

Состав обменных катионов, ммоль на 100 г породы

Са2+

Mg2+

Na+

До опыта

После опыта

До опыта

После опыта

До опыта

Тюсле опыта

1

2

35 38

20 18,5

27,5 29,5

9,4 14,0

6,5 8,0

5,6 5,5

1,0 0,5

ТАБЛИЦА 13

Исходное засоление и состав фильтрата

Опыта

Характерис­тика пород н фильтрата

Са2+

Mg2+

Na+

Ci-

Нсо3

So|~

Водная вы­

12

9,8

29,9

9,2

268,4

Сл.

1

Тяжка Состав

48

7,3

23,0

17,8

235,6

Сл.

Фильтрата Водная вы­

16

7,3

22,6

17,0

207,4

0,22

2

Тяжка Состав фильтрата

10,2

7,3

2,1

8,0

457,5

Сл.

,^10 м/сут 10 9 8 7 6

5 4

К, Ю"* м/сут

А,

Параметры влагопереноса

Параметры влагопереноса

3

-і 1

Февраль Март Апрель

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—

ТАБЛИЦА!4

Влияние состава к концентрации раствора на проницаемость почвы

Раствор

Й, м/сут

Раствор

K, м/сут

Н20

1,04

Na2C03o>fS „

0,12

NaC! c,o5 н

0,96

Na2C03fil н

0,036

МзС J ||

0,78

Na2CO30)5 и

0,0026

NaCl0i5 н

1,24

Сопоставление коэффициентов фильтрации дренированных и недренированных почв

Коэффициент фильтрации, м/сут

Почва и местоположение

Горизонт или глубина, см

Дренирован­ные почвы

Недреиированные почвы

Дерново-глеевая выщелочен­ная супесчаная почва, Ке - дайнский р-н ЛитССР

Дерново-подзолистая глеева - тая суглинистая почва, Кре - тингский р-н ЛитССР Дерново-подзолистая глеева - тая глинистая почва, Каунас­ский р-н ЛитССР

10—20 30—40 50--60 80—90

А2В подпахотный горизонт

А2В подпахотный горизонт

7,78 0,74 0,46 0,28 0,14-1,56

0,05

1,11

0,15 0,03 0,003

0,09-1,32

0,02

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.

Изменение коэффициента фильтрации во времени

Время определения, год

К, м/сут

1969

0,31

1972

1,15

1973

0,75

1974

1,70

1975

1,75

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

П. м~1

ТАБЛИЦА 17 Характерные значения упругоемкости пород

Породы

Скальные

Песчаные и гравелистые Супесчаные и глинистые

(0,02-1,7) • 10-5

(0,5-5) • 10-* Ю-З-Ю-4 10-5-10-6

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-

ГИДРО­ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ НА ОРОШАЕМЫХ ТЕРРИТОРИЯХ

Квалифицированные услуги в области геологического обследования участка

Невозможно начать возведение дома без начального изучения геологического изыскания. Строительные нормы, используемые при возведении стен, напрямую зависят от полученных результатов изучения почвы. Что такое геология для строительства и как получить …

Инженерная геология в Киеве

Геологические исследования играют большую роль при масштабном строительстве домов, несущих конструкций и производственных мощностей. Среди большого спектра услуг инженерная геология занимает почетное место в потребительском рейтинге на рынке. Компания «Геоплан» …

Геологические исследования

Анализ состояния грунта - это один из самых важных этапов перед началом строительства. Данный спектр исследований позволяет всесторонне и объективно оценить положение дел на строительной площадке, чтобы конструктор мог правильно …

Как с нами связаться:

Украина:
г.Александрия
тел./факс +38 05235  77193 Бухгалтерия
+38 050 512 11 94 — гл. инженер-менеджер (продажи всего оборудования)

+38 050 457 13 30 — Рашид - продажи новинок
e-mail: msd@msd.com.ua
Схема проезда к производственному офису:
Схема проезда к МСД

Партнеры МСД

Контакты для заказов шлакоблочного оборудования:

+38 096 992 9559 Инна (вайбер, вацап, телеграм)
Эл. почта: inna@msd.com.ua